安分bu守己
范文一：地貌论文
地貌类型及其特征
新疆的地貌类型多种多样，主要为两大类，即盆地（平原）地貌类型和山地地貌类型。盆地（平原）地貌类型反映出强烈的干旱区地貌特征。在干旱自然环境背景下，地貌是风沙作用和干燥风化剥蚀作用的产物，以大面积的沙漠和戈壁（包括盆地边缘砾石戈壁和盆地中基岩被风化剥蚀的石质劣地）最为典型。山地地貌随着海拔升高、外营力急剧变化形成不同的地貌类型，又因山地处于不同的地理位置，和相邻地区的环境状况，而呈现出地貌组合有其明显差异。山地地貌主要类型有：黄土地貌、干燥风化剥蚀低山地貌、河流地貌、冰缘地貌、冰川地貌等（图3.4）。
一、风沙地貌
干旱区的风沙地貌分为风蚀地貌和风积地貌，形成的外营力是有区别的。风积地貌是被风力搬运的沙物质堆积而成，其分布范围广、规模大，沙漠为其典型代表。它们具有各种形态的沙丘组合，在不同的区域内沙丘类型也不同。风蚀地貌是风和风沙侵蚀、磨蚀作用产生的。但是，应该指出，干旱地区的临时性流水作用（暴雨径流）、风化作用（特别是物理风化作用）等，对风蚀地貌的形成也有积极的作用。戈壁是风蚀地貌的主要类型。
1. 沙漠
我国干旱区的沙漠分布广、面积大，主要有塔克拉玛干沙漠、古尔班通古特沙漠、库姆塔格沙漠、巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、乌兰布和沙漠等（图3.5）（赵松乔，1985）。
图3.5 中国沙漠戈壁分布示意图
图3.4 中国干旱区地貌类型图 km
塔克拉玛干沙漠是我国最大的沙漠，也是仅次于阿拉伯半岛鲁卜哈里沙漠的世界第二大沙漠。它位于塔里木盆地中心地带，包括塔克拉玛干沙漠主体、且末河以南的雅克塔格沙漠、罗布泊以西与塔里木河下游以东的库鲁克沙漠，以及喀什三角洲上的布古里沙漠和托克拉克沙漠等（图3.6）（中国科学院新疆生物土壤沙漠研究所，1978）。 整个沙漠东西长1 070 km，南北宽410 km，约占塔里木盆地总面积的63.7%。沙漠分布区海拔840～1 200 m。沙漠地区的气候极端干旱，风沙活动频繁。塔克拉玛干沙漠流动沙丘面积占其总面积的85%。除河流沿岸和西部的麻扎塔格、罗斯塔格和北民丰隆起外，全部为沙丘覆盖；沙丘高度由内向外逐渐升高，相对高度为100～200 m，最高可达300 m。沙丘类型有10多种，以复合型纵向沙垄和新月形沙丘为主，在于田、民丰之间还可见到金字塔形沙丘。塔里木盆地的主风向，在克里雅河以东为东北风，以西为西北风，沙丘的移动方向随着风向变化而变化。在于田、民丰一带受多种风向影响，沙丘移动比较杂乱。沙漠中每年有沙暴天气50天以上，浮尘天气150天以上。沙漠边缘地区的年降水量为60～80 mm。沙漠腹地夏季有阵性降雨，如满西站（40°06′N ，83°06′E ）的年降水量为84.8 mm，塔中站（38°08′ N，83°57′ E）的年降水量为26.4 mm（李江风，2003）。
根据古地理环境等方面的研究，塔克拉玛干沙漠在早更新世就开始出现，现代塔克拉玛干沙漠的规模，是从中更新世至今不断发展的结果。塔克拉玛干沙漠第四系下伏地貌并非海成平原或湖成平原，而主要是干燥气候条件下河流的洪积冲积扇、干三角洲，部分地区则为河湖相平原（朱震达等，1981）。
古尔班通古特沙漠是我国第二大沙漠。地处准噶尔盆地腹地，沙漠分布区的海拔300～600 m ，沙漠面积为4.9×104 km 2。该沙漠主要由四片沙漠组成，即西部的索布古尔格沙漠、东部的霍景涅里辛沙漠、中部的德佐索腾艾里松沙漠、北部的阔布北－阿克库姆沙漠。沙漠北部主要是南北走向的树枝状沙垄，南部为蜂窝状复合沙垄、新月形沙丘及草丛沙丘；东部分布着复合型沙垄、格状沙丘和线状沙丘等。沙丘高度一般在50 m 以下，沙漠中部及三个泉子南部的沙丘超过50 m，个别达100 m。本沙漠大部分是固定沙丘和半固定沙丘，其面积占整个沙漠总面积的97%，系中国最大的固定、半固定沙漠。在固定沙丘区植被覆盖度可达40%，在半固定沙丘上植被也有15%，主要生长梭梭、红柳和草本植物。
库姆塔格沙漠位于罗布泊洼地东南，阿尔金山北麓，向东延伸至甘肃境内。该沙漠为流动性沙漠，覆盖在海拔1 200～2 000 m的石质山地斜坡和古洪积扇上，面积为2.28×104 km 2。沙漠被许多南北向的冲沟所切割，相对高度100～200 m。分布在沟间梁状山坡上的沙丘多为金字塔形，在山前地带主要为沙垄，呈东北－西南走向
顺山坡向上延伸，一般上升到海拔1 500 m左右，沙垄间被一些低矮的沙埂所分割，形成特殊的羽毛状沙丘，比高为10～20 m，库姆塔格沙山地带长250 km，其中沙垄长达60～70 km，垄脊间宽约3 km ，规模相当可观。沿山麓泉眼形成若干片草地。 巴丹吉林沙漠位于阿拉善高原的古鲁乃湖以东，宗乃山和雅布赖山以西，拐子湖以南，北大山以北。它是我国第三大沙漠，面积为4.4×104 km 2，以流动沙丘为主。流动沙丘占整个沙漠面积的83%，沙漠中部是高大密集的沙山，海拔1 080～1 590 m，相对高度200～300 m，最高可达500 m，为叠置复合型沙山，是世界上最高大的沙丘；还有金字塔形沙山、新月形复合沙丘链。高大沙山之间为低地，分布着140多个内陆小湖泊，面积多在0.1～1.0 km 2，为世界罕见（丁宏伟等，2007）。
腾格里沙漠位于阿拉善地区巴丹吉林沙漠之东南，介于雅布赖山与贺兰山之间，它是我国第四大沙漠，面积4.3×104 km 2。沙漠内部流动沙丘和湖盆低地交错分布，具有大小湖泊400多个。该沙漠中沙丘面积占71%，沙丘中又有7%为固定和半固定沙丘。沙丘形态较为简单，以比高为10～20 m、最高50 m的格状沙丘链及新月形沙丘链为主。
乌兰布和沙漠位于狼山与黄河之间，占据阿拉善高原之东南角，2面积9 900 km。沙漠中流动沙丘占37%，半固定沙丘占31%，固定沙丘占30%，沙漠东南部以流动沙丘为主，一般比高为5～20 m，南缘有高度50～80 m 的复合型沙丘链。沙漠的西北部分布着半固定的沙垄和白刺灌丛沙堆。
中国干旱区，除上述大沙漠外，吐鲁番盆地、焉耆盆地、伊犁河谷盆地以及河西走廊的民勤、张掖、酒泉、敦煌等地也有小面积沙漠分布。
2．戈壁
戈壁是我国干旱区另一重要的风沙地貌类型。然而，戈壁的形成除风力作用的侵蚀与堆积外，干燥风化剥蚀作用也是其产生的重要原因。戈壁的物质来源有原地与异地之分。原地戈壁是在干旱自然环境下，岩石地表长期遭受风吹日晒、雪蚀雨淋、冻融交替出现之后，岩石被风化剥蚀而成碎块，原地残积坡积到处可见，呈现劣地地貌。异地戈壁乃是地表风化物质经过地表流水（特别是暴雨径流）搬运堆积于低洼地段，其中的细粒物质被风力等作用带走，而滞留于地表形成为砾石戈壁，岩石成分复杂，岩石磨圆度较好为其特点。
我国戈壁的分布范围较广，面积为4.6×105 km 2，主要分布在塔里木盆地周围，准噶尔盆地边缘，哈密－吐鲁番盆地，以及河西走廊和阿拉善地区。由于各地自然环境的差异和地表结构的不同，戈壁的地貌类型也有一定差别（赵松乔，1962，1985）。
塔里木盆地的四周，天山、帕米尔高原、昆仑山、阿尔金山等的山麓地带，普遍存在着由大小不等的冲积、洪积扇构成的戈壁带。4 2主要由粗砂砾石组成，面积达1.0×10km 以上。天山南麓戈壁带的海拔多在1 000～1 200 m，以柯坪塔格南麓、秋里塔格南麓面积最大。帕米尔高原、昆仑山北麓的戈壁带范围更大，克孜勒苏河及其支流、叶尔羌河、和田河等在出山口以外广泛形成砂砾石干三角洲。阿尔金山北麓是延伸长达600 km、由砾石组成的洪积戈壁平原。这些山麓戈壁带的宽度为10～30 km ，最宽达60～70 km 。戈壁带植被稀少，砾石裸露，呈干旱荒漠景观。戈壁带以下为带状和岛状绿洲和砂土质平原。
准噶尔盆地周边山麓地带分布着众多冲积、洪积扇群，主要由砂砾石组成，构成戈壁带，戈壁面积为7.2×104 km 2。盆地东部的戈壁范围广阔，地表既有第四纪砂砾层，也有大面积出露的侏罗纪－白垩纪砂岩、砾岩等，由于受到长期短暂性流水切割，尤其是强烈的干燥风化剥蚀及风蚀作用，形成砂砾和岩石碎块为主的石质戈壁。盆地西部的萨吾尔山和谢米斯台山以东为砂砾质洪积平原，在强劲风蚀作用下，形成大片风蚀地貌，多风蚀槽、风蚀洼地、方山等。盆地南缘及克拉玛依一带洪积砾石戈壁分布面积也很大。
新疆东部戈壁分布面积更大，主要有嘎顺戈壁、十三间房－南湖戈壁以及老爷庙戈壁。嘎顺戈壁是新疆最大的戈壁，位于哈密盆地之南，罗布泊－疏勒河下游谷地一带以北，东起甘肃安西的北山西麓，西到新疆的觉罗塔格和库鲁克塔格山的东部。该石质戈壁是经过长期干燥风化剥蚀而成的准平原，形成一系列东西向并列的残山高地和谷地，高地的宽度10～30 km不等，相对高度多为40～80 m ，岩性复杂，大部分为侏罗纪砂岩、砾岩，泥盆－石炭纪的砂岩、页岩以及华力西期的花岗岩组成。由于岩性差别较大，广泛分布剥蚀残山丘陵，风化岩石碎块到处可见。谷地中的低洼部位为粗砂和细砾，个别部位有临时水体堆积的泥沙物质，地表多龟裂。十三间房－南湖戈壁分布在吐鲁番和哈密盆地之间，这一带广泛分布着第三纪红色岩系，洪积物分布面积大，受临时性水流和长期风蚀作用的影响，地面比较破碎，形成劣地地貌。老爷庙戈壁地处巴里坤三塘湖和伊吾淖毛湖一带，与蒙古戈壁相连，现代地表主要为倾斜的洪积平原，洪积砾石层数米，覆盖在第三纪地层之上，地表广泛分布着大面积的洪积物和风化碎石。
河西走廊的戈壁分布在走廊南北两侧的山前地带，特别是走廊西部。马鬃山等剥蚀山地南麓山前带，从音凹峡以北至通畅口之间，由花岗岩经过长期剥蚀在附近洼地堆积的石块形成乌黑“沙漠漆”的广大戈壁滩，当地人称为“黑戈壁”。祁连山北麓山前地带，尤其是西部安西等地干三角洲中上部为冲积、洪积扇，冲洪积砾石堆积较厚，戈壁滩相当广阔，当地人称为“白戈壁”。黑戈壁是由风化剥蚀的岩石碎块组成的剥蚀－堆积型戈壁。白戈壁是由冲积、洪积物
质堆积后，细粒物质被风吹扬带走而留下较大砾石组成的堆积型戈壁。白戈壁在祁连山北麓山前各地断续分布。河西走廊内部的低山、丘陵分布地段，也常出现以残积、坡积为主的剥蚀岩石碎块型戈壁。走廊内部的双塔堡附近、柳园火车站一带，古老基岩组成的残山丘陵区，这种风化剥蚀的石质戈壁到处可见，地表几无植被覆盖，岩石裸露而成劣地地貌。
二、黄土地貌
黄土（包括黄土状土）是干旱、半干旱地区地表的主要覆盖物质之一，反映出黄土形成时当地自然环境的干旱状况，它与干旱区沙漠、冰川等自然体有着密不可分的关系。中国干旱区的黄土以新疆分布面积最大，甘肃河西走廊某些地段也有分布。中国干旱区的黄土多呈片状出现（不像我国黄土高原那样到处都是），大多存在于山前低山和丘陵地段，以及零散分布于某些海拔较高的山坡上。黄土状土多出现在山麓洪积、冲积平原和河谷阶地上，断续成条状分布（刘东生，1985）。
新疆黄土主要分布在天山地区（图3.7），其面积约7.6×104 km 2。以北天山北麓最为发育，分布范围广，堆积厚度大（冯先岳等，1981；中国科学院新疆地理研究所，1986；叶玮，2001）。
在北天山西段的阿拉套山南坡，海拔2 400 m以下到山麓冰水堆积的砂砾石层上覆盖着黄土。在阿拉套山与别珍套山之间的博尔塔拉谷地海拔2 400 m以下有黄土堆积，其厚度从上游向下游增加，温泉县西北只有1 m左右，向东小营盘一带有2～3 m，博乐市以东达50～60 m。市附近阶地上多在10 m以上，河谷北侧山麓洪积扇前缘几乎全覆盖着黄土。
在北天山的博洛霍罗山、依连哈比尔尕山和博格达山北麓，从精河到木垒长600 km，黄土呈宽窄不一的条带状，分布在山麓倾斜面上。在山麓倾斜面海拔1 600～2 200 m，黄土自此高度向下一直延伸到山外平原。山麓地带黄土的厚度：奎屯河以西可达30 m，奎屯河到霍尔果斯河为20 m ，到玛纳斯河为30 m ，最厚可达50 m ，呼图壁河附近为10～20 m，最大达60 m，在乌鲁木齐、阜康、奇台、木垒一带，薄的不到1 m，厚的有10～20 m，最厚为30 m。在山外平原上黄土状物质的厚度，在乌苏附近为118 m，玛纳斯一带达200 m，阜康到吉木萨尔有90～100 m 。木垒以东，黄土紧贴山麓分布，厚度多数只有3～5 m，再往东逐渐消失。
伊犁地区的黄土分布相当普遍，几乎整个伊犁河流域的谷地及其两侧山麓地带，断续都有分布。山麓黄土分布的上限海拔为1 800～2 200 m ，谷地中的黄土一直下降到海拔800 m 。在昭苏－特克斯盆地中，山麓带多有黄土砂砾石层覆盖，黄土上限海拔1 800 m，特克斯河谷的高阶地上，黄土厚度一般为3～7 m，巩乃斯河谷地两
图3.7 天山地区黄土－黄土状土分布图
侧坡穈，黄土沙石层分布的上限海拔为1 800 m ，在谷地出山口处外侧的则克台一带，有黄土砂砾石层组成的高阶地上，黄土厚度15～20 m。喀什河谷两侧、特别是北侧坡麓，黄土砂砾石层相当发育，在二牧场、养鹿场以东，黄土分布上限海拔为1 800～2 000 m，厚度5～15 m，高阶地上黄土层厚度多数为4～5 m。在伊宁盆地北侧的科克琴山与博洛霍罗山南坡，在海拔1 600～2 200 m以下的冰水冲积扇裙前缘，黄土砂砾石层呈东西向带状分布。黄土厚度在霍尔果斯到开干河一带为25 m，在果子沟到喀什河达30 m左右。伊犁河在伊宁盆地的广大冲积平原，大部分是黄土物质与砂砾石层组成（叶玮，2000）。
