地貌学复习资料

一：地貌学的研究对象和研究内容

1、研究对象：地表的地形，即地貌。 2、研究内容

研究地貌的形态特征、成因、演化、内部结构及其分布规律。 地貌的形态特征：如山地、高原、丘陵、平原、盆地，及各种外力作用下的地貌形态。

地貌的形成发育原因：内营力作用、外营力作用，地表岩性， 时间。

地貌的演化：幼年期、青年期、壮年期、老年期等阶段。 地貌体的内部结构：切割型、叠置型、切割-叠置型、叠置-切割型。

在地貌的形成发展过程中，内外营力的作用表现：

1）地貌是内外营力共同作用的结果。内营力使得地表变得起伏，外营力使之夷平。

2）在具体某一区域或某一时段内，内外营力的强度是不一 样的。山地高原区内营力强度大，平原盆地区外营力强度大。 3）但从长时间看，内外营力作用是处于平衡状态的。

坡地重力地貌

什么是坡地重力地貌？斜坡上不稳定的块体或风化碎屑物在重力作用下向斜坡下方运动所产生的地貌。

坡地重力地貌的发生大致可分两个阶段：坡地上基岩物质的风化；坡地上物质向下坡方向的运动。 风化作用分哪几种类型？ 1、物理风化作用

发生方式：卸荷释重、冰楔作用、盐楔作用、温度变化所致的涨缩作用。 2、化学风化作用

发生方式：水化、水解、碳酸化、氧化等作用。 3、生物风化作用

发生方式：生物物理风化作用、生物化学风化作用。 一：崩塌及其种类 1：什么叫崩塌？

斜坡上的岩屑或块体，在重力作用下，快速向下坡方向移动的地貌过程。 2：崩塌的种类？

按发生的地貌部位，可分为山崩、塌岸、散落。

按坡地的物质组成不同可分为：基岩崩塌、沉积物崩塌、表层风化物崩塌等。 二：崩塌形成的条件

1：地形条件：坡度一般要大于岩屑的休止角，通常要大于 33º；坡地的相对高度大于50m时，可发生大型崩塌。 2：地质条件：软弱面与坡面的倾向和倾角的关系不同，斜坡

发生崩塌的可能性是不一样的。

3：气候条件：温差较大，降水较多的地区易发生崩塌。 4：地震、强烈的融冰化雪 5：人工开挖边坡

*休止角:岩屑的摩擦力与下滑力相等时的斜坡坡角. 软弱面：岩石中力学性质较差的面， 如断层面、节理面、地层层面等。 一：什么是滑坡及滑坡的类型？

斜坡上的大块岩体或土体，由于受地下水和地表水的影响，在重力作用下，沿着一滑动面做整体下滑的现象称为滑坡。 根据发生滑动的斜坡物质性质不同，可把滑坡分成黄土滑坡、粘土层滑坡、碎屑层滑坡和基岩滑坡。 1：滑坡的形态特征

一次滑坡发生以后，会在地表产生很多地貌形态：滑坡体、滑动面、滑坡壁、滑坡阶地、滑坡鼓丘、滑坡裂隙等。 三：滑坡发生的力学分析

滑坡的发生实际是斜坡上岩体或土体的力矩平衡失去以后地貌过程。

力学分析图在课本P12 四：滑坡发生的过程阶段分为

蠕动变形阶段、滑动阶段、停息阶段。

一：什么是蠕动？

斜坡上的碎屑或土层颗粒在重力作用下，缓慢地向斜坡下方运动的现象。移动的碎屑层或土层厚度很薄，只有数十厘米。 二：蠕动发生的机制过程

其发生与温度变化、湿度变化引起斜坡上碎屑颗粒的物理性 质改变有关。 三：产生的一些现象

电线杆的歪斜、土墙篱笆向斜坡下方倾斜、马刀树（树向 斜坡下方弯曲）、斜坡草皮向下坡移动等。

河流地貌

河谷由河床、河漫滩、谷坡、阶地、谷肩（谷缘）等组成。 一：河流水动力特征

（一）：横向环流（产生原因：弯道离心力、地球自转偏向力） （二）：旋涡流（产生原因：水流遇到障碍物等）

在弯曲河道中，从凸岸由水面流向凹岸的水流（表流）与从凹岸由河底流向凸岸的水流（底流）所构成的一个连续螺旋形向前移动的水流，称为横向环流。

河道中围绕某一轴线旋转运动的水流，称为旋涡流。 详图见P21~22 二：河流的作用

（一）：侵蚀作用（按侵蚀方式：冲蚀、磨蚀、溶蚀）

（按侵蚀方向：下切侵蚀、侧向侵蚀、溯源侵蚀）

水流对地表物质的破坏并掀起地表物质的作用。 （二）：搬运作用（搬运方式：推移、跃移、悬移、溶解） 水流在流动过程中携带泥沙和推动河底砾石移动的作用。 （三）：沉积作用（分选）

