地貌演化外力原因有哪些？ 以河流地貌为例说明地貌如何演化？

全球大气环流

对流层是大气圈层的最下层，与岩石圈层相接。大气主要集聚在对流层，它的运动对岩石圈层有着非常直接的影响。

对流层大气运动有垂直运动和水平运动2种，力源是气压差和地球自转。

作用于大气垂直方向的力主要由气体的垂直压力梯度与重力的合力决定，作用于大气水平方向上的力由气压的水平压差和地球自转决定。由于大气压水平分布不均匀而产生的气压梯度，存在一个从气压高的地方指向气压低的地方的力。产生气压水平分布不均匀的原因，是地球表面的温度不同。地球表面温度不同是由于地球表面接收太阳的热辐射的量值不同。不同的季节，一天中不同的时间，地球表面温度都有所变化。在地理位置上，纬度高的地区接收到的热辐射量少，纬度低的地区接收到的热辐射量多。例如，在赤道地带，天空晴朗的非洲东北部的广大沙漠地区，每年每平方厘米能接收到的热辐射高达921096焦耳。在北纬40°的地区，每平方厘米每年能接收到的热辐射是586152焦耳；而在北纬60°的地区，每平方厘米每年能接收到的热辐射是334944焦耳；纬度再升高，接收到的热辐射就更少。根据观测，北纬40°到南纬35°的区域是热量的净得区。因净得热量使该区域大气温度增高，天气热。北纬40°以北及南纬35°以南的区域是热量的净失区，因净失热量使该区域大气温度降低，天气冷。由于赤道的温度比两极高，使这两个地区的气压高低不同，因此存在一个从赤道指向两极的力。第二种，由于地球的自转，地面与大气之间的摩擦使大气受到一个因地球自转而产生的力。大气各层之间也存在摩擦力。这两种力作用的结果是使气体流动形成了风。风的速度与方向都由气体受力的大小和方向决定。

赤道地面温度比高空温度高，地面气压大于高空气压，气体上升，从而加大了高空的气压，同时地面的气压降低。在两极的高空，由于温度低、气压低，于是在地球上空，气体从气压高的地方流向气压低的地方，即从赤道的上空向两极运动。赤道的热气体到达两极后，两极高空的气体密度增加，两极的冷空气向地面运动，地面附近的气体密度增加而使气压增高，气体在地面附近从气压高的地方流向气压低的地方，即从两极流向赤道。冷空气到达赤道，吸收赤道上的热能而导致温度升高，于是形成了赤道—两极的气体环流。当赤道高空的气体向两极流动，受到地球自转力的作用后，又使气流改变方向。这两种力作用的结果是，大约在北纬30°的上空使气体流动方向转为与纬线相平行，形成了西风，从而阻碍赤道上空的热气流继续向北移动。同时该地区的冷空气下沉到地面附近，导致气体密度增加，在北纬30°附近形成了气体的高压带。高压带附近的气体在地面附近向赤道和北极两个方向流动。向赤道方向流动的气体，成为流向赤道的东北信风。向北极流动的气体，通常称为盛行西风。同样地，在南半球也形成和北半球相对称的风向。以上的分析是假定地球的岩石圈是平坦的，但实际上高高的山脉对风的走向有阻碍作用。位于青藏高原的风的侵蚀和搬运力风对岩石圈的作用是非常重要的。风对地表的作用表现为对地表的侵蚀及对松散碎屑物质的搬运和堆积作用。在干旱和半干旱地区，风的作用尤为显著。

年平均降水量不足250毫米的地区称为干旱地区。在干旱地区，由于缺水，地面植被变得稀疏，气候变得干燥。地表岩石的热容量小，日气温及年气温的变化大，使得气压也随之变化，所以干旱地区多风。风对岩石有风化作用，结果使岩石变成碎屑，使干旱地区变成荒漠，植被更加稀少。这种恶性循环使干旱地区沙漠化。现在，世界上荒漠面积约占陆地总面积的1／5。它们以大沙漠的形式分布在非洲、亚洲和澳大利亚。

风对岩石的侵蚀作用可以使陡峭的岩壁被侵蚀成直径20厘米左右、深度为10～15厘米、大小不等的小洞穴和凹坑，使得岩石具有蜂窝状的外貌。有些岩石长期受到风的侵蚀，形成下细上粗的蘑菇状。被风侵蚀的岩石的这些奇特外观将会成为旅游胜地的一大景观。