在吐鲁番－哈密盆地中，西部吐鲁番地区的依拉湖、托克逊、吐鲁番市、艾丁湖一带，东部哈密地区的二堡、头堡、火石泉、哈密市、南湖一带均有大面积的冲积、湖积黄土和黄土状物质，厚度数十米，甚至有些地方在100 m以上。
在南天山的汗腾格里山和哈尔克他乌山南麓均有黄土砂砾石层分布。科克萨勒岭南侧坡麓以及乌什的托什干河中、下游和温宿的库玛拉克河下游河谷，黄土厚度薄的2～3 m ，厚的达10～20 m ，温宿、阿克苏市东部高阶地就是黄土砂砾层组成。
上述黄土砂砾石层是一套完整的堆积体，在黄土层中往往夹有细砾与粗砂透镜体。这一套完整堆积体覆盖在以中、新生界为主，包括下更新统在内所构成的山麓侵蚀面上，说明黄土和砂砾石在沉积过程中有着内在联系。
昆仑山北坡黄土主要分布在北麓英吉沙和克里扬一带，库克雅以南黄土覆于山坡和古剥蚀面上，由此向南的阿塞克塔尔，分布于4 000 m的黄土覆于老冰碛之上，高出河床20～80 m。在阿克其克的山前剥蚀面上，黄土堆积平整，其下有两级黄土状堆积物构成的阶地。昆仑山北坡黄土分布的海拔一般为2 000～3 000 m，最高可达4 400 m，厚度一般为数米至数十米。把黄土状沉积物包括在内，黄土厚度可达百米。
河西走廊南缘，黄土主要堆积于祁连山北麓洪积台地、河流阶地与低山丘陵地带。黄土主要分布在酒泉以东的民乐、山丹、武威、古浪和天祝等地，向东直达乌鞘岭。武威－民乐平原黄土成片状分布，古浪附近古浪河口两侧，黄土堆积于祁连山前山带与河流高阶地上。如右岸古浪至大靖一带，构成祁连山前山带的基础是海拔为2 300～2 500 m的山地第三级夷平面，在此夷平面上黄土最大厚度100 m ，如扁田岭、魏家岭一带基岩夷平面有厚3 m 左右的古红色风化壳，自此向上直至平坦的岭顶全为黄土覆盖，厚度80～90 m，扁田岭往下即为古浪河第三级阶地，砾石层上有厚达140 m的黄土堆积（图3.8）。民乐、永固一带黄土普遍掩覆于玉门砾岩和酒泉岩石层之上，一般厚度为5～50 m ，受侵蚀切割之后，形成相对高差达数十米的丘陵，状似黄土峁。张掖－酒泉平原的黄土，分布在永
昌以西大黄山西麓和北麓，酒泉盆地黄土厚度最大不超过10 m，一般都夹砾石透镜体，表明以洪积、冲积成因为主，多分布于山前高阶地和洪积扇边缘部分（尹泽生等，1992）。
综上所述，中国干旱区的黄土地貌主要随下伏地势而变化，或呈丘陵状，或覆盖在河流阶地上。分布于中高山的黄土质地单一，其中少见砂砾；分布于平原上的黄土或扇形地的黄土中，常见到细砂层或砂砾石层，再沉积特征明显，这是黄土状土的主要性状。
我国干旱区的河流几乎全部是内陆河流，所有河流都具有明显的干旱区水文特点。河流均来自高大山地，每条河流分为径流形成区和径流散失区两大部分。河流源区多有现代冰川和永久积雪，成为河流的源头，山区降水较多，从源区到出山口，水量逐渐增多，山口以上为径流形成区；河流出山口后形成冲、洪积扇，在自然状态下往往成为散流，或下渗，或失于荒漠中，成为径流散失区。只有较大河流才能流入尾闾湖。
图3.8 古浪附近黄土地貌剖面
三、河流地貌
干旱区的河流可以划分为纵向河流与横向河流。一般而言，纵向河流的河身都比较长，它的全部或某些主干河段发育在沿构造走向的山岭与山岭之间的谷地或盆地中。横向河流则数量多，而河身短小，其流路横穿岩层构造线。反映在河谷成因上，前者多适应下伏地质构造，后者则相反。从河流发育历史来看，纵向河流、特别是源远流长的较大河流，具有很多2级或3级支流，构成较大的河系结构，其发育历史比较复杂；而横向河流多发育在古老岩层构成的山体某一坡面上，顺坡向下流，穿过褶皱的中、新生界组成的中、低山带及其山麓进入平原；它们通常只有单一的主干河道，从高山向下切入古冰川作用形成的U 形冰槽谷中，进入中山带，由于降水较多，沟壑纵横，河谷形态显得比较零乱，缺乏正常的支流汇入，只有降水产生的临时洪流进入主干道。干旱区诸大山系的大多数河流属于横向河流，它们以山脊为界，河流沿着山地的各个坡面发育。
其特点是：流程短、坡降陡、流域面积小、水量不大。但是，由于它们分布的地域很广，在现代山地地貌的形成中仍占有重要地位。横向河流的分布以山地轴线为分水岭，其流向随山地坡向的转变而变化，常形成梳状水系，或出现以其山峰为中心的放射状水系。我国阿尔泰山就是典型的梳状水系，河流都从北面山地汇入额尔齐斯河，而南岸无支流汇入（周聿超，1999）。天山山系与乌鲁木齐市以东的博格达山，则是放射状水系的典型代表，以海拔5 445 m的博格达峰为中心，河流向四周分布（中国科学院新疆地理研究所，1986；汤奇成等，1992）。
中国干旱区的河流基本上都是内陆河流，复杂的地质结构与独特的地貌格局为内陆河流创造了条件。早古生代末，我国西北地区呈纬向展布的地质构造隆起与相对下沉的坳陷基本形成，虽经中生代与新生代、特别是早第三纪的剥蚀夷平，但构造格局基本上无大的变化，再经上新世和第四纪早更新世的剧烈断块隆起，形成了山地与盆地相间的独特地貌景观，而且众多盆地却是封闭的。无疑这种封闭型盆地成为山地河流的归宿，从而形成大范围的内陆河系统。也正是无数内陆河流的存在，构成了干旱区独特的生态系统，从平原到山地出现荒漠生态、绿洲生态和山地森林草原生态3大系统。
中国干旱区的主体新疆，独特的“三山夹两盆”的地貌格局，使塔里木盆地成为我国最大的内陆区域，无疑塔里木河也是我国最大的内陆河流，源自天山、帕米尔高原、昆仑山、喀喇昆仑山和阿尔金山的河流都向塔里木盆地汇聚。准噶尔盆地北部源自阿尔泰山的额尔齐斯河流出国境，最后注入北冰洋外（我国唯一流入北冰洋的河流），其余皆为内陆中小河流，具有若干个汇集中心。吐鲁番－哈密盆地是天山山系内部的一个大型盆地，独自成为内陆河流区。源自我国天山西部的伊犁河流出境外，最后注入哈萨克斯坦境内的巴尔喀什湖。
河西走廊是我国第二大内陆河流分布区，源自祁连山的河流均从南向北流入走廊平原区，主要为3大水系，即石羊河水系、黑河水系及疏勒河水系，其中黑河水系最大，且流入内蒙古西部的额济纳地区，即古居延海之所在地。现将干旱区的主要河流及其所形成的地貌，简单叙述于后。
1. 塔里木水系
塔里木水系是我国最大的内陆河水系，是环塔里木盆地的阿克苏河、喀什噶尔河、叶尔羌河、和田河、开都—孔雀河、迪那河、渭干河与库车小河、克里雅河和车尔臣河等9大水系144条河流的总称（何文勤，1998）。现在主要有4大源流，即阿克苏河、叶尔羌河及和田河与开都—孔雀河，形成“四源一干”的格局（程同福等，2003；王顺德等，2004）。
塔里木河从叶尔羌河源的拉斯开木河至台特玛湖，河流全长为
2 437 km（其中3大支流汇合处的肖夹克以下为塔里木河干流，长1 321 km）。现代塔里木河主要由阿克苏河补给，其次为和田河及叶尔羌河，孔雀河通过扬水站从博斯腾湖抽水经库—塔干渠向塔里木河干流灌区输水，构成“四源一干”的格局。阿克苏河常年有水流入塔里木河干流，实际上阿克苏河当前已是塔里木河的的正源。和田河、叶尔羌河只是在夏季洪水季节才能有部分水量流入塔里木河干流。
阿克苏河有两大支流，一条是由西北向东南流的库玛拉克河（又称昆马力克河），另一条是大体上自西向东流的托什干河，两河在温宿县城附近汇合后，称为阿克苏河，从合流点至塔里木河汇流处，长130 km。
库玛拉克河发源于汗腾格里山现代冰川区，从河源到与托什干河汇流处长约300 km，若以它为河流正源，阿克苏河在我国境内全长为430 km 。库玛拉克河上游皆为U 形冰槽谷，下伸很低，河流从U 形槽谷下切，形成U 形谷中嵌入V 形谷的横断面。谷地两侧山峰屹立，十分险峻。库玛拉克河是一条横切天山南坡的顺向河，与东西向展布的岩层构造呈正交。从山麓堆积的上第三系砂岩和砾岩来看，它很可能是一条原先发育在准平原上的河流，随着准平原上升而河流下切，复经冰川挖蚀作用形成今日的谷地。库玛拉克河出山口以后，形成一个巨大三角洲。由于受到地质构造间歇性的抬升，现代河流下切深达100 m以上，并形成7级阶地，其中第4级以上各级阶地，均受到东西走向的古木别孜背斜（由中新统和上新统组成）构造的影响，使覆盖在背斜上的古老冰水沉积物抬升到很大的高度。
托什干河又名阔克萨勒河，发源于阔克萨勒岭。从河源至与库玛拉克河汇合口，河流全长457 km，其中，上游在吉尔吉斯坦境内，长约140 km 。在哈拉奇以上的上游地段，长200 km ，水流湍急，谷底很窄，宽度只有50～60 m，出山口后渐渐进入宽谷地段，在阿合奇一带谷地宽约5 km，河流比降急剧变小，堆积作用显著增强，发育了4～5级阶地，低阶地为堆积阶地，砾石层上覆盖着1 m 左右的黄土，高阶地为基座阶地，下部为基岩，上部为砂砾石层。在乌什一带，河谷更加开阔，宽30 km以上，河流汊道发育。阿拉勒以下为托什干河的上部三角洲，因地面间歇性抬升形成3级阶地；阿克牙以下为下三角洲，基本上与库玛拉克河三角洲连成一片，现代托什干河从库玛拉克河三角洲西南缘流过，对它有一定的侵蚀作用。托什干河谷是一个典型的纵向构造谷地，其北面为阔克萨岭等，南面为麦丹塔格（西段）和卡拉铁克他乌山，整个谷地作北东东向展布，西窄东宽，呈楔形。从其所处地质构造部位来看，托什干纵谷是南天山南麓库车中、新生代山前坳陷的西延部分。托什干河谷实际上是一个地堑纵向谷地。托什干地堑谷的构造轮廓在早第三纪末已经定型，大约在第四纪初才成为河流谷地，此后经冰川与流水
的交替作用，造成今日的谷地形态。谷地中还有4～5级阶地，其中最高一级高出现代河床达100～200 m。
塔里木河干流是典型的游荡性河道，形成一个南北宽100 km 以上的冲积平原。从汇流口以下，侵蚀作用和堆积作用都很强，河床很不稳定，河流摆动剧烈，宽度一般可达1 km 以上，两岸河漫滩发育，可见河曲阶地。受天山南麓渭干河、迪那尔河等山前广大冲、洪积扇的影响，塔里木河向南推移，而洪积扇之间的洼地，仍为塔里木河摆动所及，留下了一系列塔里木河的汊道。然而，由于塔克拉玛干沙漠的北移，迫使塔里木河又不断向北迁移。在现有河道南部遗留有多条古河床，如今古河床大部分地段被沙子填充。现代塔里木河干流下游，由于中、上游大量引水，仅有一个狭窄的河床，河漫滩也不明显。20世纪50年代，台特玛湖为塔里木河的尾闾湖，大西海子水库建成后，于1972年取代台特玛湖成为塔里木河的终点，英苏以下266 km 河道断流，使部分河段的主河道和支流河道发生改变，下游的自然环境恶化，为此，从2000年起向大西海子以下放水，以改善塔里木河下游环境，并保护绿色走廊。
2. 伊犁河
伊犁河是我国天山最大的一条河流，主要由3大河源即特克斯河、巩乃斯河及喀什河于野马渡汇流而成，以特克斯河为主干的伊犁河从上游至国境全长440 km 以上。伊犁河流域地处我国天山西段山地内部，伊犁盆地向西开口，向东呈楔形为高山环绕，截获西来湿润气流的大量水分，大部分地区的年平均降水量达500 mm 以上，个别地段超过1 000 mm。河源地带分布有大面积的现代冰川，古冰川规模更大。伊犁河及其3大支流，各自分布在不同纵向谷地或盆地中，它们颇有相似的发展历史。
特克斯河发育在北东东向展布的昭苏－特克斯新生代断陷盆地中。该盆地原为一个封闭的山间盆地，堆积有大量第三纪湖相沉积，到第三纪上新世晚期与第四纪早期，由于地壳构造变动，湖盆水体才向外流出，形成特克斯河，并切穿乌孙山注入伊犁盆地。
喀什河谷地是一条东西向的中、新生代山间构造谷地。侏罗纪时即为接受沉积的洼地。在养鹿场以下，侏罗纪含煤地层在谷底与两侧出露，现代河床即切割在侏罗系中。河谷缺失白垩系。下第三系红色岩组不整合地覆盖在侏罗系之上。上第三系山麓相河湖相沉积出露在谷地西段。大致在上新世末、第四世初，强烈的构造运动在纵谷两侧发生北东－南西向横向断裂，洼地水流沿断裂破碎带溢出，从此喀什河遂成为伊犁河的一条支流。喀什河切穿阿吾拉勒山的出口处两岸发育了几级阶地、最高一级阶地为基座阶地，高出河床50 m 以上。在喀什河谷中，同样可见几级阶地，高阶地为基座阶地，下部基岩为侏罗系，上部为第四纪河流相砾岩和砂砾石层。
巩乃斯河谷是一东西向谷地，从河源到阿拉图伯附近的上游河
段，长30 km以上，为第四纪冰川－冰水侵蚀的宽谷，现代河流在谷地南侧下切，水系不对称，支流多来自北侧，主谷发育有4～5级基座阶地，最高一级高出现代河床200 m以上。阿拉图伯以西的巩乃斯河下游谷地为地堑构造谷地，愈向西谷地渐宽。巩乃斯河下游河段，源于南侧山地的支流较多，现代河流偏向北侧山麓。巩乃斯河下游谷地具众多的河曲和牛轭湖，沼泽地广布，表明那里至今仍处于下沉状态。
伊犁盆地为中、新生代山间断陷。盆地中具有很厚的陆相上三叠统、下中侏罗统含煤建造，同样缺失白垩系，下第三系出露不多，上第三系红色岩层分布广泛，说明晚第三纪伊犁断陷盆地与巩乃斯地堑谷地同处于河湖相沉积环境。大体上在上新世末、第四纪初，它们随区域构造抬升而抬升，河流下切，形成今日伊犁河的完整水系。伊犁盆地地表多为第四纪河流冲积、洪积层所覆盖，某些地段还分布着厚度较大的黄土与黄土状土。伊犁盆地中央为伊犁河冲积平原，宽度为10～20 km ，南北两侧山麓为冲、洪积倾斜平原。伊犁河从此平原下切，在野马渡以下至国境，两岸发育着3级堆积阶地，地势的总高差为30 m左右，地表平坦。
3．开都河
开都河是我国天山第3大河流，正源出自天山内部的艾尔宾山，流经大、小尤尔都斯盆地，注入焉耆盆地的博斯腾湖（图3.9），河流全长560 km。
