广阔的浅水区对波浪具有消能作用，有利于三角洲的成长。
三角洲的形成首先在河口堆积了沙坝(拦门沙)，从而引起水流分汊，然后又在汊道口产生新的次一级或更次一级的沙坝及汊道，最后发育出三角洲平原。这种三角洲发育模式，往往由于河口水流、波浪和潮汐作用的差异而造成多种类型。 4、三角洲的类型 (1)扇形三角洲 (2)鸟爪形三角洲
(3)尖头（鸟嘴）形三角洲 (4)港湾形三角洲
第五节流域地貌
一、水系的类型
水系是指在一个流域系统内各级河流的组合系统。水系的发育是在一定的地貌、地质条件下形成，因此它在某种程度上反映了地貌的特征。 1．树枝状水系
在一个水系内，河流分枝甚多而且排列极不规则，呈树枝状，各级河流多以锐角相交。它常见于岩性均一，地形比较平坦地区，如花岗岩区、黄土区及平原区等。 2．格子状水系
干支流呈直角相交的水系。典型的格子状水系见于单斜地区。在褶皱山区也可见到，在这里干流发育于向斜轴，支流来自向斜两翼，并以直角与干流相汇。此外沿两组直交断层发育的河流也呈格子状。 3．平行状水系
各级河流平行排列，地貌上成为平行岭谷。例如在掀斜上升的地面一侧发育的河流，多作平行排列的，又当它们以直角与干流相交而另一侧支流不发育时，则出现梳状水系，如淮河水系。
4．放射状水系
在锥状火山或穹窿山上发育的河流，它们均向四周作放射性流出，互不相交。 5．向心状水系。
在盆地区，河流从四周山地向盆地中心集中，如新疆塔里木河水系。 6．环状水系。
如发育于穹窿山外围的河流，当穹窿山被破坏后，它四周所产生的单面山，都呈圈状包围着中央的山丛，于是在中央山丛与单面山之间，或内层与外层单面山之间的河流也都沿岩层走向作环状排列。
二、分水岭的迁移和河流袭夺
在一个水系范围的集水区域称为流域，每个流域之间的分水高地称为分水岭。分水岭不是固定不变的，它是随流域内地形的变化而变化。 1、分水岭迁移的原因
分水岭两侧坡地上岩性强弱不同，坡角大小不一，降水量和植被覆盖度不等，以及距基准面距离远近不同，导致两侧坡地剥蚀速度和河流侵蚀速度的明显差异，侵蚀力较强的河流促使分水岭位置向另一侧发生缓慢的移动。有时，侵蚀力较强的河流上游可伸进分水岭另一侧流域内，并且迫近相邻的河流，这种现象称为“河流的欺凌”。
例如湘江欺凌漓江，湘江距漓江最近处只有370米，湘江水低于漓江水6米左右。秦代为了统一岭南，于公元前214年，用人工凿穿分水岭，开成灵渠，把湘江水引入漓江，以利运输。
2、河流袭夺地貌
分水岭的迁移，河流的欺凌结果，侵蚀力强的河流，可溯源侵蚀切穿分水岭，把分水岭另一侧侵蚀能力弱的河流上游掠夺过来，使原来流入其他流域的大量水流改流人切穿分水岭的河流，称为河流袭夺(Rivercapture)，也叫“掠水”。
掠水的河流叫作袭夺河，被掠去水流的河流称被夺河。 ①、袭夺点上河流发生急转弯，形成袭夺湾。
②、袭夺湾附近，由于袭夺河和被夺河的河床出现高差和裂点，往往形成急流或瀑布。 ③、袭夺河因水量大增，加强了下切侵蚀，可形成掠水阶地或出现谷中谷现象。裂点和阶地（谷中谷） ④、被夺河在袭夺湾以下的河段称断头河，断头河由于失去上游河段，水量减少，河床变小，与原河谷很不相称，形成宽谷小河，称之为不配称河。断头河有时缺水成了干谷。 ⑤、在袭夺湾与断头河之间所残留的老河谷形态成了垭口，或称风口，它成为新的分水高地。风口中有残留的老冲积层或阶地。 三、河谷发育与构造的关系 1．顺向谷
它是顺岩层倾向发育的河谷，形成时间较早，它生成于背斜两翼、向斜的纵轴、穹窿山四周和单面山主脊上。 2．次成谷
