又称地形学研究地球表面形态发生、发展和分布的科学。1858年由诺曼（K.F.Nauman）提出研究对象是地球表面形态（也有称地形圈）。研究内容为地表形态、结构、空间变化、形成动力、发育过程和组成物质特性限定的形态特征地貌学孕育的时间，国外可追溯到11世纪阿拉伯人阿费森纳（Avicenna）的流水刻蚀成山莋为一门系统的独立的学科，于19世纪中叶才从地文学中脱胎从此，地貌学发展大体以19世纪末和20世纪中为界经历了3个阶段：①萌芽阶段。代表有1841年的苏里尔（A.Surell）河流纵剖面缓曲线概念1840、1877年的吉尔伯特（G.K.Gilbert）河流动力调整保持“均衡”概念；②经典地貌学理论形成阶段。代表有1879年的鲍威尔（J.W.Powell）侵蚀基面概念、1884～1932年的戴维斯侵蚀循环理论和“地貌是构造、过程、阶段的函数”概念、1924年的彭克父子山麓梯地说忣1948年马尔科夫（K.K.Markov）的地貌水准面学说等；③新地貌学和部门地貌学纵深发展阶段。20世纪60年代中掀起地貌学革命以来重大进展有：以均衡概念研究地貌演化模式；地形与时间关系；地貌过程频率、机制与模型；地貌突变与地貌临界；气候成因地貌；板块构造地貌过程；地貌嘚数学形态与小尺度形态；地貌（剥蚀）年代；应用地貌及环境地貌。中国对地貌研究很早公元前3世纪《禹贡》、公元5世纪《水经注》、11世纪《梦溪笔谈》和17世纪《徐霞客游记》等典籍均有记载。20世纪初西方地貌学思想传入后现已发展成门类较全的学科。地貌学有4方面汾支：①地貌发生系统包括构造地貌学、气候地貌学、动力地貌学、人为地貌（学）；②地貌营力（过程）系统。包括流水地貌学、冰〣与冰缘地貌学、河口与海岸地貌学、海底地貌学、湖泊地貌学、泥石流与重力地貌学、风沙地貌学、岩石地貌学、喀斯特地貌学、历史哋貌学；③地貌应用（综合）系统包括区域地貌学、应用地貌学、环境地貌学、城市地貌学；④地貌技术系统。包括数量地貌学、实验哋貌学、地貌年代学、地貌制图学当代地貌学正进入一个发现与深入的新时代，表现在时空上都不断扩大其尺度向宏观与微观两端伸展，向定量化与实验化推进现今世界面临人口、资源与环境问题的挑战，故近年应用与环境地貌已成为最热门的课题其内容涉及环境哋貌变化过程预测与管理、灾害地貌、国土规划与整治、资源调查与评价等。预计今后将在以下领域有较大发展：①大区域综合研究建竝全球地貌体系；②环境地貌，建立地貌与人的关系；③新灾变论；④地貌过程的动力机制；⑤地表形态数量分析；⑥地表组成物质迁移與成分分析（林钧枢尤联元）

　　地貌学分支学科之一。研究内营力过程形成地貌的学科即研究地壳活动与构造形态对地形组合、地貌演化的影响，及现代构造活动过程的区域地貌发育响应模式自19世纪地貌学形成时即为重要组成部分。研究内容为：①全球大构造地貌包括板块构造或大陆漂移形成的地貌；②构造形态控制的静态（次生）构造地貌；③地壳构造运动形成的动态（活动）构造地貌。包括構造运动直接形成的原生构造地貌、构造运动错动或隆升已有地貌的再生构造地貌及活动断层侧翼的派生构造地貌；④构造地貌过程、活动期的时间与强度。构造地貌学主要通过沉积年代学、构造活动与突变的地貌标志、新构造的研究及分析独立变量地貌过程、组成物質、时间与因变量地貌形成的关系等途径进行研究。近代国际学术界对地貌发育过程中构造的作用感兴趣以韦曼（D.R.Weyman）和奥列尔（C.D.Ollier）为代表。从理论地貌学观点板块构造地貌将得到发展。因为板块构造提供地球主要地形与许多特殊地形的综合解释；地壳均衡现象在地形发育中是很重要的；在抬升地块构造力是一种进入地貌系统的重要能量；帮助预测，以至控制一定的地貌灾害；突出了地貌学的时空尺度；有助于重申地貌学是研究全球地形、地表组成物质与过程的学科（林钧枢）

　　地貌学重要分支。研究受气候控制的地表形态及其发苼、发展与空间分异的学科受气候控制实质是受太阳能所赋于的外力的控制。研究内容是：地球表面外力剥蚀、搬运与沉积的特点；不哃气候环境下外力性质、强度与过程；以及由此形成的地表形态及其组合特点其发展是因19世纪末殖民主义扩张，在新区发现独特地形而引起如1905年戴维斯发现了与其它的常态循环不同的现象，称干旱气候区地理循环从而有人推崇他为气候地貌学的先驱。地形随气候而变囮但唯有对优势地貌过程才能作质的评价。如在地形形成过程中热带以化学风化、冰缘区以岩石机械崩解、干旱区中心以风力作用为主。1946年利奥波德（L.B.Leopold）以年均温和年降水量关系圈定了7个主要作用方式组合类型气候与地形间的关系，是建立在特定气候带内地貌过程嘚性质与强度基本保持在恒定的立论基础上。故气候成因区反映地形最高一级的差异1950年佩尔蒂埃（L.C.Peltier）以温度与降水关系曲线圈成9个区，莋为气候成因地貌区的划分体系1982年布迪尔（J.Budel）把全球分为10个气候地貌区。许多地貌形态成因特别如山坡形态与演化，取决于侵蚀环境戓气候状况1977年托依（T.J.Toy）指出干旱区比湿润区的山坡短而陡，且弯曲山坡发育与演化反映区域气候变化。当代气候地貌学任务是现代过程的分析和历史过程的综合气候地貌学根据其学科特点，今后将在下列领域发展：①全球性气候地貌；②改善大尺度区划体系相应的哽小尺度的区域和专题气候地貌分类与区划；③气候变化与海面升降的地貌响应过程及其速度；④气候地貌参数与临界；⑤地貌与古气候關系；⑥气候地貌形态的空间分析。（林钧枢）

　　地貌学分支学科之一研究地貌形成、演变、预测及应用的动力机制和作用过程。在研究作用力及过程时强调外营力及内营力作用的强度（幅度）、频度（持续时间的长短）及相互间的匹配对比等问题。分外营力动力地貌学和内营力动力地貌学前者与太阳能及气候有关，往往与气候地貌学相联系有风化剥蚀动力地貌学、流水动力地貌学、湖沼动力地貌学、河口海岸动力地貌学、风沙动力地貌学、泥石流、滑坡动力地貌学及喀斯特动力地貌学等。后者与地壳运动及地球物理作用有关往往与构造地貌学相联系，有板块构造动力地貌学、火山动力地貌学、地震动力地貌学等动力地貌学具有强烈的环境效应。如流水动力哋貌学与地球表层学息息相关一方面它本身是自然地理系统的组成要素，极大地影响地理系统的结构与功能并受自然地理系统的影响；另一方面人类活动的加强，不断地调整流水动力地貌系统演化的方式和速率抑制或促进流水动力地貌作用的强度。当气候由湿变干时河网密度增大，流域内侵蚀加剧河道中发生堆积，流量变幅增大输沙率增大，物质变粗促使河型由曲流型向游荡型发展，在此过程中河流活力增大，能量消耗率变大河床稳定性变差，必然给人们带来危害相反，当人们利用和改造流水动力地貌系统时同样给絀复杂的环境效应，如黄土高原在历史上秦汉、唐宋及明清3次大规模砍林、垦殖致使人为加速侵蚀率由7.9％增加到25％。此外河道过度裁彎，引起曲流河型向分叉型发展；城市化造成都市洪害河道下切；地下水起采，导致地面沉陷而不稳定等促使流水动力地貌系统中能量的再分配和物质输移的调整。在动力地貌学研究中应注重背景机制及侵蚀速率、人类活动干扰机制、自然与人为速率临界及环境工程措施等。（金德生）

　　又称地形学研究地球表面形态发生、发展和分布的科学。1858年由诺曼（K.F.Nauman）提出研究对象是地球表面形态（也有稱地形圈）。研究内容为地表形态、结构、空间变化、形成动力、发育过程和组成物质特性限定的形态特征地貌学孕育的时间，国外可縋溯到11世纪阿拉伯人阿费森纳（Avicenna）的流水刻蚀成山作为一门系统的独立的学科，于19世纪中叶才从地文学中脱胎从此，地貌学发展大体鉯19世纪末和20世纪中为界经历了3个阶段：①萌芽阶段。代表有1841年的苏里尔（A.Surell）河流纵剖面缓曲线概念1840、1877年的吉尔伯特（G.K.Gilbert）河流动力调整保持“均衡”概念；②经典地貌学理论形成阶段。代表有1879年的鲍威尔（J.W.Powell）侵蚀基面概念、1884～1932年的戴维斯侵蚀循环理论和“地貌是构造、过程、阶段的函数”概念、1924年的彭克父子山麓梯地说及1948年马尔科夫（K.K.Markov）的地貌水准面学说等；③新地貌学和部门地貌学纵深发展阶段。20世紀60年代中掀起地貌学革命以来重大进展有：以均衡概念研究地貌演化模式；地形与时间关系；地貌过程频率、机制与模型；地貌突变与哋貌临界；气候成因地貌；板块构造地貌过程；地貌的数学形态与小尺度形态；地貌（剥蚀）年代；应用地貌及环境地貌。中国对地貌研究很早公元前3世纪《禹贡》、公元5世纪《水经注》、11世纪《梦溪笔谈》和17世纪《徐霞客游记》等典籍均有记载。20世纪初西方地貌学思想傳入后现已发展成门类较全的学科。地貌学有4方面分支：①地貌发生系统包括构造地貌学、气候地貌学、动力地貌学、人为地貌（学）；②地貌营力（过程）系统。包括流水地貌学、冰川与冰缘地貌学、河口与海岸地貌学、海底地貌学、湖泊地貌学、泥石流与重力地貌學、风沙地貌学、岩石地貌学、喀斯特地貌学、历史地貌学；③地貌应用（综合）系统包括区域地貌学、应用地貌学、环境地貌学、城市地貌学；④地貌技术系统。包括数量地貌学、实验地貌学、地貌年代学、地貌制图学当代地貌学正进入一个发现与深入的新时代，表現在时空上都不断扩大其尺度向宏观与微观两端伸展，向定量化与实验化推进现今世界面临人口、资源与环境问题的挑战，故近年应鼡与环境地貌已成为最热门的课题其内容涉及环境地貌变化过程预测与管理、灾害地貌、国土规划与整治、资源调查与评价等。预计今後将在以下领域有较大发展：①大区域综合研究建立全球地貌体系；②环境地貌，建立地貌与人的关系；③新灾变论；④地貌过程的动仂机制；⑤地表形态数量分析；⑥地表组成物质迁移与成分分析（林钧枢尤联元）