图3.9 开都河流域地貌单元略图
开都河在大、小尤尔都斯盆地的河段为其上游，长约250 km，在两盆地间穿过一段50 km的峡谷，在盆地中河道蜿蜒于平坦的河漫滩沼泽之中，曲流相当发育。在大尤尔都斯盆地东南，河流在海拔2 380 m 处穿过160 km 的中游段峡谷。这段峡谷很窄，宽度仅
200 m左右，峡谷段的落差达1 060 m。开都河进入焉耆盆地为下游河段，长约100 km。由于地面比降缓，河流分汊较多，加上人工灌溉渠道，河网更加复杂。开都河身有长度不一的峡谷贯通的串珠状山间断陷盆地，它的发育过程固然同大、小尤尔都斯盆地和焉耆盆地的演变历史密切相关，而其关键则是串通盆地的峡谷河段的形成。大、小尤尔都斯盆地是天山中的断陷盆地，海拔分别是2 400～2 500 m 和2 570～2 700 m，两盆地东西长约100 km，宽20～25 km。大尤尔都斯盆地与焉耆盆地之间的开都河大峡谷，无疑是沿断裂带发育的谷地，但其形成过程大概是在晚第三纪晚期就存在于两湖盆地之间准平原上的先成河段，其后随着两盆地的沉降，它们之间的准平原抬升，准平原的这条河流寻求地质上的软弱岩石破碎地段下切而成峡谷。
开都河流出大峡谷后，在大、小山口附近发育有6级阶地，它们分别高出河床2 m、22～25 m、30～35 m、100 m、140～150 m和210 m 。除最低一级为堆积阶地外，其他均为基座阶地，各级阶地下部为基岩，上部覆盖着厚度不等的砂砾石层，多级阶地的出现，反映了第四纪间歇性上升活动的频繁。
开都河下游的焉耆盆地是一个海拔比大、小尤尔都斯盆地低得多的山间断陷盆地，海拔在1 200 m以下，东西长120 km，南北最大宽度60 km左右，地势北高南低，南部的博斯腾湖海拔为1 027 m，湖面东西长55 km，南北最宽处约25 km，面积为988 km2，平均水深10 m左右，容积达99×108 m 3。焉耆盆地是古生代末期已具雏形的断陷盆地。开都河下游，在中更新世以来，存在着河道变迁现象，它明显地反映在新、老三角洲的迁移上。从河流堆积物分布来看，早期的开都河曾经向西南流，在那里形成老三角洲。盆地西北部的晚期构造隆起，不仅老三角洲沉积物被抬升，而且迫使开都河逐渐向东北迁移，形成新三角洲。焉耆盆地中的博斯腾湖是开都河的尾闾湖，但又是孔雀河的源头，孔雀河在盆地西南部，沿铁门关流入塔里木盆地。
4. 乌鲁木齐河
乌鲁木齐河发源于天山北坡的喀拉乌成山主峰天格尔Ⅱ峰，流向北东，出山口后至乌拉泊折向北流，穿过乌鲁木齐市区，至米泉县西北消失，总长214.3 km ，山口以上河段长62.6 km ，出山口后河水被引入灌区。
乌鲁木齐河上游山区是在古生代构造基础上，经强烈活动才形成今天的高山峡谷和后峡盆地。自河源至出山口分布着不同地质时代的地层，河源主要为古生界志留系，红五月桥至跃进桥主要为泥盆系，英雄桥至二营附近为石岩系，后峡盆地则为中生界侏罗系含煤地层。在乌鲁木齐河干、支流源头地区、后峡盆地和前峡至白杨沟一带，主要为第四纪堆积覆盖层，包括冰碛和冰水沉积、冲洪积
砾石和黄土层等松散沉积物。
乌鲁木齐河山区段，较多的降水和适宜的地貌，对河流的形成、发育起着重要作用。后峡盆地以上和以下两段，第四纪以来一直处于强烈的构造上升状态，河流以下切为主，深切基岩，河谷窄而深，水流湍急，为典型的山溪性河流，河道坡降较大。后峡盆地地势较为平缓，它是后峡以上流域河水携带物的堆积场所，河流进入盆地后，坡降变缓，下切减弱，以堆积和侧向侵蚀为主，形成宽阔的河谷，发育有河漫滩和4级阶地。这种现象在河流出山口及乌鲁木齐市附近都可看到。乌鲁木齐河在大西沟出山口段发育有9级阶地，谷地东岸保存最好，最高一级阶地高出现代河床340 m。
乌鲁木齐河是一条典型的横向河流，河流沿山地北坡顺流而下，8 3多年平均径流总量仅为2.3×10m （英雄桥水文站资料），但是它担负着乌鲁木齐市200多万人口的用水问题，其重要性由此可见。
5. 额尔齐斯河
额尔齐斯河是我国唯一流向北冰洋的外流河。干流上源为阿尔泰山南坡富蕴县东北的库依尔特斯河，向西南流至可可托海镇以西的铁买克与西源喀依尔特河汇合，始称额尔齐斯河。汇流后干流先向东南流，至富蕴县城折向西北，经北屯市、布尔津、哈巴河等县后，进入哈萨克斯坦，注入斋桑湖。再向西北流入俄罗斯境内，经鄂毕河流向北冰洋。现今我国境内的额尔齐斯河，其支流全部来自干流右岸（北岸）的阿尔泰山南坡，河流左岸无支流汇入，形成典型的梳状水系。
额尔齐斯河位于阿尔泰山中段南坡。在地质构造上北部为阿尔泰山褶皱带，南部属准噶尔盆地地块北缘，二者间为北西向的额尔齐斯深大断裂带，额尔齐斯河干流及北岸各支流出山口河段就发育在这个地堑谷地中。地堑谷形成于第四纪晚期。额尔齐斯河干流河道广泛发育典型的曲流，以及废弃河曲、河漫滩、沙洲等，许多支流流出山口后，流向的急剧改变，表明地堑谷受新构造运动剧烈沉降的影响。北岸支流克兰河、布尔津河、哈巴河等与干流汇合处，有大片沼泽苇湖，宽阔的河漫滩上河汊分支广布，无明显河槽，有的地方河漫滩宽2～4 km ，汊道、沙洲众多，沉降中心以克兰河三角洲最为突出。额尔齐斯河干流河源至可可托海海拔在3 500～1 000 m ，属山地区；可可托海至锡伯渡海拔在1 000～500 m ，属丘陵区，锡伯渡以下为平原区。额尔齐斯河干流上游及各支流源区海拔在3 200 m以上，最高的友谊峰达4 374 m，周围发育有现代冰川，高、中山区古冰川作用遗迹到处可见，尤其是U 形冰槽谷分布广泛，著名的喀纳斯湖就发育在冰槽谷中，它是终碛体堵塞而成的。喀纳斯湖长24 km，均宽2 km，深188 m，海拔1 370 m。
额尔齐斯河流域发育3级阶地，多为基座阶地，基座主要为中、晚第三纪砂砾岩、砂质泥岩，上覆第四纪砂砾层。第1级阶地比高
为10～16 m，第2级阶地为23～30 m，第3级阶地为50～60 m。阿尔泰山区中山带，河流阶地级数或为4级，有些地段可能更多。
6. 石羊河水系
地处河西走廊东部的石羊河水系，发源于祁连山东段冷龙岭北坡，由众多支流组成。这些河流出山口后，由武威的东、南、西3方流经古浪、武威、永昌，穿过平原，汇聚于武威市城北三岔以下的扇形地北流，始称石羊河。然后，穿过红山崖峡口进入民勤盆地，至青土湖用于灌溉或散失在沙漠之中，全长300 km 以上（陈隆亨等，1992）。
石羊河流域上游诸支流源区多有现代冰川分布，河流顺冰川槽谷下泻，横切山地坡面，河谷深切，坡降很陡，为径流形成区。河流出山口以下进入河西走廊为其中游，形成宽广的冲、洪积倾斜平原，从南向北地面坡降逐渐变缓，东部为面积较大的武威平原，是由东大河、西营河、大水河、闸渠河、黄羊河、古浪河形成的一个巨大的冲积—洪积倾斜平原，土层较厚，形成一个喇叭形绿洲，南北长65 km ，西部是由石羊河支流西大河与新城子马营河形成的冲积平原，绿洲的西北部为砂砾戈壁平原。武威北的红崖山以下为石羊河水系下游。石羊河流域出祁连山麓的河水基本上都被引入灌溉渠道，原河道大都是干河床，只有夏季洪流出现时，可能才有河水下泻。
7. 黑河水系
黑河水系是我国干旱区较大的一个内陆水系。黑河不仅是河西走廊最大的河流，而且也是我国较完整的内陆盆地中较大的河流之一，河流全长820 km ，流域面积约1.3×106 km 2。黑河水系东起山丹，西至酒泉，南自祁连县的祁连山区，北达河流尾闾额济纳旗的嘎顺诺尔和索果诺尔（图3.10）。
黑河水系主要由山丹河、洪水河、大堵马河、黑河、梨园河、摆浪河、马营河、丰乐河、洪水坝河及讨赖河等支流组成，分东、西两支主干河系，并汇集于河西走廊盆地。黑河支流（东支）的上游在青海省祁连县，又分为东、西两岔，沿祁连山北坡而下，两岔在黄藏寺汇合后折向北流，称甘州河。出祁连山口后进入张掖盆地，始称黑河。西支干流讨赖河发源于祁连山系的讨赖山，流入酒泉盆地，在酒泉城北与洪水坝河汇合，称北大河。自西北流出夹山峡进入金塔盆地，折向东北流出盆地，在鼎新与东支黑河干流汇合，称弱水，又名额济纳河，为黑河水系的下游河段。下游河段在狼心山处分为东、西两河，北流分别注入东居延海(索果诺尔) 和西居延海（嘎顺诺尔）（冯绳武，1992；高前兆，1990）。
黑河上游的祁连山系走廊南山山高谷深，山峦叠嶂，河源的白
沙脑海拔4 400 m，西北部仅距祁连山高峰——素珠链峰（海拔达5 547 m）约20 km。河流上游走廊南山与讨赖山之间为宽阔纵谷。山脊峰区现代冰川分布广，面积较大。黑河流域内17条河流源头分
图3.10 黑河水系分布略图
布着现代冰川。黑河在祁连县北的黄藏寺附近转向西北，横切走廊南山形成80 km的横谷，至海拔1 750 m的鹰落峡出山口，进入中游的张掖盆地。黑河出山后与其东、西两侧各支流联合组成广袤的冲积、洪积群和冲积扇区。黑河平原区地势南高北低、东高西低。前山带由台地、低山带等地貌组成；前山带以北的山麓冲积洪积平原比较宽广，宽度一般10～20 km ，民乐最宽处可达45 km 。山前倾斜平原以北为冲积平原带，张掖－民乐平原主要由黑河以及民乐、山丹境内的一些河流冲积而成，呈南东－北西方向延伸，长170 km，此平原西部酒泉平原，乃是北大河形成的洪积－冲积平原。
黑河水系发源于祁连山的大小河流共有35条，集水面积在100 2km 以上的有18条，正是这些河流形成宽广肥沃的平原，造就了著名的“金张掖”。黑河干流流出走廊北山后，经鼎新盆地，进入弱水冲积扇，到河尾长约400 km ，冲积扇面积为3.8×104 km 2。黑河下游分布有古日乃湖，古居延海，东、西居延海等一系列湖盆洼地和
广阔的戈壁、沙漠。
8. 疏勒河水系
疏勒河水系位于河西走廊的西部，发源于祁连山脉西段，由白杨河、石油河、昌马河、踏实河、党河及安南坝河等支流组成。疏勒河干流发源于祁连山的最高峰（团结峰，海拔5 808 m ）所在的疏勒南山与讨赖南山大纵向谷地的讨赖掌西侧，向西北流至花儿地以下折向北流，经疏勒峡进入昌马小盆地，称昌马河；继续北流后转向东北，穿过河流本身塑造的面积达3 870 km 2的昌马洪积－冲积扇东缘，在玉门镇以下称为疏勒河。经黄闸湾改向西流，过双塔堡汇入踏实河部分水量，经安西城北和西湖，至八道桥纳入党河，最后流入哈拉湖。疏勒河干流全长580 km。
疏勒河流域诸山脉高山区现代冰川分布很广，是河西走廊3大流域中最大者，占祁连山冰川面积的63.6%，它们构成疏勒河流域各河的源地。疏勒河干流上游大纵向谷地发育于大向斜构造中，北西西向的谷地宽15～20 km，河床宽2 km左右。疏勒河在此发育有两级堆积阶地，分别高出河床2～4 m和20～25 m。从大纵向谷地向西北流至昌马盆地以北出山，分为数支散流于大坝冲积扇上，大坝冲积扇从扇尾的大坝至扇缘的桥湾间，长56 km，海拔从1 856 m降至1 350 m ，新老河道呈放射状均匀分布，扇面大部为砾石戈壁滩。山麓冲积洪积平原，从祁连山至敦煌－安西一线南侧，宽约60 km ，地面南高北低，海拔从2 100 m降至1 200 m，地面坡度2°～5°，地表物质多为砾石，径流缺乏，形成典型的砾石戈壁。此带以北为疏勒河－党河冲积平原，南北宽几十公里，地势东高（1 200 m）西低（1 000 m），地面比较平坦，组成物质较细，水分条件比较好，为河西走廊西端安西、敦煌两大片绿洲之所在。
四、 冰川、冰缘地貌
我国干旱区高度巨大、山体宏伟的众多山系，为现代冰川和古冰川发育提供了有利的条件。现代冰川广泛分布，第四纪古冰川遗迹到处可见，冰川作用及寒冻风化作用塑造的冰川、冰缘地貌，不仅在高山地带相当普遍，而且在许多中山地段古冰川遗迹亦多有出现，甚至有些地段古冰川直达山麓地带。
我国干旱区的天山、昆仑山、帕米尔高原、阿尔泰山以及祁连山等，冰川、冰缘地貌分布十分普遍。无论是现代冰川，或是第四纪古冰川，尤以天山山系分布最为广泛（施雅风等，2006）。
天山山系的现代冰川十分发育，而且规模较大。这是天山山势宏伟、高度巨大以及由此而产生的高山寒冻气候的具体反映。天山的现代冰川大部分分布在现代雪线以上。天山山系雪线的分布，东段高于西段，南坡高于北坡。天山的雪线变化在3 800～4 200 m，
各个地段相差200～400 m。现代冰川末端的海拔，西段为2 700～3 000 m，中段为3 000～3 200 m，东段为3 300～3 600 m。雪线以上山体的高度愈高，面积愈大，积雪量愈多，冰川所得到的补给物质愈充足，所发育的冰川规模也就愈大。天山西部的托木尔—汗腾格里山结，是天山现代冰川最发育的地段。这个山结一般高峰的海拔都在6 000 m以上，超过6 000 m的山峰达20多座，最高的托木尔峰达7 435.3 m。这里发育了我国天山最长的冰川，达37.8 km，冰川最大厚度超过300 m 。据统计，我国天山共有现代冰川6 896条，面积9 548.45 km2，约占全国冰川面积（56 500 km2）的16.92%。其中，托木尔—汗腾格里山结现代冰川有421条，占我国天山冰川条数的6%，但冰川面积却达2 804.16 km2，占冰川总面积的29%，反映冰川作用非常强盛。紧邻汗腾格里山东侧的哈尔克他乌山，包括邻近的乌孙山和比依克山在内，冰川面积为2 240.88 km 2，占天山总面积的23.4%，仅次于托木尔—汗腾格里山结。北天山的依连哈比尔尕山共有现代冰川1 443条，占我国天山冰川条数的21%，冰川面积为1 566.29 km 2，占总面积的16.4%，居天山第３位。我国天山现代冰川分布，北坡多于南坡，北坡冰川共4 934条，冰川面积4 392.7 km2；南坡冰川共2 707条，面积1 155.7 km2。天山现代冰川的形态类型，主要有山谷冰川、冰斗（围谷）冰川、悬冰川、平顶冰川以及冰斗－山谷冰川、冰斗－悬冰川等过渡类型。现代冰川附近，冰川、冰缘地貌发育，角峰、刃脊、终碛、侧碛等冰蚀、冰碛到处可见；石环、多边形、倒石锥、融冻泥流等分布很普遍，还存在多年冻土。