谷地沿岩层走向发育，成谷时间晚于顺向谷，它是河流沿软岩层走向下蚀而成的谷地，如背斜轴的背斜谷、单斜崖前的河谷、穹窿山后期的环形谷等。 3．逆向谷
反岩层倾向的河谷，如单斜崖上的河谷。 4．偶向谷
河谷与岩层倾向相同，但发育时间晚于顺向谷，如 单面山上次级单斜脊上的河谷，它是软弱岩层被剥蚀后，在新的硬岩层倾斜面上发育出来的，它流人次成谷内。 四、河谷地貌发育阶段 第五章岩溶地貌 ?岩溶的地貌作用 ?地表岩溶地貌 ?地下岩溶地貌 ?岩溶堆积物 ?岩溶地貌发育
岩溶地貌发生在可溶岩分布地区，可溶岩主要是指碳酸盐类，硫酸盐类及卤盐类岩石。由可溶岩构成的地貌，景观奇特，有“奇峰异洞”之称。我国的岩溶地貌以桂林、阳朔一带最典型，自古以来就有“桂林山水甲天下，阳朔山水甲桂林”的美誉。
我国对岩溶地貌的认识历史悠久，早在800多年前的宋代《梦溪笔谈》(沈括)中已有记载，明代《徐霞客游记》(徐宏祖，1586--1641)，作者是一名地理学家，曾经深人湘、桂、黔、滇等地进行岩溶地质地貌考察，成为我国和世界上最早的岩溶研究学者。
19世纪末，南斯拉夫学者对南斯拉夫西北的喀斯特(Karst)石灰岩高原进行研究，并于1893年正式用“karst'’来概括喀斯特高原的地貌景观。自此Karst一词渐被世界各国学者所接受。 中国地质学会第一届喀斯特学术会议(1966年2月，桂林)，建议在我国使用“岩溶”一词，并把它作为Karst的汉语同义语。
可溶岩在世界上分布很广，据统计，碳酸盐类岩约占全球沉积岩的15％，面积4100万平方
千米，硫酸盐岩面积为1100万平方千米，合计面积为5200万千方千米，占全球面积的10．2％，因此由可溶岩所成的地貌分布也很广。
在我国，碳酸盐类岩的分布可分为裸露、覆盖和埋藏等三种类型，面积共344．3万平方千米，其中裸露型面积为90．7万平方千米。形成的地貌主要分布在广西、贵州和云南等地，它们是世界上岩溶地貌最发育的地区之一。 岩溶地貌不仅是一种很好的旅游资源，而且在地下溶洞中还埋藏着大量的古生物和古人类化石，以及丰富的沉积矿床，因此具有重大的科研与生产价值。此外由岩溶作用所成的地貌灾害，如地基破裂，地表及地下崩陷，水库漏水和地面干旱等对生产建设非常不利，因此防治岩溶灾害又是研究岩溶地貌中的重要课题。 第一节岩溶的地貌作用
岩溶地貌由岩溶作用所成，岩溶作用主要是指水对可溶岩石的溶蚀、冲蚀、崩塌和堆积的总称。作用有物理的，也有化学的，但以化学溶蚀作用为主，物理作用为次。岩溶作用的空间十分广阔，既在地表也在地下，从而造成了丰富多彩的地表与地下地貌。 一、溶蚀作用 (一)溶蚀作用机理
溶蚀作用是指水通过化学作用对矿物和岩石的破坏作用。化学作用主要有溶解、水解、水合、碳酸化及氧化等。其中水对可溶岩的溶解和水解十分普遍。 大气中的CO2与水化合后即成为碳酸：
CO2+H2OH2CO3-H2CO3H++HCO3-2+H++CaCO3HCO3+Ca-2+ 综合反应式是：CaCO3十CO2+H2O2HCO3+Ca 溶蚀结果
一是所有组分全部溶解，即称为“全溶解”。
二是只有部分组分溶解，称为“不全溶解”。不溶或难溶的物质会残留在岩石表面或裂隙中，阻碍溶解作用。
由硫化铁氧化时产生的硫酸，生物活动或死亡后分解而产生的有机酸，闪电时产生的二氧化氮溶入水后形成的硝酸等强酸类，对石灰岩都会产生强烈的溶蚀。 (二)影响溶蚀作用的主要因素
溶蚀作用能否进行及其溶蚀速度主要受水的溶蚀力、岩石的可溶性及岩石的透水性等因素影响。
1．水的溶蚀能力
水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压、水的流动性及流量等方面。 （1）水的化学成分