当风的速度达到或超过5米／秒时，地面泥沙的90％可以被吹扬到离地面10厘米的范围内。含泥沙的风称为风沙流。风速越大，风沙流中的含沙量越大。当风的速度减小时，风沙流中部分泥沙下沉落到地面。当风速度为零，即风停止时，风沙流中的泥沙全部沉落到地面，被风沙大面积覆盖的地区便成了沙漠。若风吹扬的不是沙粒而是粉沙或尘土，风停止之后下沉覆盖的部分便是黄土。黄土是风的产物，因此黄土的分布应当与风的方向有关。世界上的黄土多分布在气候干燥的中纬度地区。在北半球多分布在北纬30°～60°范围内。南半球的黄土分布在南回归线以南。全球黄土的分布是断续的条带状。全世界黄土面积约为1300万平方千米。

中国的黄土主要分布在黄河的中下游地区，即现在的黄土高原。阴山以南、秦岭以北也有大面积的黄土。除此之外，新疆和东北地区也有部分黄土。黄土覆盖总面积达632520平方千米，占世界黄土面积的4.9％。根据华北地区高空取样，中国的黄土高原是西风把西伯利亚、蒙古和新疆等地的粉沙和尘土吹到黄河中游地区上空然后下沉所造成的。今日黄土仍以1毫米/年厚的速率沉积推算，土层400多米厚的黄土高原应是近40万年形成的。

黄土覆盖在原丘陵、盆地、河谷之上，因此，黄土高原的地貌的主要特征也应当与地下岩石圈上的古地貌相似。但是地表的黄土仍将受到风的作用和水的冲刷，使黄土高原的地貌又有不同于古地貌的地方。

流水的侵蚀作用

存在于陆地上的水有2种形式：①流水，如江河；②相对稳定的湖泊和沼泽地中的水。

海洋、湖泊和江河表面吸收太阳的热能，使水蒸发成为水蒸气上升到空中，遇冷空气凝结成水珠落到河面。除此之外，地下水或冰雪融水也源源不断地补充给江河，使之川流不息。雨季到来，水珠集中落到地面后也可能形成沟谷流水和坡面流水。雨季过后，沟谷和坡面可能断流。不论是江河流水还是沟谷或坡面流水，对地表面都有很强烈的的侵蚀及搬运作用。

植被稀薄地面的流水的侵蚀作用表现为水土流失。不论是年均降雨量不足400毫米的黄土高原的半干旱地区，还是气候湿润的南方，只要地表的植被稀薄或遭破坏，流水的冲刷就会造成严重的水土流失。冲刷下来的物质流入江河，成为江河泥沙的来源。

江河流水对地面的侵蚀有3种方式：①下切侵蚀；②侧向侵蚀；③向源侵蚀。这3种侵蚀都是沙、砾石和滚石在流水中沿河底搬运时产生的磨蚀。而这3种侵蚀对一条河流来说是同时存在的。

尼亚加拉瀑布

下切侵蚀是流动的河水对河床上的黏土、沙和砾石等未固定的松散物质的侵蚀作用，水力能将其冲走，甚至还能切穿基岩。水力作用的结果是陆地上出现许多狭长的大河谷。这种现象在江河的上游表现明显。因为在上游地带，河床的海拔高，河水落差大，因而河水的流速大，水的冲击力也大，河水的下蚀作用明显。例如，长江上游的滇西北一带的河谷，由于河水的下蚀作用，在200万年内已加深了1200米，目前还在继续加深。有瀑布的河流下蚀作用十分严重。瀑布的水从很高的悬崖上飞泻下来，较大的水位差所造成的较大的动能，产生显著的下蚀作用。世界著名的尼亚加拉瀑布位于坚硬的石灰岩与软弱的页岩交界处。瀑布的急流侵蚀瀑布底下面的软岩层，能将基部掏空，而导致岩石崩塌。尼亚加拉瀑布以平均1.3米/年的速度不断向上游退移，形成尼亚加拉峡谷，就是这种下切侵蚀作用的结果。

流水的侧蚀可以使河床变曲，造成河道不稳定。由于河床弯曲，河水在弯曲处受到一个指向河道外侧的离心力的作用，使流水偏转，不断冲刷河道的外侧，造成河道的弯曲度加大。在弯曲处的内侧，由于河水的流速比较小，被河水搬移的物质会堆积起来。河流侧蚀的结果是变曲的河流形成曲流。平原地区土质较为松软，河流侧蚀的结果不仅造成河床不稳定，甚至造成河流改道，在洪水作用下凹岸弯曲处后退现象十分严重。