天山地区第四纪冰川作用遗迹分布很广，在现代冰川的外围（即下方）都可看到古冰川作用的遗迹。
托木尔—汗腾格里山结南坡的第四纪冰川遗迹具有代表性。源自山结的南木扎尔特河，流入拜城盆地，河谷中U 形冰槽谷非常清晰，冰川堆积物触目可见，特别是出山口以下留下面积很大的扇形冰碛体，而且具有多层性，代表不同时期冰川作用的产物。这种宽尾冰川堆积呈弧形，可看到10列弧形终碛垅，南北向中线长7 km。终碛垅分成2组，外终碛垅5列，弧长6.5～11.5 km ，5列终碛垅顶的海拔1 860～1 940 m，每列的相对高度20～40 m；内终碛组5列，弧长仅1～5 km，5列终碛垅顶的海拔1 960～2 110 m，每列的相对高度为40～90 m。这就是著名的破城子冰碛。破城子村以上南木扎尔特河谷是一条巨大的U 形冰槽谷，谷地宽1～1.5 km ，谷壁高达100 m以上，有明显的上下两层槽谷。
南木扎尔特河西面的台兰河谷古冰川遗迹也很典型。河谷在整个山区均为U 形冰槽谷，不少地段可见两层U 形套谷，较低一级的槽谷肩上有低平台冰碛，最高的谷肩上有高平台冰碛。台兰河出山口以下冰碛构成倾斜平原，被目前台兰河下切成5～20 m的2级阶地。这个冰碛平原经流水改造，平原上散布着比高10～20 m 的冰
碛丘，以及直径数米至十多米的巨砾，巨砾多属白色花岗岩。这种冰碛体就是在古冰川冲出山口而达山麓的有力证据。
哈尔克他乌山东延部分的科克铁克山南坡，第四纪冰川作遗迹沿河谷多有残留，库车河最老的冰碛物残留在海拔2 120 m的库尔干一带。自此向上，在海拔2 300～2 380 m的大、小涝坝，冰碛保存最好。冰碛横阻谷地，堵水成湖，即大涝坝。湖前方的冰碛堤比高50 m左右，现在湖长2.5 km，宽600～800 m。大涝坝以下的小涝坝 同样为冰碛物阻塞而成。库车河上游海拔2 700 m以上谷地，连续出现长约3 km的冰碛体。
北天山乌鲁木齐以东的博格达山，北坡的四工河、三工河，南坡的红沟、三个山河等，第四纪冰川遗迹分布普遍，保存很好。四工河海拔1 700 m以下河谷中分布着一些零散的大漂砾，林场以上西侧海拔2 400 m保存着很好的古冰斗。四工河海拔1 860 m以上的西岸，有比高70～200 m呈岗丘的驴尾巴梁冰碛体，距现代冰川末端22 km以上。三工河海拔1 760～1 940 m的天池大坝，其形成与古冰川作用密切相关，施雅风教授曾因此而命名为天池冰期（1963）。博格达山南坡的红沟和三个山河谷地中，保存着很好的第四纪冰碛物。在海拔2 400 m以上两河均呈U 形谷，谷中出现庞大的冰碛体，前端比高50～80m ，向上游呈阶梯状延伸数公里。
北天山最东段的喀尔力克山，第四纪古冰川遗迹南北坡均有分布，南坡庙儿沟在八大石村以下，由宽阔的箱状河谷（冰川冰水作用形成）转为峡谷。庙儿沟海拔2 010 m以上的长岗终碛体，呈阶梯状，形态保存最为完整，末端比高为90～100 m 。喀尔力克山北坡吐尔干沟的冰碛体伸出谷地，达伊吾－巴里坤盆地边缘，末端海拔约2 100 m，构成扇状冰碛体，属宽尾冰川堆积物。
北天山玛纳斯河源的依连哈比尔尕山，由于中游干流强烈切割，山高谷深，冰碛难以保存，但在其较大支流大牛沟一带，冰碛物保存较好，严钦尚教授（1960）曾到此考察，提出大牛沟现代冰川以下12 km的上冰槽谷及其相应的冰碛物属一次冰期的产物。乌鲁木齐河源的天格尔山，第四纪冰川作用遗迹，曾有众多学者做过研究，并划分出高望峰冰期、上望峰冰期、下望峰冰期等（崔之久等，1981）。在河谷中望峰道班以上6～8 km ，形成冰碛丘岗，有8道终碛垅横亘在下槽谷中，最低海拔2 900 m。
中天山海拔相对较低，个别山峰的海拔超过4 000 m，加之伊犁河谷是西来湿润气流的通道，降水较多，流水作用强烈，古冰川遗迹保存较差。周廷儒教授提到（1963），大尤尔都斯盆地东坡强苏地区，有不同高度的冰碛，最高一级冰碛比高为350 m ，低一级冰碛的比高为20～30 m 。严钦尚教授也提到（1960），在开都河上游大尤尔都斯盆地将要进入峡谷的地方，发现2道阻塞终碛，盆地底部的海拔为2 374 m。
中国阿尔泰山现代冰川规模较小，雪线海拔3 100～3 300 m。
现代冰川集中分布在友谊峰、喀纳斯奎山等高峰附近，冰川覆盖面积400～500 km2，冰舌前端一般海拔2 700 m左右，喀纳斯河源的冰舌，从友谊峰西南坡下伸至海拔2 416 m，全长12 km，成为阿尔泰山最大的现代冰川。阿尔泰山广布着第四纪冰川遗迹，不仅保留着典型的冰斗、U 形谷、刃脊、羊背石等冰蚀地貌，而且呈现有各种冰碛及其组成的堆积地貌和冰水沉积物。布尔津河上游的喀纳斯谷地发现有3层古冰斗，和3道不同时期的终碛垅。喀纳斯村附近出现2个冰碛堰塞湖——喀纳斯湖和阿克库勒湖。阿克库勒湖的海拔2 400 m 左右，湖口为高出湖面约50 m 的终碛垅，现被切割成90 m深的峡谷。冰槽谷下游是长24 km、平均宽2 km的喀纳斯湖，湖口为终碛所阻塞，湖岸谷坡为直立高坡，冰川作用明显。
祁连山是我国干旱区主要冰川作用地区之一。祁连山雪线从东北部冷龙岭的海拔4 300～4 400 m，向西南部的柴达木山上升到5 100～5 200 m。现代冰川主要分布在疏勒南山、大雪山、党河南山、土尔根达坂山、走廊南山和冷龙岭等山段。据统计，祁连山区共有现代冰川2 859条，面积1 972.5 km2，占山区总面积的1.8%。该山最大的冰川为大雪山老虎沟12号冰川，为复式山谷冰川，长10.1 km ，面积21.91 km2，冰川末端海拔4 250 m。冷龙岭和走廊南山在地貌上为高峻山脊和深切山谷，形成无宽大粒雪盆的长条形峡谷冰川。在疏勒河及哈尔腾河流域山体高大、坡面完整、形成具有平顶冰川和悬冰川的坡面冰川。在土尔根达坂山地段，雪线以上山体高大和发育良好的山地夷平面，形成向四周伸出较长冰舌的平顶冰川。
祁连山地区第四纪古冰川遗迹分布很广。走廊南山西端镜铁山东北洪水坝河上游，可见3种新老不同的冰碛，海拔分别为3 930 m，4 100 m和4 350 m。祁连峰羊露河源遗留有完整的古侧碛和冰川槽谷。陶赖山北坡七一冰川现代终碛以下谷底散布着古冰碛和冰碛丘陵。讨赖南山5个山河源头冰川下方，出现冰槽谷和多道古冰碛，以及高处夷平面上见到冰碛漂砾。疏勒南山团结峰是祁连山系现代冰川最发育的地区，冰舌已伸入到南坡的哈拉湖盆地中，其下方可见多道古冰碛。冷龙岭的古冰川遗迹分布也很广泛，宁昌河、小关河、白水河等各有发育完好的冰川槽谷、冰蚀阶地和冰碛堤、冰碛丘陵等。古冰川长度是现代冰川的5～10倍。
祁连山区冰缘地貌相当发育，多年冻土面积1.4×105 km 2，约占整个山体总面积的60%。祁连山是我国西北高山多年冻土最发育的区域。祁连山多年冻土的下界海拔在3 450～3 950 m ，比现代雪线低900～1 200 m 。哈拉湖岸边有直径3～5 m 的古石环和高数米的古石垅，周围山顶夷平面上有规模很大的古石海。黑河上游海拔3 000 m的河谷中，发现古泥石流作用的微褶皱，在边麻沟口附近可见古多边形土。走廊南山北坡肃南附近山前丘陵地带，海拔3 000～3 200 m，普遍有直径0.5～1 m的古多边形土发育。祁连山区其他山段多边形土、融冻蠕流、冻胀草丘和冻胀丘等冰缘地貌分
布也较普遍。这种冰缘地貌与古冰川出现的地段基本上是一致的，在现代冰川以下的高山、亚高山地带，古冰川堆积也是冰缘地貌的组成部分，这就是说，冰川地貌和冰缘地貌是同时存在的。
五、特殊地貌
我国干旱区不仅有广阔的平原（盆地）荒漠地貌，又有众多的山地垂直分布地貌，还有一些别具一格的独特地貌。
1. 千姿百态的雅丹地貌
“雅丹”系维吾尔语，即各种陡峭土丘之意。雅丹起源于新疆罗布泊地区，早在20世纪40年代被国际地理学界所公认，并被教科书所采用的一种特殊地貌类型。雅丹地貌主要形成在湖泊沉积、河流沉积的水平层或近乎水平地层分布区。这种水平地层在阵性降雨冲刷之下，尤其是经过长期强劲风力吹蚀而成千姿百态的雅丹地貌。其地貌形态似船舰，如城堡，像巨龙，或呈金字塔、石蘑菇，或呈石柱、石墙等，错落有致，蔚为壮观。新疆是中国雅丹地貌分布最广的地区，主要见于罗布泊周围，在天山南麓的库车、焉耆盆地、哈密－吐鲁番盆地和准噶尔盆地的一些地段也有出现。甘肃河西走廊西部也能看到雅丹地貌。
罗布泊周边的雅丹地貌面积约3 000 km2，主要发育在第三纪末和第四纪早期的湖相及河流沉积物分布区。罗布泊周围有5大片区：①白龙堆片区，位于罗布泊东北部，主要由灰白色泥岩夹石膏组成，一般相对高度10～20 m，长200～500 m。面积约1 000 km2。②孔雀河下游片区，主要由泥岩、砂岩组成，分布在孔雀河下游及楼兰古城一带，面积约1 800 km2。③龙城片区，分布于罗布泊北部，比高20～25 m ，长30～50 m ，全部由含石膏层的浅棕色泥岩组成。④阿其克片区，位于罗布泊东部阿其克谷地中，较零散，集中的有八一泉和乱梁子雅丹群，面积约100 km 2，主要在灰白色泥岩和砂岩互层基础上发育而成，比高10～20 m，长30～50 m，宽20～30 m。⑤三垅沙片区，分布在阿其克谷地东段的三垅沙一带，面积约100 km 2，主要由浅棕色泥岩与砂岩互层组成，相对高度10～20 m，长200～300 m。
乌尔禾风城雅丹地貌位于准噶尔盆地西部边缘，克拉玛依市所属的乌尔禾区东北3 km 处。地处佳木斯河下游海拔350 m 左右地段，西北方向为成吉思汗山与哈拉阿拉特山夹峙的峡谷风口，常年多西北大风，致使“风城”呈西北－东南向，“风城”长宽均超过5 000 m ，面积数十平方公里。乌尔禾风城是在暴雨径流作用之下，主要由长期强劲风力吹蚀雕刻而成的独特地貌景观，形似城堡，故称风城。“城堡”由褐红色与灰绿色相间的大体上呈水平产状的白垩纪砂岩和泥岩组成，主要由方山、石柱、石堡、石蘑菇等组成的残
丘，相对高度20～30 m，高者可达50 m。丘间常有彩砾滩。
哈密盆地是我国有名的大风区，全年盛行北风和东北风。西部兰新铁路红旗坎至了墩站之间为闻名全国的百里风区；东南部烟墩至红柳河之间为南湖戈壁风区。在这种气候条件的控制与作用下。在盆地西部的十三间房发育有垄槽与劣地，五堡有蘑菇林和魔鬼城，三堡有洼地；南部有南湖戈壁和库如克果勒河谷的大峡谷等类型多样的风蚀（雅丹）地貌，并由北向南呈层状分布，东西长约120 km，南北宽30～50 km，面积约2 500 km2的范围内散布着数十个不同类型的风蚀地貌群，其形态各异，千姿百态，蔚为壮观，是国内罕见的风蚀地貌区。哈密盆地风蚀地貌具有极高的旅游价值，其资源丰富、类型齐、特色性强（赵兴有等，2002）。
吉木萨尔五彩湾位于准噶尔盆地东部吉木萨尔县城西北130 km 的沙丘河上游，古尔班通古特沙漠边缘。在方圆3 km范围内由紫红、褐红、姜黄、土黄、灰绿、灰白等各种色彩鲜艳的泥岩、砂岩、砾岩等侏罗纪地层构成的低丘群，五种色彩相间，故称五彩湾。实际上也是类似的岩石雅丹群。
甘肃河西走廊的雅丹地貌分布在安西桥到敦煌以西，常见到成片分布的4～5 m高的风蚀雅丹和风蚀槽等。
2. 现代仍在活动的泥火山
天山北麓从沙湾县到乌苏县的前山带，断续出现泥火山。以独山子泥火山最为突出，位于独山子短袖背斜构造的顶部偏东部位。独山子背斜东西长15 km，南北宽4 km，主要由新第三纪地层（泥岩、粉砂岩、砂岩）组成，北翼被断层所破坏。在20世纪50年代后期发现活动，90年代以来又有明显活动。1995年7～8月初，独山子泥火山重新活动，喷发口主要有5处，集中分布在山顶平台500 2m 范围内，主喷发口直径210 cm，7月以来喷出大量泥浆、岩石碎片、矿化水和天然气，至8月4日喷口附近的堆积物已形成底部直径5～6 m、高3 m的圆锥形土丘，其余4处喷发口直径为3～10 cm。8月14日主喷发口已停止喷发，另3处仍在冒气体，并溢出少量稀泥浆。
2001年，新疆大学在乌苏考察时，发现乌苏市白杨沟镇附近不到0.5 km2的范围内，有36个正在喷发的泥火山，最大喷口的直径达1.6 m ，最小的如蚕豆大小，喷发口呈圆形和椭圆形有天然气和泥浆翻腾，最剧烈的泥火山每分钟喷发超过60次。据报道，目前仅在美国、墨西哥、新西兰等少数国家以及我国台湾高雄地区发现泥火山，但其规模和数量都比不上新疆乌苏泥火山群。
3. 普遍存在的山地夷平面
山地夷平面是地表形态发展演变历史中的一种地质地貌现象，具有时间与空间分布的特点。它是地质时期侵蚀、剥蚀作用，将山
地夷平成起伏平缓地面的结果。山地夷平面普遍存在于我国干旱区诸大山系中，它们或出露地表，或埋藏于地下。
阿尔泰山系存在三级夷平面（图3.11）。最高一级夷平面分布在该山主分水岭以南海拔3 000 m以上，保存比较完整，在友谊峰附近其海拔为3 200～3 500 m，顶部平缓为现代冰川分布区（中国科学院额尔齐斯河水资源开发利用组，1991）。