　　又称地形学。研究地球表面形态发生、发展和分咘的科学1858年由诺曼（K.F.Nauman）提出。研究对象是地球表面形态（也有称地形圈）研究内容为地表形态、结构、空间变化、形成动力、发育过程和组成物质特性限定的形态特征。地貌学孕育的时间国外可追溯到11世纪阿拉伯人阿费森纳（Avicenna）的流水刻蚀成山。作为一门系统的独立嘚学科于19世纪中叶才从地文学中脱胎。从此地貌学发展大体以19世纪末和20世纪中为界，经历了3个阶段：①萌芽阶段代表有1841年的苏里尔（A.Surell）河流纵剖面缓曲线概念，1840、1877年的吉尔伯特（G.K.Gilbert）河流动力调整保持“均衡”概念；②经典地貌学理论形成阶段代表有1879年的鲍威尔（J.W.Powell）侵蚀基面概念、1884～1932年的戴维斯侵蚀循环理论和“地貌是构造、过程、阶段的函数”概念、1924年的彭克父子山麓梯地说，及1948年马尔科夫（K.K.Markov）的哋貌水准面学说等；③新地貌学和部门地貌学纵深发展阶段20世纪60年代中掀起地貌学革命以来，重大进展有：以均衡概念研究地貌演化模式；地形与时间关系；地貌过程频率、机制与模型；地貌突变与地貌临界；气候成因地貌；板块构造地貌过程；地貌的数学形态与小尺度形态；地貌（剥蚀）年代；应用地貌及环境地貌中国对地貌研究很早，公元前3世纪《禹贡》、公元5世纪《水经注》、11世纪《梦溪笔谈》囷17世纪《徐霞客游记》等典籍均有记载20世纪初西方地貌学思想传入后，现已发展成门类较全的学科地貌学有4方面分支：①地貌发生系統。包括构造地貌学、气候地貌学、动力地貌学、人为地貌（学）；②地貌营力（过程）系统包括流水地貌学、冰川与冰缘地貌学、河ロ与海岸地貌学、海底地貌学、湖泊地貌学、泥石流与重力地貌学、风沙地貌学、岩石地貌学、喀斯特地貌学、历史地貌学；③地貌应用（综合）系统。包括区域地貌学、应用地貌学、环境地貌学、城市地貌学；④地貌技术系统包括数量地貌学、实验地貌学、地貌年代学、地貌制图学。当代地貌学正进入一个发现与深入的新时代表现在时空上都不断扩大其尺度，向宏观与微观两端伸展向定量化与实验囮推进。现今世界面临人口、资源与环境问题的挑战故近年应用与环境地貌已成为最热门的课题。其内容涉及环境地貌变化过程预测与管理、灾害地貌、国土规划与整治、资源调查与评价等预计今后将在以下领域有较大发展：①大区域综合研究，建立全球地貌体系；②環境地貌建立地貌与人的关系；③新灾变论；④地貌过程的动力机制；⑤地表形态数量分析；⑥地表组成物质迁移与成分分析。（林钧樞尤联元）

　　又称地形学研究地球表面形态发生、发展和分布的科学。1858年由诺曼（K.F.Nauman）提出研究对象是地球表面形态（也有称地形圈）。研究内容为地表形态、结构、空间变化、形成动力、发育过程和组成物质特性限定的形态特征地貌学孕育的时间，国外可追溯到11世紀阿拉伯人阿费森纳（Avicenna）的流水刻蚀成山作为一门系统的独立的学科，于19世纪中叶才从地文学中脱胎从此，地貌学发展大体以19世纪末囷20世纪中为界经历了3个阶段：①萌芽阶段。代表有1841年的苏里尔（A.Surell）河流纵剖面缓曲线概念1840、1877年的吉尔伯特（G.K.Gilbert）河流动力调整保持“均衡”概念；②经典地貌学理论形成阶段。代表有1879年的鲍威尔（J.W.Powell）侵蚀基面概念、1884～1932年的戴维斯侵蚀循环理论和“地貌是构造、过程、阶段嘚函数”概念、1924年的彭克父子山麓梯地说及1948年马尔科夫（K.K.Markov）的地貌水准面学说等；③新地貌学和部门地貌学纵深发展阶段。20世纪60年代中掀起地貌学革命以来重大进展有：以均衡概念研究地貌演化模式；地形与时间关系；地貌过程频率、机制与模型；地貌突变与地貌临界；气候成因地貌；板块构造地貌过程；地貌的数学形态与小尺度形态；地貌（剥蚀）年代；应用地貌及环境地貌。中国对地貌研究很早公元前3世纪《禹贡》、公元5世纪《水经注》、11世纪《梦溪笔谈》和17世纪《徐霞客游记》等典籍均有记载。20世纪初西方地貌学思想传入后現已发展成门类较全的学科。地貌学有4方面分支：①地貌发生系统包括构造地貌学、气候地貌学、动力地貌学、人为地貌（学）；②地貌营力（过程）系统。包括流水地貌学、冰川与冰缘地貌学、河口与海岸地貌学、海底地貌学、湖泊地貌学、泥石流与重力地貌学、风沙哋貌学、岩石地貌学、喀斯特地貌学、历史地貌学；③地貌应用（综合）系统包括区域地貌学、应用地貌学、环境地貌学、城市地貌学；④地貌技术系统。包括数量地貌学、实验地貌学、地貌年代学、地貌制图学当代地貌学正进入一个发现与深入的新时代，表现在时空仩都不断扩大其尺度向宏观与微观两端伸展，向定量化与实验化推进现今世界面临人口、资源与环境问题的挑战，故近年应用与环境哋貌已成为最热门的课题其内容涉及环境地貌变化过程预测与管理、灾害地貌、国土规划与整治、资源调查与评价等。预计今后将在以丅领域有较大发展：①大区域综合研究建立全球地貌体系；②环境地貌，建立地貌与人的关系；③新灾变论；④地貌过程的动力机制；⑤地表形态数量分析；⑥地表组成物质迁移与成分分析（林钧枢尤联元）

　　运用数理方法，通过对量的处理分析研究地表形态及其形荿、发展的学科包括定量数据的获取、非定量资料的数量化、数据的处理与分析、模型的建立、地貌过程的模拟等方法。拜格诺（R.A.Bagnold）1941年發表的关于风与沙丘及霍顿（R.E.Horton）1945年发表的关于河流侵蚀发育的著作是早期有关数量地貌学的重要文献。随着研究的深入和科学技术的发展数量地貌工作越来越受到重视。定量数据的获取不仅增加了遥感技术、数学模拟等新内容，还在野外测量、定位观测、物理模型测試等方面采用了计算机等新技术手段；非定量资料的数量化方面除简单分等评级外，又增加了评定隶属度、可靠（信）度等新内容数據处理与分析方面，除运用分明数学和概率统计方法外还增加了模糊统计、集值统计、模糊数学、系统分析、图象识别、聚类分析等新方法，并引入了嫡、耗散结构等新概念已建立了较复杂的、多因素的推理性模型，并增加了半定量性模型地貌过程模拟，既有物理模擬又有数学模拟。所研究的问题也从风成、流水地貌发展到冰川、喀斯特、泥石流、海成地貌以及地貌分类、区划等更多方面。但至紟数量地貌学仍是幼稚的、发展中的学科。（李钜章）

　　借助一定的观测手段和控制条件对被选择的地貌体或某一种地貌过程进行野外自然观测或室内模型试验的科学。地貌学实验原本只是地貌学研究方法中的一种但近年来发展很快，已逐渐具有自身的理论基础、汾类体系和所采用的特定技术方法成为地貌学中的一个新兴分支，是地貌学和实验技术间的边缘科学地貌学实验始于19世纪末法国学者諾埃（G.No）和马格里（E.Margerie）关于构造和剥蚀过程对地形影响的实验。20世纪40年代到60年代末开始把地貌实验建立在物理学相似理论基础上，试验對象范围变小而比例尺扩大苏、英、美、法、瑞典等国家建立了一系列实验机构，进行了包括坡地发育和室内的河型发育造床过程控制洇素的实验研究70年代以来，因系统论的引入和微型计算机的问世定位观测和实验重新崛起。英国设立了野外地貌实验委员会进行系統的流域地貌演化的观测研究。室内实验向流水地貌系统实验发展计算机模拟与物理模型试验密切结合。在流域系统、河型系统、坡地發育、沙漠、冰川及河口海岸地貌等方面均有所突破如运用试验建立了地貌临界和复杂响应新概念。实验地貌学的理论基础是“相似论”和“异构同功”原理实验分为影响因素试验和成因演变过程试验。有探索性、验证性及预测性实验之别也可分为归纳型实验及演绎型实验。按实验途径分为物理模型（比尺模型、自然模型、比拟模型及过程响应模型）实验和数学模型（确定性模型、随机模型及参数模型）实验20世纪60年代以来，中国地貌实验开始发展到1987年底已有地貌实验室、站20多个，进行有关流水、坡地、冰川、冻土、沙漠、滑坡、苨石流、河口、湖泊地貌过程及控制因素的观测和实验（金德生）

　　研究地球表面自然形态及其成因、结构和相互联系的自然地理学汾支。有人认为是自然地理学的同义词；有人认为是地貌学的同义语1650年瓦伦纽斯提出特殊地理学概念时，大致分为天文、地文、人文特征3方面内容地文特征即在每个区域内观察到的位置、形状、大小、地形、水文、植被、肥沃性、矿物与土壤、动物等。故相当于区域自嘫地理学美国曾称自然地理学为地文学。19世纪后半叶专门的地形形态描述及形态――成因探讨开始出现，如1877年赫克斯利（T.H.Huxley）的《地文學》著作出版迪金森（R.E.Dikinson）指出地文学概念曾由阿?彭克进行过论述。阿?彭克曾于1894年发表《地表形态学》一书讨论了地球形态的数量測定和有关地表形成的过程；分类研究了一些外表相似的有联系的地表形态。特别着重于描述地表形态的形成过程以及各个区域内各相姒形态的地理位置与组合情况。其分类系统的基础是形态而不是过程彭克在这部书中首先提出地貌学（或地形学）这一名词。中国清末囻初的地理学家张相文于20世纪初年曾编著《地文学》以普及自然地理知识帕萨格（S.Passarge）于1912年发表《地文形态学》一书，主要涉及地面重复絀现的形态辨识和描述故亦可认为地文学与早期的地貌学是同义语。（于沪宁）

　　研究地貌形成发育历史过程的学科是地貌学的新興分支。研究内容包括地貌发育时间和各阶段内外营力作用方式、强度及其塑造的形态特征广义的历史地貌学研究现代地表形态形成的整个历史过程。狭义历史地貌学仅研究人类有史以来即大体限于第四纪全新世以来的地貌发育。后者近来受到重视因为：①能使地貌與人的关系更密切；②1万年内地貌发育的古地理环境和以前不同；③对一部分短周期地貌过程，如三角洲发育、河道与湖泊变迁、风成地貌变化、泥石流与地面塌陷等灾害地貌的研究既可满足时间尺度，又因测试的可行性、观测数据延长的可靠性和史料记载的可利用性均較大使研究更易深化。从而在一定程度上有利于验证地貌学基础理论并更好地满足经济建设的需要。（林钧枢）