江河的搬运力

流水对地面物质的搬运作用有2种形式：①化学搬运；②机械搬运。

化学搬运是河水在其流域中溶解岩石化合物，使溶解物，即水中的矿物质，随着河水流动，从上游搬运到下游。能够溶解于水的化合物有碳酸氢钙、碳酸钠、氯化钠、硫酸铁及其他含有镁离子、钾离子的可溶性盐。溶解后的化合物以离子的形式存在于水中。一般情况下，河水溶解的化合物远远达不到饱和状态，因此不论河水的流量和流速有多大，这些矿物质都会随着水流而被搬运。一旦由于水温、水量发生较大的变化，使河水从不饱和溶液变成饱和溶液时，部分矿物质就会沉积在河底。当河水发生化学变化时，在河水中也会沉积一些不溶性的矿物质。虽然化学搬运作用所搬运的矿物质的量很少，但它对水质的影响是不可忽视的。

机械搬运是以河水为动力将河边、河底或水中的松散碎屑物质、沙砾，甚至巨大的砾石冲刷到下游，或长途搬运到海洋、湖泊。

若被搬运的物质是泥沙或者其他的悬浮物，在河水流动过程中，它们悬浮在水面上或水中随同河水一起流动。在一定条件下，河水能搬运的泥沙数量称为挟沙能力。挟沙能力与水的流量和水中的含沙量有关。水的流量增大，挟沙能力也增大；水的含沙量增大，挟沙能力也增大。河水的含沙量增加到一定程度，超出允许的挟沙能力时，部分泥沙会逐渐沉积。

若被搬运的物质是沙砾或砾石，这些砾石处于河底，河水的搬运作用表现为推移。这些沙砾或砾石称为推移质。推移质的体积与重量都与河水的流速有关。

水流开始推动推移质起动的速度称为起动流速，用v0表示。推移质的粒径与v0的平方成正比，推移质的重量则与v0的6次方成正比。当水的流速增加1倍时，可推动的砾石的粒径就增加4倍，能推动砾石的重量就要增加64倍。在一般情况下，平均流速为0.162米／秒时，细沙开始移动；平均流速为0.216米／秒，粗沙开始起动；平均速度为0.312米／秒，细卵石能起动；平均流速为0.975米／秒，中卵石开始起动；平均流速大于1.62米／秒，大卵石能起动。因此，河流上游发生的暴雨急流可以将许多大的或巨大的砾石冲到下游。暴雨停止，这些砾石便停留在那里。一般情况下，河流上游的流速高于下游，因此在河流入海或流入湖泊的这段路程中，推移质的分布规律为：河源头附近有较大的砾石，上游有较小的砾石，中游分布较多的泥沙，下游分布细沙，在入海口或入湖泊口有粉沙或淤泥。

推移质的数量与河水的流量有关。水的流量增加，推移质的数量也增加。当山洪爆发或洪水到来时，河水的流速和水量都猛增，可能导致许多的推移质及泥沙向下游流去。

流水的搬运作用是不可低估的，每年的机械搬运量也是惊人的。据测量，黄河和长江的机械搬运量分别为每年136亿吨和4.905亿吨。黄河最大含沙量为42.29％，黄河支流无定河的最大含沙量达78％，黄河每年搬运到海里的泥沙达12亿立方米。黄河和长江的化学搬运量分别为每年2018万吨和17790万吨。

流入海洋或湖泊的河水，在入海口或入湖口由于地势平缓而流速变小，于是被搬运和冲刷的大量泥沙沉积在那里，形成大面积的冲积平原或三角洲。

假定某一地区的原始地貌是一个简单的平原，这个平原经地壳运动而被抬升，抬升到一定的高度后转变为稳定。在这样的条件下，流水为主的作用将使地貌按如下模式发展。
（1）幼年期阶段
河流循被抬升的原始倾斜地面发育，开始时水文网稀疏，在河谷之间存在着宽广的分水地（图8—19A）。随着河流的下切侵蚀，河流比降开始加大，坡折增多，横剖面呈“V”字形，坡谷坡陡。坡顶与分水地面有一明显的坡折。这时谷坡上的崩塌、坠落和滑坡很活跃。后来，水系逐渐增多，地面分割加剧，河谷加深，较大的河流逐渐趋于均衡状态。此后，谷坡的剥蚀速度相对大于河流下切的速度，河谷不断展宽。整个时期的地势起伏最大，地面最为破碎（图8—19B、C）。
　