N S
海拔/m
图3.11 阿尔泰山南坡夷平面高度图
该夷平面向东南至青河一带逐渐降为3 100～3 300 m。这一级夷平面呈北西–南东向沿主分水岭附近延伸，与第二级夷平面以北西向的山间盆地与宽谷相隔。第二级夷平面分布在最高1级夷平面的西南，及铁列克—海流滩—冲乎尔—可可托海一线以北。海拔在1 800（或1 700）～2 000 m，其特点是顶部比较破碎，现为一些沟谷或宽浅盆地，以一系列断陷盆地与第3级夷平面相隔。第三级夷平面分布在铁列克—阿勒泰—富蕴盆地以南，海拔1 200～1 600 m，其主要特点是地面起伏和缓，低山丘与浅谷相间，保存着古地面原始形态。以上三级夷平面与本区高山、中山和低山丘陵的分界线基本接近。
天山山系的夷平面（图3.12），从高到低依次是：最高一级夷平面主要分布在天山山系海拔4 000 m以上的高山地带。在地貌上由一些面积较大的平缓山顶面和齐平的山脊线组成。北天山东段的喀尔力克山，具有非常典型的平缓山顶面，因受后期构造隆升的影响，如今在形态上呈穹窿状，平坦的山顶面现在被平顶冰川（冰帽）所覆盖。齐平的山脊线在天山山系各个山段分布普遍，一般都在4 000 m 左右，在某些地段，于山顶面和山脊线以上还有许多坚硬岩石体构成的高峰。例如，屹立于托木尔—汗腾格里山汇地段的托木尔峰和汗腾格里峰等上志留统大理岩和酸性喷发岩组成；又如北天山东段以海拔5 445 m为首的博格达峰（3个山），由华力西中期的辉长岩组成。
天山山系的第二级夷平面，海拔在3 200～2 800 m。这一高度正好是亚高山与中山带的分界段，主要由微倾斜的坡面平台和山顶
面构成。该夷平面在北天山诸山段的南北坡，以及南天山的哈尔克他乌山和科克铁克山南坡，都呈条带状微倾斜的台地分布。第二级夷平面构成天山山系某些地段的山顶面，这在北天山西段的科古琴山、东段的巴里坤山，中天山的乌孙山、阿吾拉勒山和那拉提山，以及南天山的科克铁克山东段霍拉山一带都有清楚的显示。在小尤尔都斯盆地以东，这一级夷平面至今保存很好，以微起伏的高原面形态出现，夷平面各处的高差不足百米，夷平面上还保存着风化壳层。
天山山系的第三级夷平面，即最低的一级夷平面，海拔在2 200～1 800 m，主要分布在南天山南坡和北天山北坡中山带与低山带的分界地段。这级夷平面的某些地段，由古生界或更老地层组成，夷平面保存很好。例如，北天山博格达山东段的吉木萨尔一带，至今夷平面保存很好，南天山东段的霍拉山一带，同级夷平面的海拔相对较低，最低处可降至1 200 m ，还可见到埋藏的化石夷平面，其上风化壳层保存较好。在北天山东段的喀尔力克山南坡、梅欣乌拉山，以及中天山的觉洛塔格山、南天山的柯坪塔格和库鲁克塔格山等低山丘陵的顶面，地表相当平坦，第三级夷平面基本上保留着原始的地貌形态（王树基，1998）。
昆仑山的梯级地貌主要见于北坡，由于整个山地海拔高，夷平面从高到低分别为6 300～6 000 m，5 500～4 500 m和3 000～2 700 m 。帕米尔高原目前只保存着两级很高的山地夷平面，海拔分别为5 500～5 000 m和3 500～3 100 m，它们均处于高山和亚高山地段。
祁连山区也存在三级夷平面，而且山地东段与西段的海拔差幅较大。最高的第一级夷平面，在祁连山西段的海拔达5 400～4 800 m ，而在东段为4 400～4 200 m ；第二级夷平面，在西段海拔为4 600～4 300 m，而在东段为4 000～3 800 m；第三级夷平面在西段海拔为3 800～3 500 m，在东段为3 600～3 300 m。很明显，同一级夷平面都是西段高于东段，差幅达600～200 m（尹泽生等，1992）。
图3.12 天山山系夷平面
4. 冰水切削的山麓侵蚀面
天山山系南北山麓地带，普遍存在山麓侵蚀面，它是构造活动处于相对稳定的状态下，外营力、主要是流水作用所形成的地形面。
北天山北麓的侵蚀面，不仅削切了第三系与第四系下更新统西域砾岩，而且削切了中界、侏罗系乃至二叠系之上，发育了很好的山麓侵蚀面，其上覆盖着晚期的砂砾石层，最上部为黄土层。这种山麓侵蚀面，在乌鲁木齐市区的平顶山、黑山头、鲤鱼山等，沙湾县南部的安集海背斜、霍尔果斯背斜顶部，玛纳斯和呼图壁南部低山带都可看到。
天山南麓的阿图什一带山麓侵蚀面尤为明显，保存很好。在阿图什河、八盘水磨沟、大山口一带，从北向南倾斜的山麓侵蚀面，削切了由下第三系、上第三系及下更新统组成的褶皱构造，并在其上堆积了河流相的砾石层。
吐鲁番盆地北缘，在白杨河口东侧，山麓侵蚀面削切了三叠系、侏罗系、上第三系与下更新统，其上堆积了三级高阶地的冰水－洪积砾石层，侵蚀面以下形成多级基座阶地。在达坂城山间盆地中，侏罗系、第三系组成的横向隆起表面也遭强大流水削切，发育有明显的侵蚀面，其上堆积着冰水砂砾石层。一般将侵蚀面上的这种粗砾物定为中更新统，其上的黄土层划归上更新统。毫无疑问，这种山麓侵蚀面是天山地区第四纪最大冰川作用时期，及其以后大面积、大范围冰水漫流而下，削切地表先成地面而成的，其时代应为中更系统。
5. 古老的人为地貌——坎儿井
素有“地下万里长城”之称的新疆坎儿井，与万里长城、京航大运河齐名为我国古代三大工程之一。它是古代劳动人民智慧的结晶，已有2 000多年的历史。如今仍广泛分布在吐鲁番、鄯善、托克逊、哈密4县市；另外，在奇台、阜康、库车及皮山等地亦有坎儿井或遗迹出现。
坎儿井的构造特点是地下渠道（暗渠）与竖井相结合，用地下渠道集水和输水，竖井用于淘井及抢修时清除泥沙和进出，在地下渠道与地面接触处，水流从地下渠道流出地面，通过明渠输往田间。很久以前，新疆当地农田就是巧妙地利用地面坡度，在地下挖掘集水渠道，从天山山麓各条河流出山口，向下辐射状开挖地下渠道；同时每隔20～30 m 打一口竖井与地下渠道相连，竖井深度由引水处至出水口按一定坡度逐渐变浅，竖井深度一般为10～30 m，最深达60 m以上，将地下物质（砂砾石）从竖井运至地表，堆积于井口周围，呈圆形，比高数米不等，竖井按一定方向延伸。众多的竖井口堆积物在地表呈放射状低丘等距离向下分布，形成很有规律的人工地貌，从高处俯视十分壮观。
新疆的坎儿井在20世纪50年代，共有1 700多条，随着经济的不断发展，用水量大增。当前坎儿井的用水量约为当地农田用水量的1/3。如今，坎儿井的数量已减少到600多条。拯救和保护坎儿井已经成为当地农业发展和群众生活的当务之急。因此，世界银行从2008
年起贷款1.0×108元作为坎儿井的保护维修资金①，同时新疆也要提供配套资金，相信这一古老的水利工程一定能够为当地的发展作出贡献。
我国干旱区的天山南北和河西走廊，星罗棋布的人工水库（仅新疆就有500多座），和从河流出山口向下所修筑的引水渠以及灌溉网，同样是人为地貌风景线。
6. 现代人为地貌——沙漠公路
地面交通网是人类改造地球外貌的方式之一，铁路的修建，纵横交错的公路网都是人为地貌。沙漠公路是我国交通建设的创举，也是世界交通史上的创举。新疆塔里木盆地塔克拉玛干大沙漠中，近15年来已建成南北相通的沙漠公路2条，改造了流动沙漠，方便了交通，这是又一件人工地貌的有力例证。
第一条沙漠公路，北起天山南麓314国道线的轮台县，横穿塔克拉玛干大沙漠，南至昆仑山北麓315国道的民丰县。这是世界上第一条穿越大沙漠的公路，全长565 km，穿过流动沙漠的长度达436 km。该公路1992年动工修建，1995年竣工通车。修建中在公路两侧用芦苇建造机械防护体系，采用加固沙漠、路基压实等一系列新技术、新工艺和新方法，基本上解决了流动沙漠中修建长距离等级公路的世界难题，并形成一套具有特色的沙漠公路建造配套技术。近来又采用植树造林建立绿色走廊的方法，在公路两旁建立绿色防护体系，包括路体及公路防护地段，其宽度为120～180 m ，取得了很好的成效，当前436 km的塔里木沙漠公路生态工程正在建设中。沙漠公路建设有利改变生态与环境，使和田到乌鲁木齐的距离缩短了500 km ，极大地促进了塔里木油田的开发建设。
第二条沙漠公路北起阿克苏地区的阿拉尔市，沿和田河河道向南，直通到塔克拉玛干大沙漠南面的和田市，全长424 km ，现已建成通车，大大缩短了塔里木盆地南北的运输。
第四节 地质灾害
一、暴雨山洪泥石流冲毁村舍农田
干旱区的泥石流主要发生在山麓低山带和山间盆地边缘。由于地表童秃、岩石裸露，尤其是有大量干燥风化剥蚀的岩石碎块或松散物质堆积地段，往往暴雨的突然发生形成巨大泥石流，造成灾害。
天山山系山麓每年夏季多暴雨发生，这种暴雨及其汇集洪流的特点是：水流来势很猛，常卷入流径中的岩石碎块形成泥石流，冲刷破坏力极大（新疆自然灾害研究课题组，1994）。例如，天山南麓库车2县城西北的盐水沟，集水面积仅475 km，平时干涸，但在1958年8月13日一次暴雨中，洪水流量猛增到1 200 m 3/s，水头高达2 m 以上。这次暴雨洪水将盐水沟中大量的砂砾岩块席卷而下，形成强大泥石流，与此同时库车河也发生大洪水泥石流，短时间内将库车县老城冲毁，并在下游形成一个新的洪积扇，损失十分惨重。 新疆都市报，2007—11—29，（A04） ①
天山阿拉沟近30年来发生10余次较大规模的泥石流，其中1988年6月和8月的泥石流最为严重。6月24日42条冲沟发生泥石流，泥石流总堆积体积4.2×105 m 3 ，有近5×104 m 3淤积于公路上，9 600 m 2房屋被淹受损，中断交通、通讯，停水停电。同年8月7日泥石流，浪头高2～4 m，公路26处遭破坏，泥石流产生的洪积扇宽120 m ，厚4 m 。1992年6月16日阿拉沟又发生暴雨泥石流，南疆铁路被埋约200 m，最深处达5 m。1993年乌鲁木齐河青年渠首发生泥石流，4 km 主干渠7处冲垮，9处被泥石流沙石掩埋，渠首附近泥石流形成百余米宽、长几十米的泥石流扇形地。
20世纪70年代以来，217国道南段独山子—库车公路，泥石流多次发生（邓养鑫，1994），冲毁桥梁，堵塞涵洞，阻断交通。独库公路独山子至玉希莫勒盖达坂长172 km路段，造成危害的泥石流48条，主要是修公路时放炮炸石和开挖山坡，使岩土失去稳定性，导致泥石流发生。吐鲁番盆地北部山麓，1969～1984年多次发生暴雨泥石流，铁路路基被冲刷，公路被冲断，毁坏农田，房屋倒塌，灾情严重。
1966年8月19日，西昆仑山克孜河上游突发洪水泥石流，形成高20 m以上的天然堆积堤坝，拦截了河谷，使河水断流24 h，堤坝以上回水达20 km 以上；堤坝溃决以后形成该河百年一遇的特大洪水，给下游水利工程及农业生产造成重大损失。
阿尔泰山南麓的阿勒泰市多次遭泥石流袭击。1993年6月和7月4日，阿勒泰市区及沿山一带，暴雨携带大量石块碎屑物汇集于乌拉斯两条山沟，形成特大泥石流，顺市区主河道席卷而过，使沿街房屋及各类设施遭到严重破坏。
二、崩塌、滑坡堵塞河谷溃坝成灾
干旱区的山体崩塌与滑坡主要发生在前山带，往往是暴雨或连续性降水诱发造成。这种灾害多出现在河谷两岸，崩滑体堵塞河谷，临时积水成湖，溃坝后形成洪流，冲毁渠道和灌溉工程，淹没农田，摧毁房舍，造成灾害。例如，1987年7月中旬天山北坡连续数天降雨，奎屯河出山口以上西岸一处基岩滑塌，滑塌体阻塞河道，洪水迅速在河道汇集，最高积水深度达22.4 m ，最后溃坝形成泥石流和特大洪水，摧毁引水口和很长一段引水渠其他设施，造成数人伤亡，经济损失数千万元。1990年3月下旬，乌鲁木齐市黑甲山中段突然发生滑坡，滑塌体长22 m，宽20 m，下滑3 m，滑塌体挤跨房屋，造成损失。1991年6月伊犁地区巩留县城南低山带连续降水，发生滑坡和泥石流，造成24人死亡，1 000多头牲畜、一辆汽车和一台拖拉机被埋或冲走，造成重大损失（胡汝骥，1992）。另据报导①，2007年12月20日凌晨1：00时，新源县阿热勒托别镇玉西开普特村巴特哈特赛沟发生山体滑坡，大约3.0×104 m 3黄土被水胁裹后形成泥石流，沿沟倾斜而下，冲击长度达到5 km 。伊犁地区巩乃斯河流域黄土分布区，许多地段都可看到早期滑坡遗迹。 ① 新疆都市报，2007—12—.22，（A03）
三、风蚀与风积影响交通
风蚀与风积作用危害主要表现在对公路、铁路的破坏。新疆有许多公路从沙漠边缘通过，或穿越沙漠，大多不同程度地受到危害。乌鲁木齐至伊宁老公路387 km处，数十年来风沙季节常见风沙堆积于公路上，一方面埋没路面，另一方面在道路两旁形成片状或舌状积沙，影响交通需要人们不断清除。风沙对铁路的危害也很严重，1966年在兰新铁路564 km的线路上，就有47处总长27.5 km的地段受到风沙危害。主要是大风对线路的吹蚀和对运输的干扰，以及风沙流中的沙砾磨损钢轨、堵塞涵洞、破坏线路等。同年4月，尾垭至哈密间24处路堑积沙达1.4×104 m 3，并使25处小涵洞积沙达300 m 3以上。另外，新亚欧大陆桥我国西桥头堡——托托至博乐站间风沙危害也很突出（胡汝骥，2004）。
中国干旱区广泛分布的沙漠、戈壁是风蚀荒漠化土地的重要组成部分。风蚀荒漠化是以空气动力为主的自然营力叠加在人类活动条件下所造成的土地退化过程，干旱、多风和丰富的疏松物质地表是产生风蚀荒漠化的条件和物质基础。据研究（慈龙峻，1998），我国风蚀6 2荒漠的土地面积约1.6×10km ，占风蚀荒漠化土地总面积的54.5%，主要分布在中国干旱区。可见，风蚀荒漠对干旱区经济发展与人民生活的影响是十分巨大的，应当引起有关方面的密切关注。