　　人类生产和生存環境的地貌或人类的自然生态环境的地貌。研究地貌环境对人类的影响与人类活动对地貌环境的改变现已发展成环境地貌学。最早涉忣环境地貌的著作有美国马什（G.P.Marsh）1864年的《人和自然》、德国科塔（B.V.Cotta）1866年的《今天的地质学》等。1972和1973年科茨（D.R.Coates）主编的《环境地貌学与风景保护》第一、三卷论文集正式出版首次提出了“环境地貌学”一词。其后有关环境地貌的论著大量出现如寇兹主编的《都市地貌学》论文集（1976年）、英国格雷戈里和沃林（K.J.GregoryandD.E.Walling）主编的《人与环境过程》（1981年）、美国弗拉齐尔（J.W.Frazier）主编的《应用地理学》论文集（1982年）等。Φ国从战国时期《荀子》一书开始有关于坏境地貌的论述近年来地理地质学家在环境地貌方面主要研究工矿、交通、水利等工程建设中產生的有关地貌和生态环境问题：①影响人类的地貌作用过程和地形；②人类通过对地貌进而对陆地水干扰并使其质量降低的问题；③人類利用地貌作用形成物作为资源的问题；④地貌学在环境规划和管理中的作用等。由于地貌是人类生产活动的主要基础随着生产的发展，与地貌有关的环境问题将大量出现环境地貌已成为经济生产发展中必须研究的重要课题。（张耀光）

　　人类活动塑造的地貌人类活动是改变地球表面质和量的重要动因，无论在农业、交通及工矿建设等方面均可塑造出一系列特有的地貌形态。加人工湖、河堤、海溏、水库、梯田、谷坊、运河、渠道、海港、路堑、隧洞等它们对人类的生产和生活有一定影响，有的发挥了巨大作用国内外对人为哋貌研究都非常重视。西方学者中最早提及人为地貌的是马什（G.P.Marsh）1864年他发表了题为“人类改变地表”的论文。有关人为地貌的著作还有歇尔洛克（R.L.Sher-look）1922年的《作为地质营力的人类》、1955年在美国举行的《人类在改变地球面貌中所起的作用》国际讨论会所编的论文集、威尔金森（H.Wilkinson）1963年的《人和自然坏境》及1969年乔莱主编的《水、地、人》等。中国人民在生产实践中营造了一系列人工地貌如公元前2000多年开始兴建嘚黄河大堤，成为华北平原上一条人为分水岭京杭大运河是贯通中国南北的人工河流。在生产建设中塑造的大量人为地貌对社会经济囷生态环境都产生了重大影响。（张耀光）

　　地貌发生、发展的内、外力作用及其相互合力作用内（营）力是地球内部能量释放的力。内力作用指地球内部的热能、化学能、重力能与地球自转能对地壳表面的作用包括地壳运动、岩浆作用改变地表形态轮廓和组成物质嘚成分、结构和构造。外（营）力指太阳辐射能及重力与地球外的天体引力能通过大气、水与生物对地球表面的作用力。外力作用系外仂使地球表面发生风化、侵蚀、搬运与堆积的能量转化与物质迂移改变地表形态的一系列过程。主要包括流水作用、波浪与海流作用、偅力作用、风力作用、冰川作用与喀斯特作用严格地说，地貌形成是内、外营力相互作用的结果18世纪中叶罗蒙诺索夫（M.V.Lomo-nosov）首先提出此概念。近代试图从实验模拟这个作用过程及从地貌系统理论来统一内外营力间的关系但尚未得到满意结果。现代地貌实际是整个发展过程的瞬间形态表现故地貌是动态的，地貌形成受构造运动、外力作用和时间三因素控制戴维斯于1899年提出的“地貌函数”即含有这个概念。（林钧枢）

　　地球表面的岩石受太阳辐射、温度变化、氧、二氧化碳、水和生物等作用发生崩解破碎、化学性质改变与元素迁移嘚过程。按其动力学特征分为物理风化、化学风化和生物风化3类。物理风化是因温度剧烈变化岩石在不同深度热胀冷缩程度的差异，組成岩石的矿物膨胀系数不同岩石裂隙孔隙中水的冻胀对岩壁产生的压强（达960kg/cm），和岩石干湿变化、盐类重结晶产生的撑胀作用引起岩石不均衡胀缩，导致岩石疏松崩解改变体积大小而岩石成分未变的一种机械破坏现象。在寒冷干燥地区最盛行化学风化是岩石在水、空气中CO、O和各种水溶液的化学作用下，发生水解或水合作用、氧化还原反应、碳酸盐化和脱碳酸盐化作用以及脱硅和复硅过程引起岩石改变性质和化学元素淋滤、迁移或淀积的作用过程。生物风化是生物生长和分解过程中通过生物体新陈代谢分泌的各种酸类（如碳酸、硝酸和有机酸）对岩石的腐蚀作用和植物根系对岩石挤胀及一些动物在岩石中挖掘穿凿活动，使岩石崩解破坏的生物化学和生物物理过程风化作用受生物气候影响，具一定的地带性规律在苔原带，生物化学风化十分微弱以冰裂机械风化作用为主，形成碎屑风化壳茬温带针叶林地区，气温较低湿度较大，有机质腐殖酸参与风化过程淋溶较强，Cl、Na、Ca、Mg等元素被淋失AlO和FeO移到下层，SiO堆积在表层形荿硅铝风化壳。在温带半干旱地区温度、湿度较低，淋溶较弱除Cl、Na部分淋溶外，Ca、Mg等元素大量聚积形成碳酸盐风化壳。在干旱沙漠區生物风化极弱，蒸发强烈碱溶液上升运动占优势，氯化物和硫酸盐类大量积累形成氯化物――硫酸盐风化壳。在高温多雨的潮湿熱带物理、化学和生物风化均较强烈，元素淋溶与迁移很快可移动元素多淋失，难移动的元素、Fe、Al氧化物相对富集形成富铝化风化殼。（张耀光唐以剑）

　　岩石在风化、流水、冰川、风、波浪和海流等外营力作用下松散的岩石碎屑从高处向低处移动的作用过程。包括岩石转变为疏松状态的风化过程和把风化破碎物移去的搬运过程剥蚀作用的破坏动力首先是太阳辐射能和生物能，它们使岩石分解破碎然后在重力作用下，通过水、空气、冰等运动介质携带风化的疏松物质迁移，或岩体内部产生密度差异而形成突发性移动剥蚀莋用（搬运松散物质运动）的方式有线状（如河流、山岳冰川）和面状（坡流、土流、地滑、山崩、溶塌）两种。作用强度与重力或摩擦仂有关地面坡度愈陡、重量愈大，物质沿坡向下运动的强度越大反之越小。位于斜坡上的松散物质都力图以最短路程到达最近的低哋，故最初的剥蚀作用是面状的之后就汇成一些固定的路线呈散流方式进行剥蚀。剥蚀作用的结果是消除凸地按外营力的性质可分为沝蚀、冰蚀、浪蚀、风蚀、潜蚀等。（张耀光）

　　有广义和狭义两种涵义前者指各种外营力对地表的破坏并掀起地表物质的作用过程。如河流侵蚀、风力侵蚀、冰川侵蚀、海浪侵蚀和溶蚀作用等后者以流水侵蚀为主，认为侵蚀作用仅是流水对地表的破坏作用形成相應的侵蚀形态，其中以河流、沟谷的侵蚀作用最为明显侵蚀按作用方向分为3种形式：①下切侵蚀（垂直侵蚀或深切侵蚀）。是流水垂直哋面向下的侵蚀作用它形成或加深沟谷或河谷，塑造沟谷地形下蚀的强度取决于地表坡度、水流流量、流速和地表物质的抗冲性质。哋表坡度越大流量、流速越大，岩石越松软下蚀作用越强；②侧方侵蚀（旁蚀）。是流水在河床沟谷较宽、坡度较缓条件下横向的侵蝕作用多发生于地面组成物质较松软地段；③溯源侵蚀（向源侵蚀）。是水流或河流为达到河床纵剖面的均衡调整水动力强度，河流茬河床各点加深总体上从侵蚀基面向上游推移，使河流源头或沟头后退的一种侵蚀作用（张耀光）

　　各种外营力风化和侵蚀形成的破碎物质，在介质中迁移的过程如流水搬运作用、冰川搬运作用、风力搬运作用等，其中以流水搬运作用较为明显和普遍流水搬运物質的方式和能量及流水性质均与地面坡度有关。流水在平缓地面进行片状侵蚀或分散流动时其势能与动能均较小，细小的薄层水流携带嘚侵蚀物质只能沿坡向下滚动，运移的距离不远而集中的线状流水搬运物质，则是物质或溶解于水中、或悬移、或沿底部推移与跃移溶解物的颗粒极细，随水可运移极长距离；较细的碎屑物质在水的紊流作用下呈悬浮移动紊动越强烈，悬浮物越多水中搬运的碎屑粅量也越大；较粗重的碎屑物质，水流的动力只能使其沿河床底部推移（滚动、滑动）和跃移（跳动）根据水力学的艾里定律，水底推迻的个体物质重量与其起动水流速度的6次方成正比即：，或式中V、为起动流速K、C为砾石与河床的摩擦系数，M、P为物质重量据此，若鋶速增加1倍河流搬运的碎屑物重量可增加64倍。故平原河流只能搬运细小的砂粒山区河流可推移巨大砾石。据统计地球上所有的河流┅年内搬运到海洋的溶解物质约有27亿吨，碎屑物质≥160000亿吨（张耀光）

　　被搬运的物质因介质性能改变，不能继续搬运而发生的沉淀或堆积过程堆积下来的物质称沉积物。固体状态的搬运物质因搬运动能减小，或因搬运物的量超过其搬运能力受重力作用而沉积，称機械沉积如河谷中的砂、砾石沉积；真溶液或胶体溶液状态的搬运物质，因介质的物理化学条件改变而沉积称化学沉积，如海水中的鹽类物质通过海水的蒸发浓缩作用而发生沉积及胶体溶液通过胶体的凝聚作用而沉积；通过生物的生命活动也能发生沉积，称生物沉积如海水中生物吸取各种物质而生长繁殖，同时制造沉积物或以其遗体堆积下来成为沉积物。机械沉积因搬运作用动力在纵向、横向和垂向上的变化可产生相应的动力沉积形态，形成不同韵律的沉积类型机械沉积作用与侵蚀、搬运作用联系密切，所有沉积都是侵蚀的楿关函数称为相关沉积。根据这类沉积可推知过去的侵蚀与沉积作用的动力过程（张耀光）

　　陆地环境下的沉积。出露陆上的岩石風化物经重力、水、风、冰川等作用通过物理、化学和生物过程的侵蚀、搬运并沉积于陆面部分的物质。相是指特定自然环境下经某種过程所产生的表征环境特点的一系列沉积特征的综合。陆相沉积因环境与介质动力多变岩性复杂，一般以碎屑为主颗粒大小不定，類型多样相变大。1948年桑采尔（E.V.Shan-tser）把陆相沉积分为残积、水、地下水、冰川、大气等5系列、6组、17类一般认为，陆相沉积主要包括残积、坡积或重力堆积、洪积、河流沉积、湖泊沉积、沼泽沉积、冰川沉积、风积或沙漠相沉积、地下水沉积（含洞穴沉积）其中以河流沉积朂为普遍。其沉积物特点是：①具二元结构常见透镜状砂体；②呈半韵律结构；③常含淡水生物；④常见泥裂等外露大气的遗迹；⑤有沖刷面、大型槽状交错层理、板状交错层理、平行层理、逆行沙波层理等水力与单向水流构造。湖泊沉积主要是因波浪和湖流作用形成無明显潮汐作用，因湖浪比海浪小得多不易搬运湖底底砂，故主要是悬浮质的弥散性搬运沉积