水流流速减缓或水流减少时，其所搬运的泥沙砾石会发生堆积，此为沉积作用。 下蚀（下切、垂直侵蚀）：

线状水流对河谷或沟谷底部进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）加深；下蚀在上游及山地区最强烈； 侧蚀（旁蚀、侧向侵蚀）：

线状水流对河谷或沟谷两坡进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷）拓宽；侧蚀主要发生在河（沟）床凹岸；

溯源侵蚀：

线状水流向河谷或沟谷的源头进行的侵蚀，结果使河谷（沟谷)伸长。

溯源侵蚀会产生“裂点”。

什么是河床？

平水期被河水占据的谷底部分。 一：河床纵剖面的形成与发展 （一）：什么是河床纵剖面？

一条河流从源头至河口的河床最低点的连线

（二）：什么是侵蚀基准面？ 控制河流下切深度的平面. 地方侵蚀基准面：控制局部河段下切深度的面，如湖面、干流河 地面、河床上的基岩岩槛等。

终极侵蚀基准面：控制整个河流下切深度的面，如海面。

顺行沙波：与河岸线斜交，横剖面不对称，迎水坡缓、 背水坡陡；迎水坡侵蚀，背水坡堆积。 逆行沙波：发生在浅水区，迎水坡堆积，背水坡侵蚀 三：河床的类型（根据其平面形态不同划分） （一）：顺直微弯型

（二）：曲流型（如何产生并演化的？）

1：横向环流（自由曲流、深切曲流）

2：两岸岩性的差异

凹岸被蚀后退，凸岸堆积前进，曲流的弯曲度不断加大，最终在曲流颈处发生截弯取直，形成牛轭湖。

曲流有自由曲流（发育于平原地区）、深切曲流（发育于山区）。深切曲流有嵌入曲流（构造快速抬升，早期曲流保持原形态切入山地基岩之中）；内生曲流（构造缓慢抬升，河流一面下切，一面还在侧向侵蚀，加大河流弯曲度，最后可产生截弯取直，形成“离堆山”现象）。 （三）：分叉型或辫状河流（如何产生的？）