水含酸类是岩石溶蚀的关键，而酸的含量多少则影响岩石的溶蚀速度，酸的含量越高，溶蚀力也越强。
酸的来源除了少部分来自矿物的分解和生物活动而直接产生之外，大多数是由大气中的CO2溶入水中而成，这些CO2有来自火山喷发、有机物的燃烧、动植物呼吸、有机物的分解及微生物的作用方面。CO2对岩石的溶解起着重要作用。 (2)水的温度
水中CO2的含量与温度成反比，一般温度越高，CO2的含量越少，温度越低，CO2的含量越多。温度高的水，CO2的含量虽然减少了，但水分子的离解速度加快，水中H+和OH-离子增多，溶蚀力反而得到加强。据测验气温每增加10℃，水的化学反应速度增加一倍，故高温地区的岩溶速度较快。 (3)气压的影响
气压会影响水中的CO2的含量，一般大气中CO2的含量占空气体积的0．03％，因此在自
由大气下，空气中CO2的分压力为0．0003大气压。水中CO2的含量与气压成正比，在温度条件不变的情况下，局部分压力越高，水中CO2的含量也越多，CaCO3的溶解度也越大。 (4)水的流动性及流量
经常流动的水体，能较大地提高水的溶蚀力。 ①、流动的水处于开放系统，能不断地补充因溶蚀岩石所消耗的CO2，使水体不易达到饱和。 ②、流动状态的水发生浓度、温度、异离子混合溶蚀现象。 我国不同气候带的碳酸盐岩溶蚀量
地区气候带 年降水量(毫米) 年平均气温(℃) 年溶蚀量(毫米) 河北西北部暖温带半干旱区400-6006～80．02—0．03 湖北三峡中亚热带湿润区1000—120012～150．06 黔北务川中亚热带湿润区127115．60．036 滇东罗平中亚热带湿润区173415．10．051
广西中部南亚热带湿润区1500—200020～220．12～0．3 2．岩石的可溶性
岩石的可溶性是岩溶地貌发育的最基本的物质条件，可溶性主要取决于岩石的化学成分与岩石结构。
溶解度最大的：卤盐类如钾盐、石盐；溶解度较大的：硫酸盐类如硬石膏、石膏、芒硝；溶解度较小的：碳酸盐类如石灰岩和白云岩等。
地球上卤盐类和硫酸盐类岩石分布不广，厚度小，加上溶解速度快，地貌不易保存，故地貌意义不大。碳酸盐类岩石溶解度虽小，但分布广，岩体大，地貌保存较好，所以最有地貌意义，世界上绝大多数岩溶地貌都发生在该类岩石中，特别以石灰岩为突出。
碳酸盐岩石的溶蚀强度顺序为：质纯的石灰岩>白云岩>硅质石灰岩>泥质石灰岩。
岩石的结构与溶解度有密切关系，试验表明，结晶的岩石，晶粒越小，溶解度也越大，隐晶质微粒结构的石灰岩相对溶解度为1．12，而中、粗粒结构为0．32，比前者少2．5倍。此外，不等粒结构的石灰岩比等粒结构石灰岩的相对溶解度大。 3．岩石的透水性
岩石的透水性对岩石的溶蚀速度和地下岩溶的发育有着重大影响。透水性不良的岩石，溶蚀作用只限于岩石表面，很难深入岩石内部。透水性好的岩石，地表和地下溶蚀都很强，地貌发育也好。透水性强弱取决于岩石的孔隙和裂隙大小和多少。 原生透水性指在成岩时生成的孔隙及裂隙与其所产生的透水性能。在碳酸盐岩石中，一般结晶的石灰岩孔隙度都很小，只在3％以下，所以透水性都较弱。
次生透水性指岩石生成后，由于构造运动、风化和侵蚀作用而成的裂隙所产生的透水性能。其中由构造运动形成的张裂隙、断层裂隙和卸荷裂隙等对透水性影响最大，它们明显地控制着岩石的透水性。此外，溶蚀作用本身也不断地改变着次生透水性。 二、冲蚀作用
水在可溶岩表面流动时，如果流速大，特别是夹带着沙砾等固体物与岩面摩擦时，就会发生冲击和磨蚀，统称为冲蚀作用。
岩溶区的冲蚀作用特点是：①、有溶蚀作用的参与。②、冲蚀作用不仅发生在地表，而且发生在地下。 三、崩塌作用