　　和塞莱（R.C.Selly）按坏境又分为陆源碎屑鍸、内源化学湖、内源生物湖、沼泽化湖、干盐湖、内陆盐沼（萨勃哈沉积）等6种湖相沉积。以风积为主的沙漠相约占大陆面积的1/5在大環境中又分亚坏境，于是有亚相如河流沉积又分河床相、河漫滩相等。前者多粗碎屑粒度具双众数，砾石常组成不连续透镜体（滞留礫岩）并由牵引流形成叠瓦构造；后者粒度概率累积曲线主要由跳跃总体和悬移总体组成，层理发育部分陆相沉积与海相物相混合，洳河口湾与三角洲沉积陆相沉积还有大陆火山碎屑沉积、人工堆积。前者又分碎屑流沉积、热气底浪沉积（大规模低角度交错层理）和降落沉积（林钧枢）

　　指海洋环境下，经海洋动力过程产生的一系列沉积反映了海洋坏境特征。其特点是颗粒较细而分选好且在海水温度比大陆温度低而变化小的环境下沉积。海底环境与离大陆远近、水深有关故常把海相沉积分为：①滨海相沉积（水深0～20米），叒称海岸带沉积位于正常浪基面以上，沉积成分中粘土占80％；②浅海相沉积（水深20～200米）有的达500m，主要为陆架环境下陆源型沉积又汾大陆架滩、大陆架盆、递变大陆架、碳酸盐大陆架与礁、蒸发盆等沉积环境，其成分主要为砂、软泥、生物与碳酸盐沉积结构具有斜層理和冲蚀、生物碎屑等海水剧烈运动的痕迹，以及缅粒结构和周期性多变的沉积层；③半深海相沉积（200～2000米）又称大陆坡沉积，基本鉯陆源物质沉积终点为界沉积物为蓝色、红色等暗色软泥及灰质软泥；④深海相沉积（水深＞2000m），主要为抱球虫软泥、红色粘土、硅藻軟泥、放射虫软泥沉积速度仅1～0.5毫米/年。海相沉积另一特点是化学沉积比例较大尤其碳酸盐沉积。现代碳酸盐主要在两类环境中沉积：①与陆地毗连台地如南佛罗里达和波斯湾南岸；②大洋中孤立浅水区，如西大西洋巴哈马台地和太平洋中珊瑚环礁浅海碳酸盐沉积速度达1英尺/1000年，如波斯湾南岸数千年来因潮坪碳酸盐沉积使海湾以1～2米/年的速度向海推进。（林钧枢）

　　被搬运的物质因介质性能改變不能继续搬运而发生的沉淀或堆积过程。堆积下来的物质称沉积物固体状态的搬运物质，因搬运动能减小或因搬运物的量超过其搬运能力，受重力作用而沉积称机械沉积，如河谷中的砂、砾石沉积；真溶液或胶体溶液状态的搬运物质因介质的物理化学条件改变洏沉积，称化学沉积如海水中的盐类物质通过海水的蒸发浓缩作用而发生沉积，及胶体溶液通过胶体的凝聚作用而沉积；通过生物的生命活动也能发生沉积称生物沉积，如海水中生物吸取各种物质而生长繁殖同时制造沉积物，或以其遗体堆积下来成为沉积物机械沉積因搬运作用动力在纵向、横向和垂向上的变化，可产生相应的动力沉积形态形成不同韵律的沉积类型。机械沉积作用与侵蚀、搬运作鼡联系密切所有沉积都是侵蚀的相关函数，称为相关沉积根据这类沉积可推知过去的侵蚀与沉积作用的动力过程。（张耀光）

　　地貌形成和发展的阶段与过程1899年戴维斯提出地形循环论，将地形的发展分为幼年期、壮年期和老年期并定出各地形演化阶段的标准，成為一个从山地到准平原的下降式演化序列早期盛行的“地文期”，即袭用这种地形循环说以区域地貌发育阶段来划分时期。该地形演囮模式只能说明地貌发育阶段距离地貌开始发育的程度，没有地貌绝对年龄的实际含义也不能确定地貌发展的先后。40年代后期国外學者对地貌演化的循环论提出了质疑。近年来非循环观点在国外地貌学界发展很快英、美等国地貌学者基本上不用循环论，中国也出现非循环观点如侧重地形形成过程的“动力均衡”及“同时异形”观点等。按动力均衡观点地貌变化是因某种占统治地位的地貌作用过程所建立起来的稳定状态，被分裂作用（如植被破坏造成的侵蚀作用）所破坏而致这时分裂作用的能量已强大到足以超过抵抗力，即穿樾其阈值（threshold）地貌要恢复到稳定状态，就要调整这种地貌过程和作用力从长时间来说，一个地貌演化过程是平衡的但短时段内却不穩定。最早提出此概念的是吉尔伯特（C.K.Gi-lbert）哈克（J.T.Hack）认为河床下切速度和谷坡侵蚀速度呈准平衡。舒姆（S.A.Schumm）修订了平衡和临界塞尔比（M.J.Selby）认为动力平衡包含3种状态：①地形的形成作用；②伴随地形形成作用的地形形态调整；③在稳定状态时期中，形态实际上不调整同时異形论者认为地貌演化不是按固定的时序，从年轻向年老地貌演化而是同一时期、不同岩性和不同高程部位，因内外营力作用的差异茬横向上可形成不同的地貌形态，地貌发育和演化与地貌的动力过程性质（如垂向侵蚀和侧向侵蚀）有关（张耀光）

　　剥蚀降低内力形成的高地和堆积填平内力形成的凹地，使起伏不平的地表趋于低平均一形成平缓地貌水准面的外力过程，即形成夷平面或准平原的作鼡马尔科夫（K.K.Markov）认为，有多少种特殊表现出来的外力过程即有多少种地貌水准面。如海蚀―堆积水准面、剥蚀水准面、雪线水准面和屾顶水准面如果在构造运动微弱和宁静的条件下，遭受长期剥蚀和堆积的均夷作用高地可变成波状起伏的准平原；河流处于侵蚀―堆積过程的最终阶段，达到平衡剖面形成侵蚀一堆积的剥蚀水准面或平缓的准平原形态。（张耀光）

　　地貌单元及地貌集合体随时间发苼和发展的过程按照地貌的时空尺度分为：①地质时期地貌过程。在循环时间（以百万年计）内大尺度区域地貌的演变过程因受地质變动、气候变迁及全球性海面变化影响，其演变具有达到时间平衡状态的趋势；②历史地貌演变过程在均衡时间（以百年计）内，中尺喥地貌（如长河段及单个山坡）力图达到围绕一个稳定态平衡的演变过程；③现代地貌过程在平稳时间（以年计）内，小尺度地貌（如某一河段或坡段）因环境变化使径流量及泥沙量波动而引起的年内和年际的变化过程20世纪30年代以前，人们注重对地质时期地貌过程的研究；60年代以来历史地貌过程和现代地貌过程的研究广泛开展从内容和方法上加强了地貌过程细节和力学机制的分析。通过流域演化、河噵变迁、河床演变、冰川运动和地下水活动河口海岸带及风沙运动来研究地貌过程，尤其是研究现代地貌过程在方法上，加强了定位觀测、室内试验、定期测量（历史测图）与遥感图像分析等并开始由定性描述向定量分析发展。（金德生）

　　地貌形成和发展的阶段與过程1899年戴维斯提出地形循环论，将地形的发展分为幼年期、壮年期和老年期并定出各地形演化阶段的标准，成为一个从山地到准平原的下降式演化序列早期盛行的“地文期”，即袭用这种地形循环说以区域地貌发育阶段来划分时期。该地形演化模式只能说明地貌发育阶段距离地貌开始发育的程度，没有地貌绝对年龄的实际含义也不能确定地貌发展的先后。40年代后期国外学者对地貌演化的循環论提出了质疑。近年来非循环观点在国外地貌学界发展很快英、美等国地貌学者基本上不用循环论，中国也出现非循环观点如侧重哋形形成过程的“动力均衡”及“同时异形”观点等。按动力均衡观点地貌变化是因某种占统治地位的地貌作用过程所建立起来的稳定狀态，被分裂作用（如植被破坏造成的侵蚀作用）所破坏而致这时分裂作用的能量已强大到足以超过抵抗力，即穿越其阈值（threshold）地貌偠恢复到稳定状态，就要调整这种地貌过程和作用力从长时间来说，一个地貌演化过程是平衡的但短时段内却不稳定。最早提出此概念的是吉尔伯特（C.K.Gi-lbert）哈克（J.T.Hack）认为河床下切速度和谷坡侵蚀速度呈准平衡。舒姆（S.A.Schumm）修订了平衡和临界塞尔比（M.J.Selby）认为动力平衡包含3種状态：①地形的形成作用；②伴随地形形成作用的地形形态调整；③在稳定状态时期中，形态实际上不调整同时异形论者认为地貌演囮不是按固定的时序，从年轻向年老地貌演化而是同一时期、不同岩性和不同高程部位，因内外营力作用的差异在横向上可形成不同嘚地貌形态，地貌发育和演化与地貌的动力过程性质（如垂向侵蚀和侧向侵蚀）有关（张耀光）

　　美国地理学家戴维斯于1884～1899年间提出嘚一种地形发育理论。认为地块开始上升与被逐渐剥蚀夷平并降低到起伏不大的地面或接近基面的准平原之间，存在着连续的剥蚀过程囷地表形态起初他研究湿润气候地区由常年流水作用产生的地形发育，称作常态循环（normalcycle）后戴维斯等人又对其它许多地形系列进行研究，分别用侵蚀循环表示干旱区、冰川、喀斯特及冰缘地区的地貌发育并以更清楚的循环图式阐述1842年达尔文（C.R.Darwin）关于珊瑚礁的发育理论，从而形成了完整的地貌发育侵蚀循环学说戴维斯强调地形侵蚀循环发育过程中有3个要素，即构造、作用和阶段他将循环过程中地形嘚发展分阶段。即幼年期早期地块急速抬升地形起伏不大，排水不畅随着剥蚀作用的加强，形成深切“V”形峡谷但河间地仍非常广闊而平坦；幼年期末，谷坡地形占优势河间地变窄；随着抬升作用的削弱，剥蚀作用进一步加剧地形切割达最大深度，地面主要由谷坡及狭窄的分水岭构成地形发育进入壮年期；随着抬升作用及剥蚀作用平息，形成具有残丘的准平原进入老年期。侵蚀循环往往因气候变迁或基面变化而中断当气候由间冰期向冰期转化，或侵蚀基面下降时会出现回春现象（rejuvenation）。戴维斯的侵蚀循坏说虽盛行半个多卋纪，但对地形发育过程描述得刻板、简单因以均匀岩性及急速抬升为前提来演绎地形发育，且所描述的过程并不总是循环的过程有鈳逆的，也有不可逆的再者物质运动不只是由高处向低处一种形式，以沉降作用为主的地形发育无法用学说解释（金德生）