1：河床宽窄变化 2：边滩的被切割 3：截弯取直 河漫滩的形成条件

河床的侧向移动和洪枯水位的变化。 一：什么是河流阶地及阶地的组成要素

早期的河谷底部因河流下切而相对抬升，当其抬升高度高出一般洪水位的高度时，我们称之为阶地。其往往成阶梯状分布在谷坡上的。

阶地有阶地面、阶地前（后）缘、阶地陡坎、阶地高度、阶地级数。

二：阶地的形成条件和原因

形成阶地必须具备两个条件：宽广的谷底和河流下切侵蚀。

引起河流下切的原因：构造的抬升、气候的变化、侵蚀基准面的下降。

三：阶地的类型

有侵蚀阶地、基座阶地、堆积阶地(上叠、内叠）、埋藏阶地。

四：阶地的变形与构造活动的关系 1）阶地的变形与断层垂直活动的关系 2）阶地的变形与断层水平活动的关系 3）阶地的变形与褶皱隆起活动的关系

一：河口的分段及水动力特征

分段： 近口段、河口段、口外海宾段 水动力特征：咸淡混合、双向水流、波浪作用 二：河口三角洲的形成条件和发育过程 三角洲的形成条件：

① 丰富的沉积物来源 年输沙量∕年径流量 ＞ 即 S / W ＞ ; ② 海洋作用力弱；

③ 构造稳定或稍有下沉的宽浅海滨区。 三角洲的发育过程：

（我们以长江口为例来说明河口三角洲的发育过程）

1）河口泥砂淤积产生沙坝、沙嘴；沙坝的出现会导致河口的进一步分叉。

2）由于分叉后的各叉道侵蚀堆积平衡关系不同，有些叉道会淤塞，而有的则成为主汊道。

3）汊道的淤塞产生了沙坝和沙嘴的并岸。主汊道中又发生1）→2） → 3）过程。

结果就出现河口区的泥砂堆积体的范围越来越大，最终形成广阔的三角洲。 喀斯特地貌

地表水和地下水对可溶性岩石的破坏和改造作用称为喀斯特作用，即水对可溶性岩石的溶蚀、冲蚀、堆积，以及重力崩塌的总称。

在喀斯特作用中，化学溶蚀作用是主要的，机械侵蚀作用为辅。喀斯特作用所形成的地表地形和地下地形统称称为喀斯特地貌。

一. 喀斯特地貌形成的机理

Karst地貌是可溶性岩石受地表水、地下水的化学和物理作用后

所形成的一种地形。其中物理的侵蚀和堆积作用是次要的，而化学的分解和沉淀过程是主要的。

CaCO3+H2O+CO2

Ca + 2HCO3 2+— 这个化学反应式是可逆的，当水中的CO2浓度增大时，反应向右侧进行，石灰岩被溶解；当水中CO2浓度减少时，反应向左侧进行，石灰岩被沉淀出来。

Karst地区的多种多样的地形也就是这两个过程作用形成的。

喀斯特地貌发育的条件 1. 岩石要是可溶的

岩石的可溶性主要取决于岩石的化学成分。

自然界中有三大类可溶岩：①卤盐类如钾盐、石盐；②硫酸盐类如硬石膏、石膏、芒硝等；③碳酸盐类如石灰岩、白云岩等。

溶解度：卤盐＞硫酸盐＞碳酸盐；

在碳酸盐岩类中，CaCO3的含量越高，其他杂质含量越低，其溶解度就越大。

石灰岩＞白云岩＞硅质灰岩＞泥灰岩； 2.岩石一定要是透水的

透水性强弱取决于岩石的孔隙和裂隙大小和多少。而岩石中的孔隙和裂隙又与岩石中的断裂节理构造发育程度有

关。

岩石中断裂构造越发育，岩石越破碎，则透水性越好。 3. 水要具有溶蚀力

取决于水中含有的CO2数量、有机酸无机酸的数量、水的温度高低。

CaCO3+H2O+CO2 Ca + 2HCO3 2+— 溶解于水中的CO2越多，水的溶蚀力就越强；反之，水的溶蚀力就弱。

水中有机酸无机酸的含量越高，溶蚀力也越强；有机酸的来源主要是生物的分解。

虽然水中CO2的含量与温度成反比，但水的化学反应速度与温度成正比。据计算，温度每升高10℃化学反应速度要提高一倍。因此，温度越高，溶蚀力越强。

在气候湿热地区，水的溶蚀力强，喀斯特发育发育好。 4. 水要是流动的

经常流动的水体，能大大提高水的溶蚀力。

流水经常与空气保持接触，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。

处于流动状态的水，有时虽然达到饱和，但当几种不同浓度的饱和溶液混合后，可变为不饱和而重新获得溶蚀能力 热带地区高温多雨，水流量大、水循环快，加上气温高

及生物作用强，有机酸产生多，岩溶发育最快。如亚热带广西碳酸盐岩溶蚀量为～0.3mm/a，是暖温带的河北（溶蚀量为 ～0.03mm/a）的5～9倍。

三. Karst地区水动力分带

Karst地区的水具有一定的分带性：垂直渗透带、季节变动带、水平流动带、深部滞留带。

不同的带中发育的Karst地貌是具有不同特点的。 垂直渗透带一般发育的是垂直溶洞；季节变动带发育的既有垂直溶洞也有水平溶洞；水平流动带发育的一般是水平溶洞，如地下河等；深部滞留带中也照样发育着一些溶洞的。 Karst地貌的演化规律

在气候条件和地质条件不变的情况下，由上升的石灰岩高地开始，Karst地貌发育可按幼年期、青年期、壮年期和老年期阶段顺序发展，各个阶段有一定的地貌组合。

幼年期阶段：非可溶性岩石被剥蚀，可溶性岩石暴露，在地 表水的作用下，地面出现石芽溶沟及少数漏斗。

青年期阶段：河流进一步下切，河床深度加深，地表水绝大 部分转为地下水，漏斗、落水洞、干谷、盲谷、溶蚀洼地广泛发育；地下溶洞也开始广泛出现。

壮年期阶段：受地下不透水层的阻挡，地下河下切侵蚀停止， 溶洞进一步扩大，洞顶发生塌陷，许多地下河又转为地面河，

形成很多溶蚀洼地、盆地和峰林

老年期阶段：当不透水层出露地面时，地表水重新出露，形成宽广的冲积平原，平原上残留着一些孤峰和残丘。 冰川是怎样形成的

新雪升华再结晶形成粒雪；粒雪在压力作用下塑性 变形，提高密度，形成冰川冰；冰川冰在重力作用下 发生运动，产生冰川。所以，冰川是运动的冰川冰。 由粒雪变成冰川冰可在低温干燥环境下完成，也可在 气温较高、融水活跃情况下进行。 冰川的运动：