岩溶区的崩塌作用同样发生在地表和地下，而且与溶蚀作用有关，因为溶蚀首先为崩塌创造了空间条件，由溶蚀而诱发的崩塌，可称为岩溶崩塌作用。其主要类型有：错落、陷落和气爆。
四、堆积作用
岩溶区的堆积比较复杂，它不仅有地表和地下堆积，而且还有化学性的CaCO3堆积(沉淀)与物理性的碎屑物堆积。
化学堆积以CaCO3为主，特别是在地下溶洞内非常发达。堆积机制正与石灰岩的溶解作用相反，即当水中CO2逸出时，水中的碳酸氢钙即行分解，CaCO3就发生沉淀，反应式：Ca(HCO3)2CaCO3+CO2+H2O
导致CO2逸出的原因有多种：如水温或气温升高，二氧化碳分压力降低，水流速度加大，出现紊流或有生物(如藻类)吸收CO2等都会造成CaCO3的沉淀。此外，在干旱地区由于强烈的蒸发而引起水溶液的过饱和；高山冰雪融化的地下水，在温度较高的低处出露；海岸潮间带海水的蒸发而使CaCO3结晶，成为海滩岩的胶结物。 五、岩溶水的分布与运动对岩溶的影响
岩溶水与常态水不同，例如它在空间分布上，分为地表径流和地下径流；在流态上两者又各自成系统，但又互相联系和转化。
(一)、地表径流的特征1．地表河流、湖泊和沼泽是地下水的补给区。2．径流少，水量不多。3．水质变化。
(二)、地下径流的分带与水流特征地表径流通过各种裂隙和管道转入地下后，向深处运动，运动方向有垂直的，也有水平的，由上至下可分成三带。 1．包气带(垂直循环带)
该带位于地面以下至丰水期潜水面之间的地带，水流受重力作用，由上往下渗流，故又称为垂直循环带。水流时间不稳定，通常是在降雨或冰雪融化季节发生，平时干涸。该带厚度视潜水面的深度而定，而潜水面的深浅又与河流切割的深度有关。在地壳上升区，河流深切，潜水面很低，故包气带的厚度大。在地壳稳定区，河流下切较浅，潜水面较高，包气带的厚度就小。
包气带水的溶蚀力虽然在转入地下之前已趋向饱和，但因通过土层时溶入了土壤空气中较多的CO2和有机酸，进入地下管道时又因PCO2增大，加上“混合溶蚀”和“冷却溶蚀”作用，溶蚀力仍然得以保持。但总的来说，溶蚀作用随深度增加而减弱。垂直溶蚀的结果，多形成各种大小不同的垂直性的溶隙、管道和洞穴。 2．季节变动带
位于包气带之下的丰水期潜水面与枯水期潜水面之间的地带。这两种潜水面具有季节变动的特点。雨季或冰雪解冻时潜水面升高(随河水位上升)，是为丰水期潜水面。此时水流方向近水平，向河谷排泄，与饱水带相同，溶蚀出水平状洞穴。干季潜水面下降，是为枯水期潜水面，此时水流方向垂直，与包气带连成一起。由此可见该带是上部包气带与下部饱水带之间的过渡带，岩溶作用及地貌多变。
3．饱水带(水平循环带)位于枯水期潜水面之下，直至可溶岩的底板之上。此带终年呈饱水状态，具有自由水面，水流方向近水平，多向河谷排泄。在流动过程中溶蚀力一般减弱，但当有新的水流汇入或流速加大时，溶蚀强度会增大，甚至有向下游加大的趋势。
①、饱水带上部水流动快，交替较强，矿化度较低，溶蚀较活跃。上部饱水带形成的地貌以水平状溶洞和地下河为主，数量多，规模大，世界上著名的水平洞穴都在该带发育。
②、饱水带下部一般在谷底之下的深处，具有承压性，水的流向虽然仍近水平，但流动不受当地河水位的影响，而是向侵蚀基准面更低或者地质减压方向运动。水流缓慢，水体交替弱，矿化度高，溶蚀停滞，只形成规模小的孔洞，显示了饱水带的溶蚀作用随深度而减弱的特点
第二节岩溶的地貌形态
岩溶地貌的发育因受到地表的和地下的岩溶作用支配，因此也造成地表岩溶地貌和地下岩溶地貌两大类。两类地貌虽然各自发展，但又相互影响。一方面是地表地貌的高度降低，类型