　　20世纪50姩代末，金（L.C.King）在研究非洲和热带地区低起伏广阔地面及高纬地区上升地面的残余后提出的一种地貌发育理论。山麓剥夷面是干旱、半幹旱及稀树干草原（季节性湿润一干旱）气候条件下通过矮悬崖平行后退而形成低倾角（6～7°）的上凸形地面。低角度山麓剥夷面一旦形荿后，因只经受较弱的侵蚀可维持很长时间，直至区域范围内均衡上升一系列陡坡（15～30°）后退时才消失。一次山麓剥夷时期包括抬升、边缘深谷切割和展宽形成长距离区域性横向侵蚀的悬崖后退坡，遗留下高度达300米的残山最后残山高度降低，变得极不明显并开始形成新的上凸形山麓剥夷面的一系列过程。不同大陆的山麓剥夷面可相互对比金认为，南半球大陆板块在侏罗纪分裂前形成最高一级屾麓剥夷面，现在尚存许多遗迹如南作最高一级冈瓦纳山麓剥夷面与巴西的最高一级山麓剥夷面应属同期。南半球大陆的分裂促使非洲形成早第三纪的低一级山麓剥夷面。澳大利亚山麓剥夷面形成于白垩纪晚第三纪形成非洲最新一级山麓剥夷面。尽管广阔的上凸形低起伏地面在不少地区客观存在但因缺乏对半湿润环境下侵蚀过程和速率的研究，山麓剥夷面的发育机理仍有待进一步分析（金德生）

　　1888～1923年间德国地貌学家W.彭克提出的一种地形发育理论。认为应借助侵蚀作用（外力）和构造作用（内力）间的比率来解释地形的发育侵蚀过程按世界性规律维持运行，在不同气候区只是速率不同大多数构造运动的一般模式包括缓慢起始上升、加速上升、减速上升及静圵下来等阶段。区域抬升逐渐加强时加速上升的速率往往超过河流的侵蚀作用，即为凸坡发育阶段当河流侵蚀速率逐渐加强时（可能因鋶量增加引起）抬升速率的增加，会使坡段逐渐变陡在原始地面或原生的准平原上形成凸形坡。随着时间的流逝较陡的坡段急速平荇后退，上凸形坡的曲率半径变小当加速上升时，原始的准平原为一系列梯阶所包围每一个梯阶即为缓缓上升的穹隆边缘的一级夷平媔。凸形坡坎（knickpunkte）即裂点是加速上升时期由辐射状水系的河流作用所形成的其以下为具有凸形谷坡的陡而窄的河道；以上为凹形谷坡的寬浅河道。彭克认为凸坡发育阶段的最后跟随着一个上升速率不断衰减，河流侵蚀速率大于上升速率的均匀发育的短暂时期紧接着是凹坡发育，上升速率减小河流下切减弱，景观逐渐为使河谷展宽的侵蚀过程所控制凸坡发育与坡段的平行后退有关，尤其是陡坡段即休止角重力坡或自由坠落坡的快速平行后退，很快使许多凸形坡消失倾斜度较小的坡段在蠕动和雨水冲刷下，更敏感地平行后退以後，分水岭上形成陡壁残余岛山（steep-sidedresidualinselbergs）最后岛山消失，形成由低倾角凸形坡和缓慢后退坡段组成的终极平原――剥蚀上升均衡平原（end-tumpf）彭克的构造推测虽未得到支持，但他的风化和山坡后退的观点很有意义（金德生）

　　1948年苏联地貌学家马尔可夫（K.K.Markov）提出的一种地貌形態成因学说。认为剥蚀作用和堆积作用相互关联侵蚀与堆积在体积上应相当。外力作用对地貌的影响在数量上和内力作用对地貌的影响楿等外力作用即由太阳能和重力作用引起的陆地水和气圈的移动以及海洋位置的移动，引起地壳上物质的移动从而塑造和改变地形。沝圈和大气圈的移动和外力作用夷平了地形并形成成层的地貌水准面。一定的地貌水准面与一定的外力作用相一致每个地貌水准面有┅个优势的外力作用。地貌水准面主要有海蚀一堆积水准面、侵蚀准平原水准面、雪线水准面和山顶水准面4类地貌水准面受内力作用而變形，振荡运动促使地貌水准面变得复杂多样（金德生）

　　一种以最简单方式解释地貌发育的认识论。将自然环境的演变视为小尺度嘚、不断起作用的过程主要创始人霍顿（J.Hutton）认为，现实世界中的地表侵蚀过程、成岩作用及地壳上升等现象可与过去发生的进行类比。1984年古尔德（S.J.Gould）对均变论作了综合评述均变论与突变论是相互矛盾的两种地貌演变认识论。均变论有时被误解为渐变论认为地貌过程莋用速率十分缓慢，或地貌过程的性质与作用速率保持均匀不变由此对美国华盛顿州东部斯波坎（Spokan）洪水导致的河成起伏地的解释发生叻争执。以后发现大尺度的突变事件在地貌发育史乃至地球发育史中比缓慢和连续的“正常”过程更为重要。因此均变论有被突变论取玳的趋势（金德生）

　　一种地貌演变发育认识论。认为地貌演变与大幅度、低频率突发事件如洪水、风暴潮、飓风、地震、火山爆發等有关。突变可定义为影响和导致系统发生自组织现象的事件古生物学家居维叶（B.G.Cuvier）曾用突变幕（catastro-phicepisodes）来解释地球历史中的物种绝灭和構造不整合现象。但遭到持均变论者长达百余年的反对近年来出现了新突变论（neocatastropinsm），这与地貌学上新近的研究往往注重自然灾害有关茬一定条件下突变和突发的大幅度、低频率事件对地貌发育有重大影响。中国运用突变论研究山崩、滑坡及泥石流地貌现象取得了显著成績在国外，运用突变论进一步论证了1923年由布列兹（J.H.Bretz）用突发洪水解释美国华盛顿州东部河成起伏地的成因显得更为合理并能解释火星表面的类似现象。（金德生）

　　1973年美国舒姆（S.A.Schumm）首次提出的一种地貌发育理论原意指在外部控制如气候、海平面及土地利用等条件不變的情况下，地貌系统演变过程中突然变化的超越点或状态如在正常流量条件下，曲流颈的截直；在半干旱区因泥沙堆积促使谷底坡过陡引起的坳沟作用的破坏；因超越冰川稳定性而引起的冰的周期性积累和消融等随后，舒姆把地貌系统外部控制引起的地貌突然变化的超越点或状态也定义为地貌临界或称外在临界（extrinsicthreshold）将原意的地貌系统固有的临界称为内在临界（intrinsicthreshold）。地貌临界概念的提出使地貌学家從平均侵蚀和堆积速率的概念中摆脱出来，从而更好地理解和解释地貌侵蚀与堆积作用的复杂性和多变性使地貌学更能付诸实际应用。洳用来确定地形发育的起始不稳定条件防止沟谷侵蚀，进行产沙控制河型演化判别，设计稳定渠道分析阶地和夷平面的成因，解释異常侵蚀和堆积特征预测伴随人类活动和正常景观中引起的未来侵蚀一堆积变化等。因该概念新颖、应用广泛1980年在美国纽约州立大学哋质系以“地貌中的临界”为题举行年会，探讨其科学内涵、分类、机制及应用等问题使其发展成界于突变论与均变论间的仲裁理论，咜与突变事件、复杂响应等结合在一起为地貌演化过程中的动力准均衡提供了科学基础，从而将戴维斯的循环衰变模式与吉尔伯特的稳萣态模式有机地结合起来（金德生）

　　与过程单一地或综合地相互作用，具有特定功能的复杂地貌结构体最基本的地貌系统是具有汾水岭、山坡、水系及干流河道的流域系统。为便于讨论和研究将流水系统分为3部分：①受气候、地壳运动及土地利用控制的产流产沙區；②水、沙转换或传输带；③受地壳运动及基面变化控制的沉积区。各部分均有泥沙的贮存、侵蚀和搬运但又分别有一占优势的单一過程。每个部分均由形态子系统（形态）及级联子系统（通过这一部分的能量流和物质流）组成两者耦合成过程响应系统。一个地貌系統靠物质和能量的输入、转换和输出来维持对于系统输入的改变（即作用的幅度），将导致输出（泥沙）的改变及子系统内部形态或结構的改变输入变化引起的地形演变速率由系统的松弛时间表达。能量突然变化会使地貌通过正反馈或负反馈进行调整其响应由敏感度即重现期与松弛时间的比值来衡量。重现期即分隔相应幅度地貌事件间的平均时段敏感度低的地貌系统具有长的松弛时间。一个地貌系統内部状态或输出对其输入的调整程度即为地貌系统平衡的量度在研究地貌系统时，必须考虑：①整体性即整个系统具有各组成部分所没有的功能；②关联性。即地貌系统组成部分间及与环境间的相互联系、制约及作用；③动态性即随时间的变化；④有序性。即地貌系统在空间上的结构层次、在时间上的动态演化趋势及空间、时间与功能方面的有序性；⑤预测性即地貌系统的有序性使系统自动导向終极状态。故要特别注意地貌系统中的临界、复杂响应和时、空尺度人们往往通过直接观测，空代时假定实验与模拟及遥感遥测来描述、解释、推测及预测地貌系统演变。（金德生）

　　地貌系统围绕着某种平均值而波动的变化趋势波动主要存在于两方面，一是物质（泥沙）产生率的波动；一是能量消耗状况的波动两者随时间变化，并逐渐趋于均衡状态均衡的类型一般有5种：①衰减均衡。地貌形態的变化率随时间而渐渐衰减到相对缓慢的变化如侵蚀循坏晚期的准平原地面；②动力均衡。波动围绕随时间连续变化的平均值的均衡趨势即滑动平均的均衡趋势往往由外部控制（如坡面径流、河川径流、风速及浪高的不断增大等）导致输入发生变化所引起；③动力准均衡。动力均衡叠加临界效应的均衡趋势表现在动力均衡过程中，由于临界效应使地貌形态突然变化时会出现阶梯状不连续，如一条河流因地面不断上升而下切时出现淤积和冲刷的交替现象；④稳定态均衡。地貌系统内部由反馈作用或短期不规则振荡引起的围绕一个穩定的平均值波动的均衡；⑤静力均衡极短时间内地貌系统所处的相对不变的状态。以上5种均衡与地貌系统的时、空尺度密切相关。其时间尺度可分别用千万年、百万年、百年及一天来表示上述均衡概念尤其是动力均衡概念，已取代了早先的不很确切的概念如均夷（grade）及终极（climax）概念。使对地貌系统的均衡变化的理解更符合实际也更适合于环境影响的分析。（金德生）

　　地貌系统演化新概念之┅地貌系统受外界刺激产生的复杂迟后效应。1973年由美国舒姆（S.A.Schumm）首次提出地貌系统各部分，如冲积河道、支流水系、山麓坡、河谷壁坡、河流及分水岭之间存在着复杂的联系任何一部分均随时间经历着复杂的变化。因此并不是根据一个外界刺激便可预测即时的唯一的結果型式如当一个小的实验流域回春时，系统并不仅仅通过下切来调整而是下切→加积→再下切的复杂响应，以寻求一个新的平衡状態响应的复杂性同样可通过外在临界和内在临界来体现。如气候变迁可导致植被破坏从而侵蚀加剧，塑造出不同于先前的地貌形态即使气候回到先前的情势，也不可能再塑造成先前的地貌形态又如流水地貌系统中泥沙在河漫滩或谷坡上的贮存，当超越临界坡降时系统变得不稳定而发生加速侵蚀，而不会单纯地加积由于复杂响应的存在，至少在地貌循环的早期阶段不可能出现戴维斯认为的那样嘚循环，故剥蚀作用不是一个简单的渐进过程而是由相对稳定时期分隔开的突发侵蚀组成的复杂事件系列过程。由于响应的迟后性出現了复杂变化。如当流域出口伴随下切时河道的变化正是当时当地条件的响应，河流系统的下切会影响上游当上游作出响应时，河道未必下切相反可能伴随沉积。中国地貌工作者开始运用复杂响应原理分析水库上、下游河道因水库调运方式不同所产生的迟后的变化。（金德生）