　
（2）壮年阶段
谷坡不断后退，使分水岭两侧的谷坡日益接近，终于相交，原来宽平的分水岭最后变成狭窄的岭脊（图8—19D）。但这时的谷坡仍然较陡峭，崩塌、滑坡过程仍然很活跃。随着谷坡侵蚀过程的不断进行，谷坡逐渐减缓，山脊变得浑圆，谷坡上的岩屑很多，谷坡上部的岩屑通过土溜或土壤蠕动向下搬运，下坡的岩屑主要是受流水片状冲刷和谷坡侵蚀，这时在谷坡下半部常形成凹形坡。壮年期阶段的主河一般都已趋于均衡状态。到壮年期最后阶段，较小的支流也渐渐趋于平衡状态，这时的河谷比较开阔，山脊也浑圆低矮（图8—19E）。
（3）老年期阶段
河流停止下切侵蚀，分水岭将渐渐下降，地面成微微起伏的波状地形。河流蜿蜒曲折，河谷展宽，谷坡较稳定。如果有局部坚硬岩石区，因抗侵蚀力强而保留有突出的山丘，孤立在周围平缓起伏的地形之上，称为侵蚀残丘。整个地面称为准平原，它代表河流地貌发育的终极阶段（图8—19F）。例如我国江苏北部的徐州一带，安徽滁县以北张八岭一带都可见到第三纪形成的准平原的残迹。
上述流水地貌的发育过程是一个理想的简化模式。其实流水地貌的发育还受以下因素的影响：a．与地壳上升的同时，河流就开始下切；b．地壳运动的方向和强度是经常变化的；c．河流地貌在长期形成发展过程中的自然地理条件变化；d．河流侵蚀作用和堆积作用是矛盾的对立统一；e．地貌发育的长期趋势和短期发展的变异等。