四、河道萎缩或废弃、尾闾湖干涸荒漠扩大
中国干旱区的河流几乎都在萎缩或断流，有些河流甚至被分解，河道废弃，河流地貌改变，尾闾湖干涸，荒漠化土地扩大。
这种状况的出现有自然因素，也有人为原因。我国干旱区极端干旱的大陆性气候，夏季酷热，冬季严寒，生态极为脆弱；加之对全球气候变暖的响应，严重地影响了当地的环境，无疑加速了河流的变化。与此同时，人类不适当的生产活动，造成自然环境处于劣变状态。近数十年来，我国干旱区耕地面积成倍增加，河流山口地段和平原建立了众多水库，拦截了河流流水，造成向下输送的水量锐减，下游河水断流，河道萎缩或废弃，尾闾湖面积大为缩小甚至完全干涸。塔里木河的较大支流克孜勒苏河早已不能下泻而成独立的河流，叶尔羌河、和田河两大支流仅在夏季洪水季节才有少量的水汇入塔里木河。塔里木河多年来已缩短400 km，著名的罗布泊于1962年已不复存在。源自
天山北坡玛纳斯河的尾闾湖在20世纪60年代已经消失。发源于祁连山的黑河，流域面积大，支流很多，如今变成与黑河主流不相连接的有30多条独立小河。黑河的尾闾湖居延海也于20世纪80－90年代缩小或干涸，今天虽已采取一些措施，向下输水，但愿能够持久，使恶化的生态与环境得到改善
范文二：地貌论文
地貌学及第四纪地质学论文 题目:泥石流的危害、形成机制及防治方法探究
论文作者:李伟男
学 号:090440119
专业:资源勘查工程
班 级:09级 01班
学院:河北工程大学资源学院 指导教师:徐博会
2011年 4月
泥石流的危害、形成机制及防治方法探究
【摘要】 泥石流是发生在山区及山前地区的一种含有大量泥砂和石块的暂 时性急水流。它的发生受很多条件的制约,是山地常发地质灾害之一。近年 来,泥石流的发生与人类活动密切相关,特别是人们对山区的开发,对自然 资源的开采诱发的人为泥石流。本文通过我国大量泥石流的分析与探讨,对 泥石流的危害、形成机制及其防治措施进行了阐述。
【关键词】 泥石流 危害 形成条件 防治措施
泥石流是山地常发地质灾害之一,其暴发突然、危害十分严重。泥石流 是一种发生在山区及山前地区的含有大量泥砂和石块的高粘度、高密度和高 速运动的暂时性重力流。泥石流常常具有突然暴发、来势凶猛、运动快速、 历时短暂之特点 , 并兼有崩塌、滑坡和洪水破坏的双重作用 , 其危害程度比单 一的崩塌、 滑坡和洪水的危害更为广泛和严重。 近年来 , 我国泥石流有渐趋加 重的趋势。 鉴于泥石流的严重危害性 , 了解和研究泥石流的危害、 形成机制及 其防治措施是有必要的。
泥石流是介于流水与滑坡之间的一种地质作用。典型的泥石流由悬浮着 粗大固体碎屑物并富含粉砂及粘土的粘稠泥浆组成。在适当的地形条件下, 大量的水体浸透山坡或沟床中的固体堆积物质,使其稳定性降低,饱含水分 的固体堆积物质在自身重力作用下发生运动,就形成了泥石流。泥石流是一 种灾害性的地质现象。 泥石流经常突然爆发, 来势凶猛, 可携带巨大的石块, 并以高速前进,具有强大的能量,
因而破坏性极大。泥石流的搬运力
量是巨大的,通常为洪流的 5~10
倍, 一次输出可达 100~10000 m 3。
它爆发突然、来势凶猛,具有很大
的破坏力。泥石流流动的全过程一
般只有几个小时, 短的只有几分钟。
泥石流是一种广泛分布于世界各国
一些具有特殊地形、地貌状况地区
的自然灾害,是山区沟谷或山地坡
面上,由暴雨、冰雪融化等水源激
发的、含有大量泥沙石块的介于挟沙水流和滑坡之间的土、水、气混合流。 泥石流大多伴随山区洪水而发生。它与一般洪水的区别是洪流中含有足够数 量的泥沙石等固体碎屑物,其体积含量最少为 15%,最高可达 80%左右, 因此比洪水更具有破坏力。
泥石流的主要危害是冲毁城镇、企事业单位、工厂、矿山、乡村,造成 人畜伤亡,破坏房屋及其他工程设施,破坏农作物、林木及耕地。此外,泥 石流有时也会淤塞河道,不但阻断航运,还可能引起水灾。影响泥石流强度
的因素较多,如泥石流容量、流速、流量等,其中泥石流流量对泥石流成灾
程度的影响最为主要。 此外, 多种人为活动也在多方面加剧上述因素的作用, 促进泥石流的形成。
根据泥石流规模、 性质、 地形条件和受害对象不同 , 泥石流危害表现为多 种形式 , 主要有 :①淤埋。在泥石流活动区内的平缓地带 , 泥石流停止运动 , 大量 泥沙淤埋各种目标。泥石流规模愈大 , 淤埋愈严重。②冲刷。泥石流发生和流 通区域内 , 大量坡面土体和沟
床泥沙被带走 , 山坡土层被冲
刷减薄甚至被剥光 , 成为难以
利用的荒坡 ; 河床被冲刷 , 岸坡
垮塌 , 使沿岸设施、 交通和水利
工程等遭破坏。 ③撞击。 快速
运动的泥石流 , 尤其是其中的
巨石具有很大的动能 , 能撞毁
桥梁、堤坝、房屋、车辆、电
线杆等与之遭遇的固定设施
和活动目标。 ④堵塞。 泥石流
堵塞自身流路或汇入的主河 , 形成堵塞坝 , 上游水位增高 , 使沿河两岸各种目标 遭淹没 ; 一旦堵塞坝溃决 , 又形成大规模泥石流或洪水 , 对下游造成危害。⑤漫 流改道。泥石流中的固体物质堵塞其流路 , 造成漫流改道 , 冲毁或淹没下游各 种设施。 ⑥磨蚀。 泥石流含有大量泥沙 , 在运动中对各种保护目标及其防治工 程的表面造成严重的磨蚀。⑦弯道超高与爬高。高重度泥石流运动的直进性 很强 , 在弯道处流动或遇阻时其超高或爬高的能力大 , 有时甚至能爬脊越岸淤 埋各种目标。 ⑧挤压主河道。 泥石流冲出的大量泥砂使堆积扇不断扩大 , 形成 通航河道的险滩 , 有碍通航 , 并将主河逼向对岸 , 使对岸遭受严重冲刷 , 造成山 坡失稳 , 危害各种目标 , 而且由于流路改变 , 使沿岸各种设施遭受危害。
通过对我国多处泥石流的研究可以认识到泥石流的形成的条件主要有
一、地形地貌条件
在地形上具备山高沟深,地形陡峻,沟床纵度降大,流城形状便于水流 汇集。 在地貌上, 泥石流的地貌一般可分为形成区、 流通区和堆积区三部分。 上游形成区的地形多为三面环山, 一面出口为瓢状或漏斗状, 地形比较开阔、 周围山高坡陡、山体破碎、植被生长不良,这样的地形有利于水和碎屑物质 的集中;中游流通区的地形多为狭窄陡深的峡谷,谷床纵坡降大,使泥石流 能迅猛直泻;下游堆积区的地形为开阔平坦的山前平原或河谷阶地,使堆积 物有堆积场所。
二、松散物质来源条件
泥石流常发生于地质构造复杂、断裂褶皱发育,新构造活动强烈,地震 烈度较高的地区。地表岩石破碎,崩塌、错落、滑坡等不良地质现象发育, 为泥石流的形成提供了丰富的固体物质来源;另外,岩层结构松散、软弱、 易于风化、节理发育或软硬相间成层的地区,因易受破坏,也能为泥石流提 供丰富的碎屑物来源;一些人类工程活动,如滥伐森林造成水土流失,开山 采矿、采石弃渣等,往往也为泥石流提供大量的物质来源。
三、水文气象条件
水是泥石流的重要组成部分 , 又是搬运介质的基本动力。泥石流的形成 与短时间内突然的大量流水密切相关。突然大量来水有 :①强度较大的暴雨 ;
②冰川、积雪的强烈消融 ; ③冲川湖、高山湖、水库等的突然溃决。我国泥 石流的水源主要是暴雨、长时间的连续降水等。在暴雨中心地带或冰雪融化 季节,尤其持续小雨之后继之暴雨,最易触发泥石流。
四、其他条件
近年来, 泥石流的发生与人类活
动密切相关, 特别是人们对山区的开
发, 对自然资源的开采诱发的人为泥
石流。如人为滥伐山林 , 造成山坡水
土流失 ; 开山采矿、 采石弃渣堆积等 ,
往往提供大量物质来源。 开挖隧道时
破坏地下的地质平衡条件时等 , 也会
形成泥石流。上述条件概括起来为 :
(1)有陡峻便于集水、集物的地形。
(2)源区有足够数量的松散物质、岩屑。
(3)短时间内有大量水的来源。此三者缺一便不能形成泥石流。
然而,我们必须认识到上述条件仅是泥石流形成的必要条件,泥石流暴发的 临界稳定条件仍是一个有待解决的课题。
泥石流是一种较大规模的自然灾害 , 其形成原因是自然界多种因素作用 的结果 , 因素比较复杂 , 根治极为困难。因此对泥石流的防治应遵循以下原则 :以防为主 , 防治结合 , 避强制弱 , 重点治理 ; 沟谷的上、中、下游全面规划 , 山、 水、林、田综合治理 ; 工程方案应中小结合 , 以小为主 , 因地制宜 , 就地取材。 通常来讲泥石流的预防措施主要有
一、人员建筑物远离泥石流易发、多发区
房屋不要建在沟口和沟道上。受自然条件限制,很多村庄建在山麓扇形 地上。山麓扇形地是历史泥石流活动的见证,从长远的观点看,绝大多数沟 谷都有发生泥石流的可能。因此,在村庄选址和城市规划建设过程中,房屋 不能占据泄水沟道,也不宜离沟岸过近;已经占据沟道的房屋应迁移到安全 地带。在沟道两侧修筑防护堤和营造防护林,可以避免或减轻因泥石流溢出 沟槽而对两岸居民造成的伤害。
二、不能把冲沟当作垃圾排放场
在冲沟中随意弃土、 弃渣、 堆放垃圾, 将给泥石流的发生提供固体物源、 促进泥石流的活动;当弃土、弃渣量很大时,可能在沟谷中形成堆积坝,堆 积坝溃决时必然发生泥石流。因此,在雨季到来之前,最好能主动清除沟道 中的障碍物,保证沟道有良好的泄洪能力。
三、生物措施保护和改善山区生态环境
禁止在流域内进行滥砍滥伐 , 保护植被。严禁在坡度大于 25°的地区进 行垦荒种地。在山坡上修建工程时 , 要保持边坡的稳定 , 并且对施工的弃土、 弃渣采取水保措施 , 不能人为造成水土流失、崩滑等固体物质来源。在城区 后山流域的水源区 , 采用封山护林育草 , 涵养水源 , 以减少暴雨径流 , 保持水 土。在泥石流形成区 , 通过营造不同类型的森林 , 保护、发展灌木林和草本植 被 , 提高地表覆盖率 , 辅以冲沟沟头防护 , 沟内建生物谷坊群 , 坡地改梯地 , 陡 坡地退耕还林 , 发展水平埝地 , 打地边埂 , 修集水沟、排水沟等农业土壤改良 措施 , 建立较为完善的山地农业工程与泥石流生物防御体系 , 既保障农业生 产 , 又改善山区生态环境 , 提高防治区的经济效益 (
发展用材林、薪炭林、经
济林等 ) 。通过有计划、有措施的组织活动 , 变泥石流防治工作为群众的自觉 行动 , 进行长期治理。
四、雨季不要在沟谷中长时间停留
雨天不要在沟谷中长时间停留;一旦听到上游传来异常声响,应迅速向 两岸上坡方向逃离。雨季穿越沟谷时,先要仔细观察,确认安全后再快速通 过。山区降雨普遍具有局部性特点,沟谷下游是晴天,沟谷上游不一定也是 晴天, “ 一山分四季,十里不同天 ” 就是群众对山区气候变化无常的生动描述, 即使在雨季的晴天,同样也要提防泥石流灾害。
五、泥石流监测预警
监测流域的降雨过程和降雨量 (或接收当地天气预报信息 ) ,根据经验判 断降雨激发泥石流的可能性;监测沟岸滑坡活动情况和沟谷中松散土石堆积 情况,分析滑坡堵河及引发溃决型泥石流的危险性,下游河水突然断流,可 能是上游有滑坡堵河、溃决型泥石流即将发生的前兆;在泥石流形成区设置 观测点, 发现上游形成泥石流后, 及时向下游发出预警信号。 对城镇、 村庄、 厂矿上游的水库和尾矿库经常进行巡查,发现坝体不稳时,要及时采取避灾 措施,防止坝体溃决引发泥石流灾害。
泥石流灾害的治理是在泥石流的形成、流通、堆积区内,采取相应的 治理工程(如蓄水、引水工程,拦挡、支护工程,排导、引渡工程,停淤 工程及改土护坡工程等),以控制泥石流的发生和危害。泥石流的治理工 程通常适用于泥石流规模大,暴发不很频繁、松散固体物质补给及水动力 条件相对集中,保护对象重要,要求防治标准高、见效快、一次性解决问 题的情况。
治理工程主要有治水、治土和排导等为主的方案(如下图)。
一、治水为主的方案
利用蓄水、引水和截水等工程控制地表洪水径流,削减水动力条件, 使水土分离,稳定山坡。辅之少量拦挡、排导工程稳定部分土体,适用于 水力类泥石流沟的治理。
二、治土为主的方案
利用拦挡、支护工程,拦蓄泥石流固体物质,稳定沟岸崩塌及滑坡; 同时辅以排导、截水工程等。适用于土力类崩塌滑坡型泥石流沟的治理。 三、排导为主的方案
利用排洪道、渡槽等工程,排泄泥石流,控制泥石流的危害。
四、综合治理方案
在具体实施泥石流的防治时,宜采取坡面、沟道兼顾,上下游统筹的 综合治理方案。一般在沟谷上游以治水为主,中游以治土为主,下游以排 导为主。 通过上游的稳坡截水和中游拦挡护坡等, 减少了泥石流固体物质, 控制了泥石流规模,改变了泥石流体的性质,有利于下游的排导效果,从 而控制泥石流的危害。
在实施泥石流防治的工程措 施的同时,还应与 生物措施和其他措 施 (如行政法令措施等)相结合,这样才能保证其防治效益的有效发挥。由 于工程措施需花费大量的人力、物力和财力,因而工程方案的规划设计应 充分考虑有关社会、经济和环境生态的综合论证。
全文完,望本文对您认识和研究泥石流有所助益。
参考文献
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【 Title 】 The formation mechanism of debris flow, hazards and prevention and control engineering to explore
【 Author 】 W einan Lee.