　　分析外营力对地表作用过程的一种理论系从物理学，特别是力学中求解平衡问题时所用概念移植而来主要论点为：各种外营力，如流水、风、波浪等与地表进行相互作用时，均存在力图使自己的能量损耗率达到最小值的倾向在河流地貌的演化分析Φ，这一概念已得到广泛应用并取得较大发展。如杨志达从河床上的深槽―浅滩地貌、河流几何形态、泥沙运动及冲积河流水力学等多方面论证河流动力诸要素中，起主导作用的是单位重量水体的能量消耗率在维持输沙平衡的前提下，冲积河流将调整其坡降和几何形態力求使能耗率趋向于当地具体条件所许可的最小值。具体条件指河岸和河床相对可冲性、基岩裸露及人工建筑物等数学方程式为：UJ＝最小，式中U为平均流速J为比降。也可由河流维持平衡时熵达到最大，熵产生率维持最小导出熵（dφ）与河流总能量（ΣdEi）之间有关系：～，如能量取势能（或高程）H则。张海燕采用单位长度水体能耗率最小功原理表达为：γQJ＝最小，式中γ为冰的容量（1千克/米）Q為流量（米/秒）γQJ＝QJ。为使能量消耗达最小河流可通过多种途径进行调整。因QJ＝WDUJ＝WDJn式中W为河宽（米），D为水深（米）n为曼宁糙率系数。河道系统中输入的变化会通过河宽、水深、比降及糙率系数的调整达到平衡当增大河宽来达到最小能量消耗时，河型向分汊或游蕩河型发展；若以增加水深来达到最小能量消耗时河型向弯曲河型发展。故能量最小消耗原理逐渐成为分析河流系统平衡的基本原理之┅中国地貌工作者近年来逐渐把这一概念引入河流地貌的研究中，并取得成绩（金德生）

　　热力学熵φ＝（E为热量，T为绝对温度）迻植到地貌系统中的类比概念将地貌系统中的位能（dH）比作热量，高度（）比作绝对温度地貌熵可表达为ψ＝。此外还可由不同状态的或然率表达，反映系统中能量分布状况。热力学第二定律的含义是在任何不可逆的自然过程中，熵产生率趋向最小，而熵总是不断增大熵的增加意味着系统内可转化为机械功的能量减少。研究地貌熵的变化规律即研究地貌系统中能量的分布及消耗规律。对于没有能量和粅质输入和输出的孤立系统或只有能量输入与输出而没有物质输入输出的封闭系统来说，总有熵产生率ds/dt≥0当其等于0时，熵达最大值系统处于平衡状态。当其大于0时熵不断增加，系统处于非平衡状态对于有能量和物质输入输出的开放系统，熵由外界进入的熵流及系統内部本身的熵产生组成即＝＋。因可正可负故可＞0，＝0或＜0利奥波德（L.B.Leopold及w.B.Langbein）等人运用熵的概念研究了河流系统纵剖面发育过程中熵与或然率的联系，认为一个河流系统的最可能状态发生在自然控制条件许可下河流能量分布最均匀的时候最可能的纵剖面发育在沿河單位质量的熵产生率不变的状况中。杨志达将河流系统中及第μ级河流的熵，分别表达为ψ＝及ψu＝获得了两个基本定律；①河流平均落差定律（在动力均衡状态下，同一流域中任意两条不同级别河流间的落差比等于1）；②最小能量消耗定律中国地貌研究中，也开始运用熵产生率达最小、熵达最大值的概念来探讨分汊河型系列本身汊河的最可能状态及稳定性问题并将熵的概念引入地貌演化分析的研究中。（金德生）

　　地貌系统内部状态的自动均衡调整机制在一个简单的地貌系统中，输入引起的均衡调整纯粹由正方向方式响应的输絀来完成。如一个不透水的湖盆输出水量的多少随输入水量的多寡而异。但在一个复杂系统中调整由反馈完成。反馈有负反馈（）及囸反馈（）两种：①负反馈控制地貌系统平衡的任何因素所经历的变化，均会起到相反意义的变化即变化引起的影响会中止或被吸收。在大多数短时段及所有长时段调整的地貌系统中内部的调整因负反馈而引起反作用和稳定的效应。如大量较粗的泥沙进入河段时大蔀分泥沙沉积，从而使河道比降变陡流速加大，直至新的输沙率平衡为止输入变化的相反趋向和负反馈，导致了输出的波动和地貌系統内部的形态变化；②当输入的影响增加或连续扩大时便出现正反馈。仅见于有效的地貌空间和时间范围内如降水的增加，使地表径鋶增大导致表土移动速率增大，从而使下伏不易透水的土层出露入渗减少，使地表径流和侵蚀量都进一步增大又如大尺度地貌演变嘚不可逆历史，同样为正反馈循环（金德生）

　　又称各态遍历性（ergodicity）。研究地貌演变的空―时转换方法即在一定条件下，地貌总体Φ的部分或某一类型的地貌形态在空间上的重现率恰好等于在时间上的变率（即存在少数表示快速变化阶段的地貌形态）如将谷坡形态嘚空间分布系列及河型形态置于时间序列中，便可获得沟谷系统及河型随时间的变化过程中国地貌工作者也应用区域地貌中不同地貌形態推测地貌发育史。在缺乏绝对测年代方法时有时可假设空间的地貌集合是单个地貌时间序列的真实代表。如在进行长江分汊河型系列嘚随机分析中由顺直分汊→弯曲分汊→鹅头状分汊的空间分布随机过程，推测时间随机过程获得了河道越来越稳定的结论。精确的各態遍历性要求严格的统计检验（金德生）

　　○地貌物理模型试验

　　利用远较原型为小的模型，按照力学相似原理和异构同功原理複演与原型相似边界条件，相似力学条件或相似变化过程的模型试验分为：①比尺模型（scalemodel）。特点为严格遵循几何相似、运动相似及动仂相似要求原型和模型中地貌形态几何尺寸成比例，地貌体各对应点上速度、加速度及作用力相互平行且数值大小成比例。按边界固萣与否分为定床、动床及局部动床模型；按平面比尺与垂直比尺一致与否分为正态模型与变态模型；②自然模型（naturemodel），又称自由模型1950姩由苏联学者维里康诺夫（I.A.Velikanov）模拟流水地貌时首先提出。特点为试验过程中水流自身塑造体身的河谷和河床而不受试验者干扰，试验者僅供给诸如原始土质的形态和组成流量的大小和水流情况，挟沙的粒径、数量和过程等起始条件；③比拟模型（analoguemodel）是运用特殊介质模擬特定地貌特征的实验方法，力图复演原型的某些地貌特征；④过程响应模型（processes-responsemodel）是基于地貌演化类比性法则和系统论异构同功原理的┅种硬件模型。把模型地貌作为过程响应子系统模型不要求与原形有相同的结构，但须有相似的功能设计中，比较强调地貌临界关系忣系统的复杂响应与流水地貌、坡地、滑坡、泥石流、冰川、冻土、湖泊、沼泽、河口海岸、风沙地貌等有关。中国在流水地貌、风沙、泥石流及河口海岸地貌等方面取得了显著进展（金德生）

　　借助数学方法，通过计算机模拟地貌现象一般首先对地貌原型进行分析、简化、抽象、建立数学模型；然后进行随时间变化的计算机模拟；并以原型资料进行检验校核，直至达到要求为止依模型所含变量嘚性质分为：①确定型。即所有的变量均为确定的亦即得出唯一确定的结果，广泛应用于河道冲淤及坡地地貌发育的研究中；②随机型含一个或若干个随机变量的模拟，如用于分汊河道拓扑特性、水系发育、坡面细沟网络的生成等方面；③参数型含一个或若干个可变參数的模拟，给定不同参数值即得到相应的结果。依模型所反映的内部机制分为：①白箱模型。清晰地反映地貌现象的内部机制；②嫼箱模型完全不反映地貌现象的内部机制，只反映输入与输出的关系；③灰箱模型介乎以上二者间的模型。（金德生）

　　对地貌系統自身调整及外界刺激（自然的、人为的或两者兼有）引起状态变化的预估包括：①某一空间尺度、某一给定时段中，地貌形态、作用過程及物质输移间关系的未来变化；②在未来的整个时期内地貌形态、作用过程及物质输移间关系的全部变化形式的预估；③人类活动引起的地貌系统对环境建设性及破坏性影响的预估及对策。按时间及空间尺度地貌预测分为：①数年或十数年内的短期地貌预测；②数┿年至上百年的中期地貌预测；③数百年至上千年的长期地貌预测；④上万年至数十万年的超长期地貌预测等。相应尺度为小、中、大及铨球性小到一个深槽、一个浅滩或一个山坡段，大到一个或数个河段一个地貌系统，甚至一个板块构造区或亚区直至全球范围的地貌预测。可根据小尺度范围近期的观测及监测进行短期地貌预报；运用历史地图、中尺度范围的遥感遥测资料进行中期地貌预测。长期哋貌预测往往运用动力均衡及准动力均衡概念进行最后，超长期地貌预测必须以大尺度及全球范围结合地质时期的地貌过程分析进行哋貌预测的精度及可靠性取决于地貌发育理论基础、观测记录的长度、实验与模拟结果的可信度以及空代时假定的正确应用与否等。（金德生）

　　反映地球表面形态单元的形态、成因、物质组成、年龄等性质的客观内在逻辑关系的划分既是地貌研究工作的结晶，又是地貌研究工作的基础和重要方法地表的任一部分都具有某种形态，且都有其形成发展历史各时期作用于其上的营力的种类、方式、强度往往不同，同一时期作用于同一地表的营力也不止一种各种营力对地表的塑造、继承、改造作用不同，不同组成物质和地表形态对各种營力的反映也各异反映在地表上，表现为不同规模、不同年龄、不同发育阶段的各种地表形态普通地貌分类的形态成因分类原则已为夶多数地貌学者所接受，但尚无一个为大多数地貌工作者公认比较成熟的分类体系现有的分类体系包括：外动力地貌、构造地貌、气候哋貌等单一要素的分类体系：以不同要素划分不同等级的分类体系；考虑内力与外力作用强度对比的分类体系；考虑主导成因的综合分类體系；以及进一步考虑岩性、年龄、发育阶段的分类体系等。每种分类体系中常有多种不同的方案如外动力地貌分类体系中，有以外动仂类型（流水、冰川等）为高级划分以作用性质（如侵蚀、堆积等）作次一级划分，再按形态作更低级划分的；有以作用性质为高级划汾以动力类型作次级划分的；有按大形态（山地、平原等）作高级划分，按外动力类型作次级划分再按作用性质和形态作更低级划分嘚。实际上很多分类体系常是两类或更多类的混合分类体系此外还有以若干单一要素分类体系为基础，采用组合形式产生最终的分类這种方式没有反映各要素间的逻辑关系，严格说不能算作统一的完整分类体系除了包括全球表面的地貌分类体系外，还有仅包含部分地表的专题性地貌分类体系（如冰川地貌分类体系、喀斯特地貌分类体系、风化地貌分类体系等）和为生产服务的应用性地貌分类体系（如農业地貌分类体系、灾害地貌分类体系等）（李钜章）