冰川的运动一般比较缓慢，一年也只有数十米或百米。 其运动是通过两种形式进行的：塑性变形和块体滑动。 块体滑动往往在冰体表面产生许多冰裂缝。 冰川的类型

按照冰川的形态和规模，可分为冰川和山岳冰川两大类。

1.冰川又叫冰盖，也称极地冰盖，简称冰盖，是不受地形约束而发育的冰川。习惯上把超过50000km2面积的冰川才当作冰盖。

主要有：南极冰盖（1380万km2）；格陵兰冰盖（170万km2 ）。 2. 山岳冰川

是完全受地形约束而发育的冰川。主要分布于中低纬高

山地带，在亚洲山区尤其发育。山岳冰川发育于雪线以上的常年积雪区，沿山坡或槽谷呈线状向下游缓慢流动。 根据冰川形态、发育阶段和地貌特征的差异，山岳冰川可再分为：悬冰川（＜1km2）、冰斗冰川（数km2）、山谷冰川、山麓冰川（极地或高纬）、平顶冰川（是山岳冰川与冰盖的一种过渡类型，发育在起伏和缓的高原和高山夷平面上，故又名高原冰川或高山冰帽）。

雪线：常年积雪区的下界，这里的年降雪累积量等于年消融量。

在雪线处：年降雪量＝年消融量； 雪线以上：年降雪量＞年消融量； 雪线以下：年降雪量＜年消融量。 一般来讲，雪线处的年最热月温度不高于0℃。 影响雪线高度的因素：

温度，降水量，地形（地形的坡向、坡度） 一.冰川作用

1. 冰蚀作用：挖蚀与磨蚀；

2.搬运作用：被冰川搬运的碎屑物统称为冰碛物，巨大的砾石称为漂砾。

冰碛物分为 6 种：表碛、侧碛、中碛、底碛、里碛、终碛。冰川只有底碛和终碛两种。

3.堆积作用：冰碛物结构疏松，堆积杂乱，无层理，磨圆度

极差。

终碛冰舌终碛

冰川地貌

冰川地貌可分为冰蚀地貌、冰碛地貌、冰水堆积地貌。

冰川侵蚀地貌：冰斗、刃脊、角峰；冰川谷、峡湾、、悬谷、羊背石、冰蚀湖。

冰川堆积地貌：冰碛丘陵、侧碛堤、终碛垄、鼓丘。 ⊙根据终碛垄不同海拔判断气候变化。

冰水堆积地貌： 冰水扇、冰水湖、季候泥、冰砾阜阶地、 冰砾阜、锅穴、蛇形丘等。 冰斗的形成是这样的:

1) 早期在雪线附近有一个浅的洼地。

2) 冰雪在洼地中积累，并由于反复的冻融作用，洼地四壁基岩被不断风化而后退。

3) 当洼地中冰雪积满后，冰雪会流出洼地向斜坡下方运动。

4) 渗入洼地底部的冰融水冻结后会对底部基岩产生强烈的挖蚀作用，使得洼地不断加深。

5）最后形成一个三面环山，向山坡下方一面有一开口的围椅状洼地。

⊙根据冰斗海拔位置来判断古气候的变化。 一. 什么是冻土？

温度在0℃或0℃以下的、含有冰的岩层或土层，称为冻土。

冻土有季节冻土和多年冻土之分。季节冻土指冬季冻结，而夏季全部融化的冻土；多年冻土是指多年都处于冻结状态，仅在夏季发生冻土层表层融化，而下部仍处于冻结状态的冻土。

二. 冻土的剖面结构及冻融作用 1. 冻土的剖面结构

多年冻土的垂直剖面分成上下两层，上层为活动层（夏季可发生融化的）；下层为永冻层。

多年冻土的厚度从高纬到低纬是逐渐减薄的，以致完全消失。

年平均地温为-15ºC的地带，永冻土的顶面接近地面； -5~-3ºC的地带，为连续冻土的南界；北纬48º、平均地温接近0ºC的地带是多年冻土的南界。 2.冻融作用