【 Abstract 】 Debris flow occurred in the mountains and piedmont region contains large amounts of silt and stones of a temporary emergency water. The occurrence of debris flow affected by many conditions and it were often made mountain disasters. In recent years, the occurrence of debris flow is closely interrelated to human activities, especially when people exploit the natural resources of mountainous area.In this article, debris flow hazards, the formation mechanism and control measures are described by a great number of debris flow analysis and discussion.
【 Key Words 】 debris flow , hazards, formation mechanism of debris flow, prevention and control engineering.
范文三：地貌论文
长江三峡贯通时间探讨综述
毛晨阳
华中师范大学城市与环境科学学院，湖北 武汉 430079
摘要：长江三峡贯通时间一直以来都是长江研究中争议的焦点，为了解释这一问题，众多学者不断探讨，运用多种方法，从不同角度，分别进行了自我观点的论述。大体上是从特征矿物物源示踪法和依据沉积学推断两种方法相结合的角度研究分析的，各抒己见。同时还提出了在当今科学技术发展条件下，一些能应用于研究三峡贯通时间的新技术的可行性分析。通过对其整理，发现，长江三峡贯通时间上溯二三百万年, 下至七十几万年。相信今后关于长江贯通问题的研究, 将在大地构造、盆地分析和河流沉积地貌学研究基础上, 会充分利用新技术, 新方法相互补充使所得结果相互验证，相互约束 , 统一认识, 不断逼近长江贯通时间的真实值。
关键词：长江三峡 贯通时间 沉积物特征矿物物源示踪
文献标识码：A
引言
近年来, 贯通大河(发源于内陆的入海河流) 的流域发育历史和沉积演化越来越引起国际地学界的兴趣和关注。长江作为中国第一大河和世界第三大河, 其何时形成一直为我国地学工作者所关注, 而三峡的贯通则被认为是研究长江形成的关键问题之一[1]。早在20世纪初三峡的贯通就引起国内外著名学者Barbour 、李四光、叶良辅、李春昱等人[2~4]的关注, 但对贯通的时间仍然存在着不同的看法。究其原因, 主要是研究方法选择上的不同。前人对长江三峡贯通的研究主要采用的是地貌学和沉积学方法, 由于受地貌保存完整性以及技术的局限性, 导致了对三峡贯通的多解性。21世纪以来，随着科学技术的不断发展进步，对长江三峡对的贯通方面的研究也有了新的观点。本文将总结前人的研究成果并对其进行归纳整理最后就长江三峡贯通的时间谈谈自己的看法和理解。
1基于沉积学的长江三峡贯通时间研究成果
根据沉积物显著的差异特征, 则可以较为快捷、有效地为我们判定该区域发展状况及形成时间提供直接的证据。近些年来，已经有不少学者利用以沉积学为基础，结合其他知识对三峡贯通时间进行讨论。下面本文将对几种有关以沉积学为基础的研究成果进行对比分析：
1.1沉积物磁学特征
张玉芬，李长安，王秋良[5]等人基于江汉平原(盆地) 作为长江切开三峡的直接卸载区，其沉积物必然记录了长江贯通三峡的信息的考虑，采取目前国际共识的“从源到汇”的物质追踪的研究思路，选取江汉平原2个最具代表性的第四系钻孔岩芯为研究对象，以沉积物磁化率特征为主要分析手段，辅以沉积物岩芯、粒度和磁性矿物的特征研究，通过磁化率变化的物源信息分析，对长江三峡贯通时间进行了探讨。
结果显示: 在孔深约 110 m 附近的岩芯中粗颗粒成分和稳定磁性矿物成分的含量均明显增高，同时沉积物磁化率、饱和等温剩磁、非磁滞剩磁磁化率值也突然增高，这些均表明在井深 110 m 附近江汉平原水系曾发生过重要调整，江汉平原的沉积环境和物质成分均发生了重大改变。该层位可能就是长江三峡贯通的层位, ，其贯通时间古地磁测年表明约在 1.
17~1. 12 Ma 之间。
1.2沉积物重矿物特征
康春国，李长安，王节涛，邵磊[6]等人同样以江汉平原为背景，认为其是长江穿过三峡区的第一个大型卸载盆地，其沉积物必然反映长江流经的物源区的物源特征。通过对盆地中心周老孔第四纪岩心的重砂样品中0.125~0.063 mm粒级的重矿物含量变化、ATi 、GZi 、ZTR 指数和重矿物组合分析，发现从钻孔岩心深度110 m开始向上，水动力条件加强，沉积速率加快，重矿物的数量特征发生明显突变，特征矿物的组合与现代长江相同。
最终实验结果表明在周老孔岩心深度110 m(古地磁年龄1.1 Ma左右) 位置处，长江三峡开始贯通，江汉平原开始接纳长江带来的三峡上游的物质。由此观之，长江三峡的贯通时间可能就在1.1 Ma。
然而同样是利用沉积物重矿物特征，向芳，王成善，李国忠，朱利东[7]等人则利用水系的变化导致物源区的变化这一原理，认为其在相关沉积盆地中会表现为沉积物中矿物组合的改变, 以及特征矿物的出现。就此，通过对三峡出口处宜昌地区第四纪沉积物中重矿物特征的研究, 结合区域地质资料、野外沉积特征研究和样品ESR 测年资料, 认为0.73 Ma 以前的冲积扇) 扇三角洲沉积中重矿物特征明显不同于之后的阶地沉积及现代河床沉积物。
这种重矿物组合的不同反映了0.7 Ma 前后物源区的改变, 同时也指示长江三峡贯通的时间。
1.3XH-1钻孔晚新生代沉积记录特征
与前两者不同，舒强，张茂恒[8]等人以苏北盆地为背景，对XH-1钻孔沉积物、长江和淮河下游现代沉积物的磁化率与粒度组分相关性进行了对比研究。
结果表明, 整个XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分的相关性出现了4次显著变化。从影响磁化率变化的主要因素和苏北盆地自身的地质背景来看,XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分相关性的变化情况在很大程度上反映了沉积物物质来源的不同, 而造成物源差异的主要原因为长江三峡的贯通, 及其贯通后对钻孔所在区域水系调整、变迁的影响。古地磁测试结果表明,XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分相关性变化特征所揭示出的长江三峡贯通时间约在2.32 Ma
1.4沉积物中的玄武岩砾岩特征
向芳，朱利东，王成善[9]等人主要采用的是地貌学和沉积学方法，通过对宜昌地区第四纪沉积物中峨眉山玄武岩砾石的寻找和研究，可以确定三峡以西物质搬运至宜昌地区的时间，从而为长江三峡贯通时间的确定提供参考。
在详细研究宜昌地区第四纪沉积物的沉积特征和沉积相基础上，分析不同沉积环境、不同时代沉积物中玄武岩质砾石的岩石学、稀土及微量元素特征，从而发现0.7Ma 以前云池组和善溪窑组的扇三角洲及湖相沉积物中，不存在来自三峡西侧的峨眉山玄武岩，而在0.7 Ma 以后的阶地沉积及现代河床中却可以找到该玄武岩砾石。结果表明，在0.7 Ma以前不存在贯通三峡的长江。
科学就是这样，科学家们想到的方法不约而同，但是得到的结果却大相径庭，杨建，李长安[10]等人将以长江上游攀西地区广泛分布的峨眉山玄武岩作为研究对象，根据其形成环境独特、出露面积大、岩石易鉴定的特点，将其作为长江三峡贯通物源示踪研究的指示标志。
通过对长江中上游阶地和江汉平原周老孔第四纪岩心沉积物中的玄武岩砾石和岩屑（1～2mm ）进行研究发现，峨眉山玄武岩砾石在长江上游很常见，在三峡以下很少；玄武岩岩屑在长江上游沉积物中非常普遍，而且在周老孔岩心沉积物中的很多层位都有出现．对玄武岩岩屑基质中的斜长石做了微量元素微区原位分析（LA －ICP －MS ），分析表明，在周老孔中含峨眉山玄武岩岩屑的岩心层位最大深度为156m ，该层位古地磁年龄约为1.7Ma ，此时长江已经形成且三峡已经贯通。
2当前技术下物源示踪可行性分析
2.1长江上游表壳岩系 Pb 同位素示踪构想
理论分析表明，碎屑钾长石 Pb 同位素在大河流域沉积物物源示踪及追索河流演化研究中具有独特意义。近年来，随着单颗粒碎屑矿物微区分析技术的快速发展，碎屑钾长石 Pb 同位素已成为一种有效的物源示踪方法，在判别沉积物物源、重建古水系等方面已得到了较好的应用，同时沉积物全岩的 Pb 同位素能对碎屑钾长石 Pb 同位素的示踪起到一定的补充作用。张增杰，李长安[11]等人通过对长江流域不同河段和支流流域钾长石及全岩 Pb 同位素的空间分异特征的即可识别性分析、河流地貌和水文特性对源－汇之间物质的可通达性分析以及流域地质环境条件的分析，认为利用 Pb 同位素方法来示踪江汉盆地不同时期沉积物的源区，并重建长江水系的演化过程是可行的。最后通过论述，得出此法可行。
2.2基于特征矿物示踪的研究构想
长江三峡贯通问题一直是长江形成演化研究中的焦点和难点问题。雷文大，李长安，张玉芬
[12]等人运用近年来国内外广泛采用的特征矿物物源示踪法来研究长江三峡的贯通, 并选择攀枝花钒钛磁铁矿床中的钛磁铁矿作为示踪矿物进行了探讨。就利用攀枝花型钛磁铁矿来示踪三峡贯通的研究思路、研究方法和实验步骤进行了讨论, 结果表明该方法是可行的。并指出随着单颗粒碎屑矿物微区分析技术的迅速发展, 利用特征矿物进行长江三峡贯通研究有望取得较好的效果。
3结论
关于长江三峡对的形成时间，众位学者们的研究结果既分散，又集中。
分散是说，对于同一个研究对象—长江三峡，不同学者的研究成果不同，而它们少则相差几万年，多则相差几百万年。向芳，康春国，李长安等学者分别利用沉积物中的玄武岩砾岩特征和沉积物重矿物特征推测长江三峡的贯通时间在0.7Ma 左右，而舒强，张茂恒等学者则根据XH-1钻孔沉积物磁化率与粒度组分相关性变化特征揭示出的长江三峡贯通时间约在2.32 Ma。集中则是说，虽然研究学者众多，研究的方法也众多，但是总体上来讲大家所得出的结论都集中在0.7Ma ，1.1Ma ，2.3Ma 几个时间。
其中我还发现一个现象就是，一位学者一旦认定自己的研究观点，除了会进行详细的论述外，还会从不同的研究角度，利用不同的研究方法对自己的观点进行佐证。学者向芳就是在其对长江三峡的贯通时间研究方面，分别从沉积物中的玄武岩砾岩特征，沉积物重矿物特征等角度论述，最终得出结果都在0.7Ma 左右。推而广之，在这个科研的大环境中，不同学者之间的研究成果，也进行各自成果的互相验证。
鉴于长江三峡贯通时间问题的复杂性, 今后研究估计会在大地构造、盆地分析和河流沉积地貌学研究基础上, 充分利用近年来年代学和单矿物微区分析的新技术[13], 不同研究方法相互补充、所得结果相互验证和约束, 对争议的问题组织各方面专家进行系统研究, 统一认识, 逐渐逼近长江贯通时限的实际年龄。
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范文四：地貌论文 (1)
泥石流的危害、形成机制及防治方法探究
【摘要】 泥石流是发生在山区及山前地区的一种含有大量泥砂和石块的暂时性急水流。它的发生受很多条件的制约，是山地常发地质灾害之一。近年来，泥石流的发生与人类活动密切相关，特别是人们对山区的开发，对自然资源的开采诱发的人为泥石流。本文通过我国大量泥石流的分析与探讨，对泥石流的危害、形成机制及其防治措施进行了阐述。
【关键词】 泥石流 危害 形成条件 防治措施
泥石流是山地常发地质灾害之一，其暴发突然、危害十分严重。泥石流是一种发生在山区及山前地区的含有大量泥砂和石块的高粘度、高密度和高速运动的暂时性重力流。泥石流常常具有突然暴发、来势凶猛、运动快速、历时短暂之特点, 并兼有崩塌、滑坡和洪水破坏的双重作用, 其危害程度比单一的崩塌、滑坡和洪水的危害更为广泛和严重。近年来, 我国泥石流有渐趋加重的趋势。鉴于泥石流的严重危害性, 了解和研究泥石流的危害、形成机制及其防治措施是有必要的。
泥石流是介于流水与滑坡之间的一种地质作用。典型的泥石流由悬浮着粗大固体碎屑物并富含粉砂及粘土的粘稠泥浆组成。在适当的地形条件下，大量的水体浸透山坡或沟床中的固体堆积物质，使其稳定性降低，饱含水分的固体堆积物质在自身重力作用下发生运动，就形成了泥石流。泥石流是一种灾害性的地质现象。泥石流经常突然爆发，来势凶猛，可携带巨大的石块，并以高速前
进，具有强大的能量，因而破坏性极大。
泥石流的主要危害是冲毁城镇，造成人畜伤亡，破坏房屋及其他工程设施，破坏农作物、林木及耕地。此外，泥石流有时也会淤塞河道，不但阻断航运，还可能引起水灾。
通过对我国多处泥石流的研究可以认识到泥石流的形成的条件主要有
一、地形地貌条件
在地形上具备山高沟深，地形陡峻，沟床纵度降大，流城形状便于水流汇集。在地貌上，泥石流的地貌一般可分为形成区、流通区和堆积区三部分。
二、松散物质来源条件
泥石流常发生于地质构造复杂、断裂褶皱发育，新构造活动强烈，地震烈度较高的地区。地表岩石破碎，崩塌、错落、滑坡等不良地质现象发育，另外，岩层结构松散、软弱、易于风化、节理发育或软硬相间成层的地区，因易受破坏，为泥石流提供丰富的碎屑物来源；
三、水文气象条件
水是泥石流的重要组成部分, 又是搬运介质的基本动力。泥石流的形成与短时间内突然的大量流水密切相关。我国泥石流的水源主要是暴雨、长时间的连续降水等。在暴雨中心地带或冰雪融化季节，尤其持续小雨之后继之暴雨，最易触发泥石流。
四、其他条件
近年来，泥石流的发生与人类活动密切相关，如人为滥伐山林, 造成山坡水土流失; 开山采矿、采石弃渣堆积, 开挖隧道等.