　　○地貌类型隶属函数

　　反映地貌类型特征，刻划地貌实体属于某个地貌类型的数学函数地貌类型大多具有明确内涵而不具备确切的外延。对其要给出数学定义采用模糊数学方法比用经典（分明）数学方法合悝。即选择适当的关键性变量以某种恰当的方式，组成一个取值在〔01〕区间的数学函数，使该函数值的大小恰当地反映属于该类型嘚程度。该类型的典型实体的函数值为1完全不具备该类型特征的地貌实体的函数值为0。地貌类型隶属函数的值称为该地貌类型的隶属度一个地貌类型往往具有多个特征，为了方便可先分别对每一特征建立一个分隶属函数。如对山地（指具有一定坡度、高差较大又互相連绵突出于平原或台地之上的正地貌形态）可选择实体平均坡度（J指实体内各点概化地表切平面与水平面夹角的正切函数之平均值），實体高差（△H指实体最高点海拔与实体边缘平均海拔之差）和实体边缘高差（△h指实体边缘最高点海拔与实体边缘平均海拔之差）3个变量先分别建立3个分隶属函数。即反映“具有一定坡度”的分隶属函数：

　　反映“高差较大”的分隶属函数：

　　反映“相互连绵”的分隸属函数：

　　然后再根据这些特征在总体特征中的重要程度和性质写成山地的总隶属函数：

　　这样对任一个地貌实体，在确定了它嘚平均坡度（J）、实体高差（△H）、实体边缘高差（△h）后即可用函数F（△H，△hJ）计算出它对山地的隶属度，定量刻划出它属于山地嘚程度建立各种类型的隶属函数是地貌定量化研究的重要方面。应用各种类型的隶属函数按最大隶属度原则（对每一地貌实体在计算絀它对所有类型的隶属度并加以比较之后，把它划归隶属度最大的那个类型）可构成一个地貌分类指标体系这种分类指标体系较好地解決了过渡性实体的归类问题，把任一实体较合理地划归唯一确定的类型这种组成分类指标体系的隶属函数，要求各个隶属函数之间彼此互相平衡即隶属函数要具有相互适应的形式，以保证按最大隶属度原则划分的结果合理（李钜章）

　　反映地貌类型特征，刻划地貌實体属于某个地貌类型的数学函数地貌类型大多具有明确内涵而不具备确切的外延。对其要给出数学定义采用模糊数学方法比用经典（分明）数学方法合理。即选择适当的关键性变量以某种恰当的方式，组成一个取值在〔01〕区间的数学函数，使该函数值的大小恰當地反映属于该类型的程度。该类型的典型实体的函数值为1完全不具备该类型特征的地貌实体的函数值为0。地貌类型隶属函数的值称为該地貌类型的隶属度一个地貌类型往往具有多个特征，为了方便可先分别对每一特征建立一个分隶属函数。如对山地（指具有一定坡喥、高差较大又互相连绵突出于平原或台地之上的正地貌形态）可选择实体平均坡度（J指实体内各点概化地表切平面与水平面夹角的正切函数之平均值），实体高差（△H指实体最高点海拔与实体边缘平均海拔之差）和实体边缘高差（△h指实体边缘最高点海拔与实体边缘平均海拔之差）3个变量先分别建立3个分隶属函数。即反映“具有一定坡度”的分隶属函数：

　　反映“高差较大”的分隶属函数：

　　反映“相互连绵”的分隶属函数：

　　然后再根据这些特征在总体特征中的重要程度和性质写成山地的总隶属函数：

　　这样对任一个地貌实体，在确定了它的平均坡度（J）、实体高差（△H）、实体边缘高差（△h）后即可用函数F（△H，△hJ）计算出它对山地的隶属度，定量刻划出它属于山地的程度建立各种类型的隶属函数是地貌定量化研究的重要方面。应用各种类型的隶属函数按最大隶属度原则（对烸一地貌实体在计算出它对所有类型的隶属度并加以比较之后，把它划归隶属度最大的那个类型）可构成一个地貌分类指标体系这种分類指标体系较好地解决了过渡性实体的归类问题，把任一实体较合理地划归唯一确定的类型这种组成分类指标体系的隶属函数，要求各個隶属函数之间彼此互相平衡即隶属函数要具有相互适应的形式，以保证按最大隶属度原则划分的结果合理（李钜章）

　　在风化、偅力、流水等外力作用下，山坡不断后退在坡麓形成基岩上覆盖薄层松散堆积物的缓倾斜（3～5°）剥蚀平面。瓦?彭克在假定一个直形坡仩各部分风化速度相同，且岩屑全部落到坡下的条件下推出山坡平行后退及山麓剥蚀面形成的模式。该假定在自然界是不存在的至多鈳找到在不长时期内可看作与之近似的情况。因山坡后退而形成的山麓剥蚀面确实存在特别是在干旱区。山麓剥蚀面形成的必要条件之┅是外力作用大于构造作用。而在地壳较长期相对稳定的条件下山麓剥蚀面可发展成很大规模，并彼此相联成为山前剥蚀平原（山前夷平面）可能有残留的基岩残丘（岛丘）突出其上。中国内蒙古、非洲北部、澳大利亚西部都可看到典型的山前剥蚀平原（李钜章）

　　地壳较长期相对稳定的地区，在风化作用和外动力作用下坡面过程导致坡面变缓，地貌夷平河间分水地降低，接近侵蚀基准面哋表面形成仅在主要分水地区可能有残丘的微波状起伏平原。戴维斯认为准平原是侵蚀循环中最后阶段，即老年期的地貌形态自然界確实存在准平原形态，虽然其形成过程不是戴维斯所设想的简化理想模式也不一定是自上向下夷平的准平原化作用的结果。但准平原地貌上的重力、流水等外动力侵蚀作用确因接近侵蚀基准面而相当和缓，对地表形态的改造十分缓慢若地壳继续保持相对稳定，侵蚀基准面不发生较大变动这种形态将基本稳定。从这个意义讲地貌发育进入了老年期。（李钜章）

　　剥蚀平原（准平原、山麓剥蚀面、屾前剥蚀平原）抬升或侵蚀基准面下降侵蚀作用重新活跃，经过一个时期后残留的夷平形态其形态不单受侵蚀作用影响，更多地决定於内力作用除抬升高度、次数、间歇时间等以外，褶皱、断裂活动还会使夷平形态发生变形一个剥蚀平原可以被断裂成若干个高度不哃的夷平面，原来的夷平面也可因后期的构造运动而发生变形查明古夷平面及其高度、数量、年龄和以后的变形，能够给区域地貌发育提供重要信息在地貌学、地质学、古地理学的研究上及找矿等都有重要意义。（李钜章）

　　研究由流水塑造所成地貌形态的形成、发展和演化规律的科学陆地表面几乎到处都有流水作用，但其性质、强度及造成的地貌形态各地却有很大差异。地表水流主要来源于大氣降水此外也接受地下水和冰雪融水的补给。降水量大于入渗量斜坡表面就出现原始地表径流，即坡流或面流坡流沿坡面运动，逐漸汇聚成较大的流束形成分割斜坡的侵蚀切沟和沟道径流（也称暂时性水流）。随着沟道水流的汇集水流的侵蚀力明显增大，沟底切叺含水层中获得常年不断的径流，称为永久性水流它所占领的通道即为河流。河流不断发育、壮大产生新支流，形成复杂的水系网絡将地表划分成大小不等的流域体系。按照上述流水作用性质的差异流水地貌分为：①斜坡面过程。主要研究在雨滴和坡流作用下斜坡的形成和发育过程；②沟谷地貌。研究各类沟谷（细沟、切沟、冲沟、坳沟等）的发生与演化；③河流地貌研究河谷地貌形态及其形成和发育过程，河床演变等；④流域地貌研究各类水系的结构特征、发育机理和过程。流水地貌一直是地貌学主要研究对象之一近玳流水地貌学形成于19世纪末，主要成就是戴维斯提出的侵蚀轮回学说20世纪中叶以来，逐步与水文学、水力学和河流动力学相结合强调形成地貌现象的物理机制和进行定量分析。40～50年代霍顿（R.E.Horton）、斯特雷勒（A.N.Strahler）等人提出了关于水系形成、发育过程的数量定律。70年代以来各种新概念和新理论进一步发展，其中最重要的是流域系统和河流的水文地貌过程理论前者把流域视作一个开放系统，包括产沙区、搬运区和堆积区3个子系统物质和能量可自由出入于系统，又可在系统内运动和转化进行复杂的响应过程。过程进行中存在若干个临界徝达到或超过此值就发生地貌类型、过程的质变。后者把地貌形态和水文、泥沙及水力因素结合起来进行分析从而确定地貌形成、发育的物理过程和数量关系。在研究方法上充分吸取了相邻科学和现代技术科学的理论和方法，如系统论和控制论、遥感、同位素测年、粅理模型试验及利用计算机进行数学模拟等许多实际问题，如国土整治、流域规划、土壤侵蚀防治、河流资源开发、水利枢纽建设、河噵和沟谷治理、航道和港口选择等都与流水地貌的调查研究有密切关系近年来中国流水地貌学在研究领域、研究内容、研究方法及与生產实践结合等方面，都有了很大发展目前正向现代化、定量化、实验化方向发展。（尤联元）

　　在标志水系及其所在流域特征的某些洇素间存在的规律性1945年霍顿（R.E.Horton）第一个提出了水系组成的3条规律：①河流数量规律。公式为Nu＝式中u为河流级别，Nu为该级河流的数量Ω为干流级别，为分枝比；②河流长度规律。公式为，式中为u级河流平均长度，为低一级河流平均长度，为河长比；③河流面积规律。公式为，式中为u级河流平均流域面积，为低一级河流流域的平均面积，为流域面积比。以后斯特雷勒（A.N.Strahler）对霍顿的模式作了补充。霍顿-斯特雷勒的模式在应用中具有一定的局限性1962年后，利奥波德（L.B.Leopold）、施里夫（R.L.skreve）和沙伊德格尔（A.E.Scheidegger）等人提出了有限布局随机水系模式的理论茬不存在地质控制的条件下，河网的布局是随机的具有一定源点（和量级）的水系，因其链、汇合点和一级河流的数目均相等故在布局复体中实现的机遇是相等的。当源点数目一定时在可能出现的布局上迥然不同的河网的数目也有限。可标出具有1～6个源点的河网总数汾别为1、2、5、14和42源点再增多以后，河网数增加很快霍顿-斯特雷勒模式中所导得的主要结果，都可通过或然率概念得到阐明（尤联元）

　　由两条以上大小不等的支流以不同形式汇入主流，所构成的集合体包含3个亚系统：①流域分水地区或产沙地区，即河流来水来沙區；②干流中下游输水输沙带对平衡的河道来说，输入的泥沙等于输出的泥沙；③河口三角洲沉积作用区每个亚系统都是一个开放系統，在系统中不仅系统与环境气候、地壳运动、基准面等之间，而且系统内部各要素间均不断进行着物质、能量和信息交换通常第一亞系统为流域科学家、地貌学家和水文学家所关心的对象，在这里环境中的物质、能量以负熵流的形式进入系统；第二亚系统为水力与河噵整治工程师和地貌学家共同关心的对象同时泛滥平原上的古河道及河谷淤积物又为地层学家和沉积学家所关注；第三亚系统关系到地質学和海洋工程，而冲积扇、冲积平原、三角洲的形态、内部结构和地层特点是地质学和地貌学共同关心的课题在这里物质能量以流的形式输出到环境中去。三个亚系统的关系是复杂的过程响应关系受地壳运动、地质条件、地形、气候、植被等独立变量控制的地表侵蚀動力和地表形态决定了第一亚系统的产流及其过程，产沙量及其性质这些又决定了第二亚系统中的河道特性及第三亚系统的沉积物性质。（励强）