冻融作用是指冻土地区由于地温周期性的在0ºC上下波动，导致土层中或岩层中水分也周期性的发生冻结和融化，从而使得土层或岩层反复膨胀，最后崩解破碎并出现移动或扰动的过程。

由于冬季活动层的冻结是由地表向地下发展的，因此，在上下冻结层之间的融化层受到上下冻结层的挤压，会产生塑性变形，产生一些弯曲扰动构造。 三. 冻土地貌

石海、石河（石冰川）、冰楔、砂楔、石环、石带、冰核丘等。

石环形成原因及条件：

原因：在频繁的冻融交替作用下颗粒物垂直分选及水平分选。

条件：颗粒无大小混杂的砂砾层、饱含水分、频繁冻融交替。 一. 风沙地貌分布的范围？

从世界干旱半干旱区的分布来讲，主要分布在两个地带： 一是南北纬15°-35°之间，这里是副热带高压分布区，如北非撒哈拉沙漠、阿拉伯沙漠、西南非洲的卡拉哈里沙漠和纳米布沙漠等都分布在这个地带；

另一个是北纬35°-45°之间的温带、暖温带内部这 是海洋水汽难以到达的地方，象塔克拉玛干沙漠、中亚的卡拉库姆沙漠等都分布在这个地带。

二. 风沙流具有什么特征？

在干旱半干旱地区，由于风力的强劲，风可携带起大量沙粒一起运动。这种携带有大量沙粒的气流，我们称之为风沙流，它是干旱半干旱地区作用于地表的主要外动力。 1. 风沙流的风速一定是大于起沙风速（大于4-5m/s）。 2. 风沙流中的沙粒运动有悬移、跃移、蠕移三种方式，其 中以跃移为主。

3. 在垂向上，风沙流中的沙流集中在近地面30cm，尤其是 10cm厚的气流中。

4. 风沙流对地表物质可以产生磨蚀、吹蚀。 风力作用

1.风蚀作用（吹蚀、磨蚀） 包括吹蚀作用和磨蚀作用 2.搬运作用：

风沙流是一种贴近地面的砂子搬运现象，绝大部分砂子以跃移方式搬运为主其速度一般每秒可达数十到数百cm 。 3.风积作用：

当风速变弱或遇到障碍物（包括植物或地表微小的起伏），以及地面结构、下垫面性质改变时，发生砂粒从气流中脱离而堆积的过程。

风成地貌：包括风蚀地貌和风积地貌

风蚀地貌：石窝（大的石窝称为风蚀壁龛）、风蚀蘑菇和风

蚀柱、风蚀谷和风蚀城堡（风蚀残丘、魔鬼城）、风蚀雅丹、 风蚀洼地。 风积地貌

因障碍物阻挡或风速减缓，风沙流中的沙粒堆积所形成的各种地貌，称为风积地貌。类型有： 沙堆；

横向沙丘：沙丘延伸方向与主导风向垂直（新月形沙丘、沙丘链、复合型沙丘链）；

纵向沙丘：沙丘延伸方向与主导风向平行（沙垄、复合沙垄）；

多风向沙丘: 因其形态与埃及的金字塔相似，亦称“金字塔形沙丘”；有多个坡面； 是在多风向，且各向风力相差不大的情况下发育起来的。 新月形沙丘的形成过程

盾形沙堆 雏形新月形沙丘 新月形沙丘

沙丘的移动

1）沙丘移动方向：与年合成风向一致； 2）移动方式：前进式、往复前进式、往复式； 3）移动速度：取决于风速和沙丘高度。 荒漠的类型

1、岩漠（石质荒漠）；

2、砾漠（砾质荒漠，戈壁）； 3、沙漠（砂质荒漠）；

4、泥漠（粘土荒漠，盐沼荒漠 ） 由山地至中心内陆盆地

黄土风成的证据：

a 黄土分布区以北依次出现沙漠和戈壁，三者逐渐过渡，并成带状排列。

b 黄土区内的西北部分靠近沙漠地区的黄土颗粒较粗，愈往东南距沙漠愈远，其颗粒逐渐变细。

c 黄土披盖在多种成因的、形态起伏显著的各种地貌类型上，并保持相近似的厚度。

d 黄土中发育有随下伏地貌形态变化的多层埋藏古土壤层。

e 黄土中含有陆生草原、植物化石。

ｆ黄土的矿物成分具有高度的一致性，但与所在区域的下伏基岩没有多大联系。

三. 黄土地貌的特点

1. 黄土沟谷地貌：切沟、冲沟、坳沟 沟谷的发育使得水土流失特别严重。 2. 黄土沟间地地貌

塬；顶面平坦，四周被沟谷环绕的高台地面地形。 最大的塬是陇东的董志塬，长达80km、宽为40km。 墚：长条形的黄土高地，其顶部较平坦，但宽度不大， 多数为400-500m，长可达数公里。