一、地貌发育阶段的区域对比
总结张家界地区的地貌结构可以发现，其与华北地文期之间具有很好的可对比性。综合各地貌面的特征，笔者认为，湘西期夷平面应与华北太行山地区的太行期夷平面相当，而张家界宽谷面与华北的唐县面(Willis，1907;叶良辅，1920)对应。而索溪峪期切割和澧水期切割可分别与华北的云台期切割(赵逊等，2005)和汾河期切割(Willis，1907)对应。根据以上对应关系，可大致推断上述四个主要地貌演化阶段的时代。其中湘西期夷平面的主要发育阶段应该在是古近纪期间，至古近纪末期成型，形成了发育广泛的准平原状高原面;随后的古近纪末至新近纪早中期，发生了索溪峪期切割，形成了深切达700～800 m的沟谷;在之后的中新世晚期至上新世，区域内在经历了长期的侧蚀夷平后形成高出现今河谷150～250 m不等的张家界期宽谷面;之后，在河流下切再次复活后，在澧水期阶段性切割过程中形成了现今河谷中普遍可见6～8级河流阶地。需要强调的是，上述地貌演化阶段是根据目前有限的调查资料和区域对比资料初步总结的，由于实际年龄资料的缺乏，其中各地貌演化阶段的时代具有较多的推测性，更准确的时代还有待于今后更可靠的资料来补充。
二、砂岩峰林地貌的发育演化史
通过总结该区的岩石地层、地质构造和地貌结构及其特征，并对比中国及邻区的构造地貌演化历史(吴珍汉等，2001)，可将武陵源石英砂岩峰林地貌的发育演化大致归纳为以下6个大的阶段。
1.距今约4.4～2.5亿年间的准地台区滨海沉积过程———沉积盖层发育阶段
在此期间，该区处于相对稳定的地台型滨海地区，沉积了厚层的滨海相砂泥岩、砂岩和灰岩等沉积地层(志留系、泥盆系和二叠系)。其中，在距今约3.6～3.0亿期间，该区可能曾经历过地壳抬升而出露地表，使得泥盆系砂岩遭受长期风化，在顶部形成数十米厚不等的红色铁质砂岩风化壳———俗称铁帽。随后的地壳沉降又形成平行不整合地覆盖在砂岩之上的二叠系中厚层灰岩地层。
2.距今约1.5～1.0亿年间的燕山运动所导致的逆冲褶皱过程—造山隆起阶段
在晚侏罗世—早白垩纪世的燕山运动期间，在北西-南东向的强烈挤压作用下，武陵山地区的沉积地层普遍发生逆冲褶皱变形，尤以褶皱作用最为显著，形成了背斜与向斜相间分布的构造格局。圆穹状的武陵源向斜即形成于此期间。在地层断裂和褶皱变形过程中，在其中的断陷和坳陷区沉积了厚度不等的侏罗系和白垩系地层。同时，整个武陵山地区开始逐渐抬升，脱离了之前的滨海环境而隆起成山。
3.距今约1.0～0.3亿年间(古新世-渐新世)的剥蚀夷平过程———湘西期准平原状高原面形成阶段
在燕山运动逐渐减弱之后，武陵山地区与整个中国东部地区类似，整体隆升成为高原山地，地势起伏远大于现今。而在之后长期的地壳相对稳定过程中，地表经历了长期的剥蚀夷平作用，形成了整体海拔可能在2000 m以上的低缓起伏的准平原状高原地貌。这时的高原面就是所谓的湘西期夷平面。同时，在高原面上的继承性盆地中局部堆积了厚度不等的古近-新近纪陆相碎屑堆积。
4.晚渐新世—中新世期间(约30～8Ma)的夷平面切割解体过程———索溪峪期切割阶段
伴随喜马拉雅运动的逐渐兴起，中国东部地区又进入新一轮的地壳变动中。在晚渐新世—中新世期间，中国东部发生了强烈的地壳差异升降运动，特别是第二大地貌阶梯相对于第三地貌阶梯的强烈抬升过程，最终导致了湘西期夷平面的解体和随后的山地强烈下切，这是中国东部山岳地区普遍存在的、最重要的一期河流切割阶段，其中河流的切割幅度多在600～800 m或以上。在武陵源地区的索溪峪上游流域，此切割阶段表现得尤为显著，形成了深切的嶂谷和峡谷地貌，因此这里称此切割阶段为索溪峪期切割阶段(图4-18)。由于受到下伏地层岩性差异的影响，这一切割过程在武陵源地区可被划分为以下3个次级阶段:
第一个阶段(索溪峪切割阶段Ⅰ)，伴随着武陵山地区相对于洞庭湖盆地的强烈构造抬升运动，区域内各大小河流从夷平面上向下垂直下切了200～300 m(图4-18)。在武陵源地区，当河流下切至二叠系灰岩底部后，由于受到下伏的厚层石英砂岩顶部坚硬的铁帽层的阻挡，迫使下切过程暂时停顿，转而进入以侧蚀拓宽作用为主的阶段。
第二个阶段(武陵源剥蚀期)，在下伏坚硬铁帽层的阻挡下，该区内的河流经历了长时间的侧蚀拓宽过程，经过长期的河流摆动和侧向侵蚀后，在武陵源穹状向斜的腹地中产状平缓的泥盆系“铁帽层”的顶部形成了海拔850～900 m左右地形平坦的剥蚀面———武陵源期剥夷面(图4-18)。由于此剥夷过程主要受下伏坚硬岩层的控制，属于局部性地貌发育阶段，虽然对武陵源砂岩峰林地貌的发育极为关键，但在区域上缺乏代表性。因此，这里称其为武陵源剥蚀期，相对应的剥蚀面命名为武陵源期剥夷面。
第三阶段(索溪峪期切割阶段Ⅱ)，在河流与铁帽层经历了长时间的较量后，河流最终切穿了坚硬的铁质砂岩层，并切入下伏的厚层泥盆纪石英砂岩地层中，最深可达300 m左右(图4-18)。由于石英砂岩地层在燕山运动期间受构造挤压作用而形成了众多不同方向的近直立节理和破裂，其中尤以北北西和北东走向的两组节理最为发育。因而在该阶段，伴随河流的下切和溯源侵蚀过程，地表水流顺先期形成的节理和裂隙对岩层进行切割和分离，加上伴生的岩层崩塌作用，砂岩峰林地貌的雏形开始出现，不过在此切割阶段，峰林地貌可能不是当时的主要地貌形态，最高峰林也不会超过300 m，而台地、方山、嶂谷、隘谷、峰墙、陡壁长崖和高大的河流裂点等地貌景观可能会占据相当重要的地位。
5.晚中新世—上新世期间(约8～2.5Ma)的侵蚀夷平过程———张家界期宽谷面形成阶段
在此阶段，由于地壳相对稳定，气候进一步变冷，再加上局部地区下伏的相对较软、易侵蚀的志留纪中薄层砂、泥岩地层开始出露，有利于区域内河流侧蚀拓宽作用的进行。因此，地貌演化进入了新的阶段———张家界期侵蚀夷平过程。在此河谷拓宽过程中，澧水、溇水和索溪峪等河谷的大部分地段都形成了宽阔的河谷地貌———即现今可观察到的高出河床150～200 m左右的张家界期宽谷面(图4-18)。在索溪峪河上游的武陵源地区，河流在侧蚀拓宽过程中通过掏蚀其中的相对软弱的泥质岩层，造成云台观组厚层砂岩地层的不断崩塌和崖坡后退，从而使得早期的台地、方山、峰墙、嶂谷、隘谷和河流裂点等被进一步分割、解体，砂岩石峰、石柱逐渐增多，砂岩峰林面积逐渐扩大，武陵源砂岩峰林地貌在此阶段基本定型。