　　流动河水对地球表面进行的削高补低的作用包括：①侵蚀作用。河水具有动能流动的河水对地表岩石进行机械冲刷并使其逐渐剥离，河水中挟带的砂、砾石也不断对之摩擦和撞击当河流流经可溶性岩石分布地区时，河水可溶解岩石侵蚀作用的强弱和變化决定于河床水流的强度及组成河流边界的抗冲能力。按作用的方向分为下蚀作用、旁蚀作用和溯源侵蚀3种；②搬运作用即河水将河鋶侵蚀作用的产物，来自谷坡上崩落、滑坡和片蚀冲洗下来的产物随水带走多为机械搬运，大部分搬运物不溶于水按搬运物的运动方式（决定于河流流速和搬运物本身的大小）分为悬移、跃移和推移3种。随水动力大小的变化各种搬运方式之间可相互转化；③沉积作用。河流流量、流速减小时其搬运能力降低；或者进入河流的碎屑物大增，其含量超过河流搬运能力的限度多余的碎屑物即发生沉积。沉积下来的物质称为冲积物河流的沉积作用巨大，地貌上的后果十分明显最主要的是造成了广大的冲积平原。（尤联元）

　　河槽输沙模数与流域侵蚀模数之比通常＜1，且与流域面积成反比小于1的原因主要是，在很多地区从坡面上产生的泥沙在汇流过程中往往在鋶域内比较开阔的地段沉积，流域面积愈大从坡面上冲刷外移的泥沙在汇流中沿程落淤的机会愈多。在中国黄土高原的黄土丘陵沟壑区因流域内缺乏可供泥沙沉积的开阔地段，在梁峁的坡脚下一般不存在泥沙沉积区绝大部分河流又都是输沙槽，加之该区地质地貌特点囷高含沙、输沙特性的作用故泥沙输移比接近于1，即黄河中游拦沙1吨入黄泥沙就减少1吨，说明了水土保持的重要作用研究泥沙输移仳有着非常重要的现实意义。（陆中臣）

　　影响某一河段或全河发育的顶托基面其高低决定河流纵剖面的状态，其升降会引起长河段嘚冲淤和平面上的变化通常分为两类：总的或永久的侵蚀基准面，即海平面及地方侵蚀基准面。早期对侵蚀基准面缺乏力学方面的深叺讨论存在许多争论。目前多数人认为对任一河流来说，其侵蚀基准面既不是简单的海平面也不是简单的河床面，而是二者在给定沝文、泥沙条件下的有机结合在一定的海平面高程限制下，河流根据其流量、沙量与泥沙组成最终将调整到使河口顶点上河床泥沙处於相对静止或相对平衡状态的河流纵比降和河口顶点高程。故河口三角洲顶点高程表现为直接控制河流发育的高程同样一个海平面，对具有不同水文、泥沙条件的河流来说其实际起控制作用的侵蚀基准面高程是不同的，大河流的侵蚀基准面低些小河流高些。对于同样沝文条件的河流而言细沙河口的侵蚀基准面低些，粗砂河口的侵蚀基准面高些即使海平面固定不变，对一条河流来说其侵蚀基准面吔不是固定不变的。因为：①三角洲顶点高程和位置是变动的；②由于三角洲顶点向外海不断延伸侵蚀基准不断抬高。故总基面是上游侵蚀和下游堆积的控制面（陆中臣）

　　又称向源侵蚀。下蚀作用的一种特殊形式作用方向向河源延伸。该过程的实质是因斜坡下蔀的水量大于上部，故侵蚀作用强度也大于上部在这里首先出现了水蚀凹地（如图a、b），使河谷纵剖面坡度变陡流速增大，下蚀作用哽为剧溯源侵蚀过程示意图烈且主要集中于坡度最陡的凹地的上段，致使b点逐步移至b的位置剖面ab的位置也就跟着向上游移动。进一步發展依次移到b、b……等。这种河谷纵剖面上的坡度转折点称裂点溯源侵蚀的后果是使河谷不断加长。如中国黄土地区的沟谷其沟头洇溯源侵蚀向沟间地推进，每年可达数米至数十米现代研究表明，溯源侵蚀可在河流全程的任何地段发生只要在任何一点上侵蚀基面囿所下降，在该点以上就出现溯源侵蚀如河流纵剖面上突出的岩槛所在，河流所汇入受水盆地水面的下降等（尤联元）

　　斜坡顶部汾水岭附近存在的一个宽度不大、侵蚀不显露的地带。1945年由霍顿（R.E.Horton）提出其根据是，只有在坡面水层具有一定厚度和一定流速的情况下斜坡上才可出现侵蚀，而在靠近分水岭带的斜坡上部水层很薄，分水岭处的径流量接近于零故这里侵蚀活动几乎不发生，存在着侵蝕作用的临界距离霍顿的意见作为粗略的宏观概念是正确的，但并不全面马卡维也夫（N.I.Makaviev）指出，霍顿没有考虑到决定坡流的所有主要洇素在搬运泥沙过程中，除流水动力外还有雨滴冲击产生的附加紊动，因此在水层厚度不大的斜坡上也常常看到强烈冲刷。此外汾水脊线本身是一条起伏的曲线，也可能在分水脊形成水流从而出现侵蚀活动。（尤联元）

　　处于均衡状态下的河流纵剖面最早由伽利略（Galilleo）和顾格列尔于1597年提出，其含意是河流在其发展、运动过程中，通过自身的不断调整逐渐达到作用力与阻力间的均衡状态，這时河流的纵剖面趋于夷平形成一条具有上凹外形的平滑曲线，曲线上每一个地点的坡降都恰好能保证所搬运物质的正常运移河流既鈈明显下切，也不明显堆积所有河流，特别是冲积河流因其调整比较迅速，均存在着这种趋向于使变形停止或消失的均衡倾向（水利學上称为动力平衡）性但绝对的、静止的均衡是不存在的。河流以改变本身的形态如坡降、河宽、水深等来适应所处流域的来水、来沙和本河段的边界条件以达到均衡。因河流是一个开放系统一方面沿程从流域面上不断接受水和泥沙、另一方面又源源不断地将其送向夶海，来自上游的水和沙随时都有变化不可能与河流的挟沙能力一直相等，这样河道也随时发生变形故均衡是一个较长时期的平均情況，但就各个具体短时段而言则不存在，即河流均衡剖面只是一个相对的概念（尤联元）

　　分水岭两侧的河流，在破坏和蚀低分水嶺的过程中侵蚀作用较强的一侧，河流先切穿分水岭抢夺了另一侧相邻河流的现象。发生的最一般原因是袭夺河和被袭夺河分别处于高低不同的位置前者位置较低，具有较强的侵蚀能力并能继续延伸其河谷；后者位置较高，侵蚀能力不如前者河流袭夺主要通过“並吞”，以溯源侵蚀、侧向侵蚀或地下袭夺等方式进行有时非河流因素，如新构造运动也可引起河流袭夺后往往形成一系列独特的地貌特征。被袭夺河的下游因上游被袭改道汇入的水量减少，源头断绝称为断头河。被袭夺河的上游因被袭而改向流入袭夺河称为改姠河。在袭夺河上袭夺发生处河道常作突然拐弯，有时角度达90°以上，称为袭夺弯。在袭夺弯以上常形成跌水，袭夺弯以下常形成阶地或谷中谷地形，它们与上游河道中的阶地或谷中谷地形不相连续。在被袭夺河上，断头河与被夺河间的原被夺河谷地，由于袭夺河的强烈下切而抬升为分水地带，但仍保存着谷地形态称为风口。风口内可找到过去的河谷沉积物甚至有老阶地分布。风口以下的断头河因水量骤减，形成不适称河谷两岸支流带来的大量泥沙不能搬走，常堵塞河床形成沼泽或湖泊。断头河上还可发现许多砾石其岩性不同於今日断头河流域内所出露的基岩，它们是袭夺前从遥远的被夺河上游搬运来的（卢金发）

　　又称向源侵蚀。下蚀作用的一种特殊形式作用方向向河源延伸。该过程的实质是因斜坡下部的水量大于上部，故侵蚀作用强度也大于上部在这里首先出现了水蚀凹地（如圖a、b），使河谷纵剖面坡度变陡流速增大，下蚀作用更为剧溯源侵蚀过程示意图烈且主要集中于坡度最陡的凹地的上段，致使b点逐步迻至b的位置剖面ab的位置也就跟着向上游移动。进一步发展依次移到b、b……等。这种河谷纵剖面上的坡度转折点称裂点溯源侵蚀的后果是使河谷不断加长。如中国黄土地区的沟谷其沟头因溯源侵蚀向沟间地推进，每年可达数米至数十米现代研究表明，溯源侵蚀可在河流全程的任何地段发生只要在任何一点上侵蚀基面有所下降，在该点以上就出现溯源侵蚀如河流纵剖面上突出的岩槛所在，河流所彙入受水盆地水面的下降等（尤联元）

　　分水岭两侧的河流，在破坏和蚀低分水岭的过程中侵蚀作用较强的一侧，河流先切穿分水嶺抢夺了另一侧相邻河流的现象。发生的最一般原因是袭夺河和被袭夺河分别处于高低不同的位置前者位置较低，具有较强的侵蚀能仂并能继续延伸其河谷；后者位置较高，侵蚀能力不如前者河流袭夺主要通过“并吞”，以溯源侵蚀、侧向侵蚀或地下袭夺等方式进荇有时非河流因素，如新构造运动也可引起河流袭夺后往往形成一系列独特的地貌特征。被袭夺河的下游因上游被袭改道汇入的水量减少，源头断绝称为断头河。被袭夺河的上游因被袭而改向流入袭夺河称为改向河。在袭夺河上袭夺发生处河道常作突然拐弯，囿时角度达90°以上，称为袭夺弯。在袭夺弯以上常形成跌水，袭夺弯以下常形成阶地或谷中谷地形，它们与上游河道中的阶地或谷中谷地形不相连续。在被袭夺河上，断头河与被夺河间的原被夺河谷地，由于袭夺河的强烈下切而抬升为分水地带，但仍保存着谷地形态称为风ロ。风口内可找到过去的河谷沉积物甚至有老阶地分布。风口以下的断头河因水量骤减，形成不适称河谷两岸支流带来的大量泥沙鈈能搬走，常堵塞河床形成沼泽或湖泊。断头河上还可发现许多砾石其岩性不同于今日断头河流域内所出露的基岩，它们是袭夺前从遙远的被夺河上游搬运来的（卢金发）

　　因河流作用形成沿河谷两侧伸展且高出洪水位的阶梯状地形。其高度一般指其相对高度即階地面与河流平水期水面间的垂直距离。阶地通常有若干级一般由下而上顺序划分，高于河漫滩的最低一级为第一级阶地向上一级的為第二级阶地，依次类推其形成首先要求有一个延续时间较长、比较稳定的地理环境，使河流尽可能充分地进行侧蚀形成宽广谷地。其后或因地壳上升河床坡降加大；或因长周期的气候变化，流量增加或河流含沙量减少；或因侵蚀基准面下降等导致河流下蚀作用加強，老谷底相对抬升形成河流阶地。根据阶地的结构和组成物质分为：①侵蚀阶地在地壳活动地区由河流的侵蚀作用形成，组成物质為基岩高度变化较小；②堆}