峁：孤立的黄土丘，平面呈椭圆形或圆形，顶部呈圆穹形。 墚峁组合到一起，形成黄土丘陵。 沟间地地貌与黄土堆积前的原始地形有关。 3. 黄土潜蚀地貌

黄土碟、陷穴、黄土桥、黄土柱 黄土层古土壤层的古气候意义：

根据出现红土壤层判断出现湿热气候，出现黄土壤层则是干冷气候。 海岸带的划分

海岸带是海岸与陆地相互作用的地带，其一般被划分为海 岸（狭义）、潮间带、水下岸坡三个部分。

海岸的动力特点

海岸带的动力主要是波浪、潮汐、和沿岸流，其中以波浪作

用最为普遍、活跃。 1）波浪运动的规律

波浪的运动传播不是水质点在发生大范围移动，而只是各水质点在一平衡位置上做圆周运动，产生的波形传播。

波浪的基本要素：波峰、波谷、波长、波高，周期、波速、波峰线、波向线等。 2）浅水波的运动特点

在近岸地带，当水深小于1/2波长后，这时在水下岸坡底部的水质点就不会发生圆周运动，只能产生向岸-离岸的往复水流运动，这种运动可以对水下岸坡上的物质产生侵蚀和堆积作用了。

① 向岸流与离岸流的差异

一般来讲，当波浪刚刚进入水深小于1/2波长的浅水区时，水下岸坡底部的向岸-离岸往复流速度大小差不多；但随着波浪向近岸的传播，水深越来越浅，向岸流就比离岸流的速度大得多。 ② 波浪的破碎

当波浪传入浅水区或近岸后，海底摩擦作用使得波顶运动速度大于波底，最后波峰越过波谷而发生翻卷。此称为“波浪的破碎”

一般情况下当向岸的波浪进入水深只有2倍的波高位置时，波浪会发生破碎。 ③ 波浪的折射

如果波向线不是垂直于岸线的，当波浪进入浅水区后，会发生波浪的折射，致使波峰线逐渐与岸线平行（波向线逐渐垂直于岸线）。

其发生是由于：波浪受海底摩擦阻力影响大小不一，使波向发生转折，最终波峰线基本与岸线平行。

④ 波浪的绕射

当波浪传入近岸时，如果受到沙嘴、岬角等的阻挡时，波浪将从其旁边绕过、进入波影区，波峰线变形，波高递减，波浪能量大为减小，故波影区一般为比较平静的水域。

海蚀地貌包括海岸侵蚀地貌和海岸堆积地貌

1.海岸侵蚀地貌：（波浪对岸线基岩具有冲蚀、磨蚀和溶蚀作用） 海蚀崖、海蚀穴、海蚀洞、海蚀拱桥、海蚀平台、海蚀柱等。 2.海积地貌

1)海岸带泥沙的横向运动：中立点(线)、中立带、平衡剖面 当波向线垂直于岸线时，水下岸坡上的泥沙做垂直于

岸线的往复运动。此称为海岸带泥沙的横向运动。 水下岸坡的下半段：在一个波浪周期里泥沙净向海运动；上半段：在一个波浪周期里泥沙净向陆运动；中部（中立点）：在一个波浪周期里泥沙往复运动，不发生实质性位移。

泥沙的横向运动使均一坡度的水下岸坡变成中部“凹形”、上下部“凸形”的坡面，且各处向“中立状态”接近。此曲线称为“平衡（均衡）剖面”。

2)海岸带泥沙的纵向运动

当波向线与岸线斜交时，水下岸坡上的泥沙会做“Z”字形运动，既有垂直于岸线的横向运动，也有平行于岸线的运动。水下岸坡下半段：平行于岸线运动+垂直于岸线的向海横向运动；水下岸坡上半段：平行于岸线运动+垂直于岸线的向陆横向运动；水下岸坡中部：只有平行于岸线运动。 随着水下岸坡接近“平衡剖面”状态，水下岸坡上的泥沙只做平行于岸线方向的移动。所以，此称为纵向运动。 纵向运动会在沿岸产生一股稳定的沿岸泥沙流