泥石流是一种较大规模的自然灾害, 其形成原因是自然界多种因素作用的结果, 因素比较复杂, 根治极为困难。因此对泥石流的防治应遵循以下原则:以防为主, 防治结合, 避强制弱, 重点治理; 沟谷的上、中、下游全面规划, 山、水、林、田综合治理; 工程方案应中小结合, 以小为主, 因地制宜, 就地取材。
通常来讲泥石流的预防措施主要有： 一、人员建筑物远离泥石流易发、多发区。二、不能把冲沟当作垃圾排放场。三、生物措施保护和改善山区生态环境。四、雨季不要在沟谷中长时间停留。五、泥石流监测预警。
泥石流灾害的治理是在泥石流的形成、流通、堆积区内，采取相应的治理工程（如蓄水、引水工程，拦挡、支护工程，排导、引渡工程，停淤工程及改土护坡工程等），以控制泥石流的发生和危害。
治理工程主要有治水、治土和排导等为主的方案（如下图）。
一、治水为主的方案
利用蓄水、引水和截水等工程控制地表洪水径流，削减水动力条件，使水土分离，稳定山坡。辅之少量拦挡、排导工程稳定部分土体，适用于水力类泥石流沟的治理。
二、治土为主的方案
利用拦挡、支护工程，拦蓄泥石流固体物质，稳定沟岸崩塌及滑坡；同时辅以排导、截水工程等。适用于土力类崩塌滑坡型泥石流沟的治理。
三、排导为主的方案
利用排洪道、渡槽等工程，排泄泥石流，控制泥石流的危害。
四、综合治理方案
在具体实施泥石流的防治时，宜采取坡面、沟道兼顾，上下游统筹的综合治理方案。一般在沟谷上游以治水为主，中游以治土为主，下游以排导为主。
在实施泥石流防治的工程措施的同时，还应与生物措施和其他措施（如行政法令措施等）相结合，这样才能保证其防治效益的有效发挥。
范文五：现代地貌学论文
第四纪气候与我国地貌、地层生物特征及分布联系
刘长城 自然地理学 11109001
摘要:第四纪(Quaternary Period)是新生代的第二个纪。从距今240万年至现代，延续约240万年。新构造运动和第四纪均属于离人类出现最近的地质时期，其对人类的生存环境及分布都产生了重大的影响。第四纪期间的气候变化剧烈，导致一系列地表环境发生相应的变化，对人类和生物造成重要的影响，新构造运动和第四纪气候对现代地层、地貌及生物分布的影响是非常巨大的，第四纪冰川活动、深海沉积物、黄土、洞穴沉积物、湖相沉积物、极地冰芯等记录了第四纪气候变化。
关键词:新构造运动、第四纪、气候变化、地貌、地层
1 引言
第四纪是指约2.4Ma Bp以来地球发展的最新阶段。按照第四纪生物演变和气候变化，通常把第四纪四个时间尺度不等的时期:早更新世(Q1)，中更新世(Q2)，晚更新世(Q3)，全新世(Q4)。第四纪是自然与人类相互作用的时代，它的过去、现在和未来变化都与人类的生存与发展息息相关。
第四纪期间，全球降温背景下发生多次剧烈的寒暖气候波动。高纬度地区、山区呈现典型的冰期和间冰期交替。中低纬度地区发生干冷和暖湿气候变化。纬度越高，气候变化幅度越大，气候带南北适度迁移。冰期全球气温普遍降低，寒冷气候带扩大，温暖气候带狭窄，喜暖动植物向热带方向、低海拔地区迁移，甚至消亡。间冰期全球气温升高，温带及寒带北(高度)移动，喜暖动植物向极地(高海拔地区)迁移。第四纪沉积物可分为陆相沉积物和海相沉积物。陆相沉积物分布于起伏不平的地表，处于不同气候带，受到各种地质营力影响，故其成因复杂，岩性、岩相、厚度变化大。在海相沉积物中，海洋随深度和地貌条件不同，其动力条件、压力、光照和含氧量均不相同，第四纪诲相沉积物亦有很大区别。根据海洋地貌和动力条件，第四纪海洋沉积可分为:近岸沉积、大陆架沉积和深海沉积。
2 第四纪气候变化
青藏高原大面积、大幅度的抬升，是我国新生代以来环境演变中最突出的区域性事件，也是第四纪气候变化的主要原因之一。大高原的迅速隆起，不仅改变了高原本身的自然面貌，还直接控制了季风的形成，从而完全改变了我国自然地带的分布规律和区域分异规律，形成了在冬干寒、夏湿热的水热条件下进行的自然地理过程。
2.1第四纪冰川发育概况
第四纪气候以全球眭变冷为最突出的特征，表现为冰川作用的盛衰和气候带的移动，即冰期和间冰期的更替。第四纪冰期鼎盛时，全球大陆有20,到30,的面积为冰川覆盖。此外，冰川还对陆地表面进行塑造，引起全球 每平面的升降以及海陆轮廓的变化，等等。第四纪古气候变迁的主导因素是温度的降低，但气温的下降值与纬度和海拔高度有关。冰期时，高纬地区温度降低最大，中纬地带的气温比现在平均低8—12?，低纬地区降低最小。在相同纬度地区，大陆陛气候区，气温下降值大，海洋性气候区，下降值小。四纪全球温度并非直线下降，而是波动式的周期性变化，因此，表现为冰期和间冰期的周期性更替。这种变化在第四纪地层及生物化石等方面，都有明显的反映，并反导致了气候带发生多次移动。 2.2第四纪期间的气候状况
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我国没有发育大陆冰盖，但山谷冰川和山麓冰川十分发育中国东部的古候。中国东部虽然受季风控制，但由于受全球冰期和间冰期的影响，冬夏季风的位置发生周期性南北移动，多次出现冷暖干湿交替现象。在第四纪期间，我国海陆变迁及边缘海性质发生改变，同时也出现了冬夏季风环流彼此消长与自然带的变迁。印度板块-欧亚板块-太平洋板块之间碰撞,造成青藏高原隆起,地势西高东低,西南高寒荒漠,西北干旱,东部季风气候三大自然区域. 青藏高原的存在，不仅加强了亚洲的季风环流，而且阻挡了源于印度洋的暖湿气流向亚洲内陆的输送，并在高原北侧形成下沉气流，对亚洲内陆干旱化的过程有着极其重要的影响。在夏季，青藏高原就像一个深入到大气层中的火炉，使得高原面上的空气受热上升，同时拉动印度洋的暖湿气流前来补充，由此而带来丰沛的季风降雨;冬季情况正好相反，高原仿佛一个巨大的冷流，将其上方的空气冷却，从高原涌向印度洋，这就导致北方的冷空气频频南下，从而形成强大的冬季风。 3 新构造运动
中国新构造运动的主要特征是:西部为隆起东部为沉降，这种地势地貌的差异决定和影响着整个大陆地区的气候植被、动植物群落、和人类的演化与发展。新第三纪及第四纪堆积物大部分分布于现在地形的低洼处，如平原及山间盆地等，而这些地区大部分是新构造的下降地区，新构造运动的特点反映在沉积物的岩相结构上，如平原区河流冲击层中，一个河床相与河漫滩组合，是地壳一段稳定时期的产物。 3.1地貌发育的阶段性
地表形态是复杂多样的，不同的地貌，成因也是不同的。在降雨丰沛的地方，地表作用强烈，故坡上的冲沟，谷地中的河流，河口的三角洲等地貌发达;在石灰岩分布的地区，受地面及地下水的影响可形成奇特而美丽的喀斯特地貌;早少雨的地方，流水作用让位于吹扬作用，地表堆积沙丘，形成大片的沙漠;在高寒的地区，冰川成为地表的主要营力，形成冰川地貌。由于新构造运动的强烈与相对宁静的震荡性交替，从而形成了一系列的多旋回地貌、如多层夷平面、多级洪湖台地、多级河流阶地、多层溶洞等。 3.2第四纪沉积的间断与韵律性
沉积物的韵律性主要表现在粒度和成因类型的有规律更替两个方面。沉积物由下往上粗?细的变化，粗粒沉积反映新构造上升引起地形的切割和起伏增大，细粒沉积则与随之而来的地壳相对宁静阶段地形的夷平阶段一致。我国许多盆地第四纪沉积物具有复式韵律沉积特点，反映了相邻山地的多次上升历史，是研究山地地貌发展重要的相关沉积物。
3.3断层的间歇性活动
大量活动断层呈现活动?平静?再活动的历史，是新构造断裂活动的普遍规律。断层活动时常伴有地震。如我国贺兰山东麓山前断裂，全新世以来曾发生过四次快速错动事件，分别发生于211a BP、2630?90a BP、6330?80a BP、8420?170a BP,其平均重复间隔为2706a。
3.4地震和火山
我国历史地震和世界上其他地区的本世纪地震活动都呈现明显的韵律性。自1897-1980年来我国曾出现过四个地震活跃幕，即1897-1912年、1920-1937年、1946-1957年、和1960-1980年。有人认为，1985年新疆乌恰7.4级地震，可能意味着中国大陆已进入第五个地震活跃幕。火山活动的具有多期性，我国东部新生代活动火山自始新世以来，可划分为三期，分别为早第三纪、晚第三纪和第四纪火山活动。其中晚
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第三纪是中国东部火山活动的高潮期，第四纪火山活动则是新生代火山活动的尾声阶段。 4第四季气候对地层的影响
地层是一定的地质时期内形成的层状岩石。它记录着第四纪地壳发展过程中各种事件的综合记录。地层形成时是水平的或近于水平的。并且，较老的地层先形成，位于较下部位，较新的地层后形成，覆于较上部位。但是由于第四纪的新构造运动的影响，地层会发生倒转和倾斜。地层的接触关系也会新构造运动和气候的外力作用而改变。
第四纪地层是第四纪地壳发展过程中各种事件的综合记录。中国地域广阔，地貌复杂多样，气候有明显的地带性和新构造运动活跃，使中国第四纪地层的分布、厚度、沉积类型和旋回性受新构造运动的制约和气候的控制。由于中国地貌和气候的纬向和经向变化特点，由此形成了中国第四纪地层的区域性(或地带性)特征。西部强烈上升的气候干燥和干冷区主要以冰川、冰水、洪积、风积和盐湖沉积为主。东部华北半干旱区黄土极为发育，华南则有亚热带红土和受亚热带气候湿热化的红土砾石随处可见，东北河湖沉积普遍，沿海地带不同程度的沉积了第四纪海相地层。
中国第四纪沉积物有海相、陆相、海陆过渡相、构造成因、火山成因和人工堆积六个系列，其中以陆相沉积物分布最广泛，每个系列又包含若干个沉积物成因类型。在不同地质、地理环境中有不同优势沉积物成因组合:平原(山间盆地或断陷谷)沉降区河流、湖泊及沼泽堆积物最为常见;低山丘陵区风化、片流和重力堆积物占优势;上升的剥蚀山地冰川、冰水、洪流、泥石流和重力堆积物常见;沿海和陆架则有过渡相和海相沉积物。我国第四纪火山堆积主要见于东北、西南或断裂带，而东部人工堆积更普遍。 5 第四季气候对生物的影响
第四纪时间短暂，总的来看生物的演化是不明显的，但受气候和环境变化影响，植被的演替和动物的迁移改组极为常见。第四纪是人类及其物质文明的形成发展时期。第四纪生物的演变是不平衡的，哺乳动物变化最大，而植物和海洋生物的变化都小。第四纪植物绝大部分为现生种类，植物区与第三纪，尤其是晚第三纪没有重大差异。但受新第三纪地球气候普遍趋凉和第四纪冰期和间冰期的影响，温带和亚热带植物种群分别多次南北(或沿山地上下)来回摆动，导致植物迁徙过程中种类混合和部分滞留或消亡，落叶阔叶林与耐寒针叶林分布扩大，常绿阔叶林与喜暖针叶林分布不断缩小，草本植物比例增高。中国第四纪植物群就是上述各种作用过程综合作用的结果。
第四纪冰期气候的出现，加速了植物群的分化和演变。草本植物高度繁荣，它们多由木本植物演化而来，生态类型也发生了很大变化，一年一枯一荣，利用种子或根部延续生命。第四纪植物逃避恶劣气候的另一途经，就是大规模迁徙，即随着冰期与间冰期的更替，植物群发生频繁的迁徙。植被带的迁徙有三个方向:一是受纬度方向控制，沿着南北方向迁移，这是全球性的移动;第二是受经度方向的控制，沿东西方向的迁移;第三是受地形高度的控制，在山岳地区植物群做垂直方向运动。在北半球第四纪冰川鼎盛时期，大陆冰盖和永久冻土区的范围扩大，植物带发生显著移动，北方耐干寒的植物向南迁移，喜湿热的植物带向低纬方向压缩。间冰期气候转暖，植被带又向高纬方向移动。全球各个地区由于自然地理环境的不同，植物迁移的距离和方向并非完全一致，迁移过程中也并非所有的属种皆能回到原来的分布区。 参考文献
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