图4-18武陵源地区地貌结构剖面及其地貌演化阶段演示

6.第四纪(约2.5Ma以来)河流切割和溯源侵蚀过程———澧水期切割阶段
进入第四纪期间，随着全球气候的进一步变冷，海平面下降，河流再次回春，下切作用复盛，河流切割张家界期宽谷面，受到下伏岩性差异和构造的控制，在区域内形成宽窄不一的最新一期峡谷和宽谷地貌。这一阶段的下切幅度在150～200 m左右(图4-18)，由于下切是阶段性的，在澧水、溇水和索溪峪等流域的河谷中形成了普遍可见的6～7级河流阶地。在索溪峪河上游的武陵源地区，由于河流主要发育在厚层石英砂岩中，河谷较窄，河流阶地不甚发育，河流主要表现为强烈的溯源侵蚀作用。通过强烈的溯源侵蚀作用，河谷及支谷进一步向山脉腹地延伸，厚层的石英砂岩地层被进一步切割、分解，石英砂岩峰林、峰丛发育的面积进一步扩展，而早期的一些峰丛和峰林在此阶段中逐渐发展为残余峰柱或残林景观，现今的砂岩峰林地貌最终形成。
由上所述可以看出，武陵源石英砂岩峰林地貌是在特定的地貌部位———第二与第三大地貌阶梯间的过渡地带，具有1000～1500 m的地形高差;特定的地层岩性与地质构造条件———近乎水平分布的厚层、坚硬的石英砂岩及其中的多组垂直节理;特定的地壳运动与地质发育历史与河流沟谷的流水侵蚀作用———新生代的地壳间隙性隆升与河流的阶段性下切的产物。武陵源石英砂岩峰林地貌的主要形成阶段有两个:一是晚渐新世—中新世期间的索溪峪期切割阶段中的第二个下切过程:主要形成峰林上半部的250～350 m，当时的砂岩地貌景观应以台地、方山、嶂谷、峰丛和少量峰林地貌更为常见;二是第四纪时期的澧水期河流切割和溯源侵蚀阶段，主要形成峰林下半部的100～150 m，在此阶段大面积的峰林出现，并且局部开始向残林景观发展。当然，上述的两三个大的地貌发育阶段主要是指整个砂岩峰林地貌的整体，而不是单指每一个具体的石峰，因为它们形成、演化的历史可能长短不一，有的甚至是短命的，各自有自己的演化历史。

19286606349：影响地形变化的因素有
谈歪答：影响地形变化的因素有地震、火山、风的作用、水的作用等。内力作用和外力作用内力作用主要是地壳运动，以构造运动为主，还会有地震、火山等比较剧烈的运动。会让地形变得高低不平。外力作用主要是太阳、水、风等的风化、侵蚀、搬运、沉积作用，使得地形削高填低趋向平坦。地貌形成的影响因素：1、内力因素 ...

19286606349：是什么引起地貌的变化的?
谈歪答：引起地貌的变化的原因有：内力作用、外力作用.内力主要是由于地球内部的高温高产生的力量叫内力,地球内力推动地壳运动以地震、火山的方式释放.内力作用使地表高低不平.外力主要有风力、水力的搬运作用,叫高处的泥土搬运的低处；外力也还有人类的活动等等.外力使地表趋于平坦.

19286606349：你还能举出哪些影响地表形态的外力 他们各形成了哪些地貌
谈歪答：侵蚀作用 风力侵蚀 风力吹蚀和磨蚀，形成戈壁、风蚀洼地、风蚀柱、风蚀蘑菇、风蚀城堡等 沙漠地区(例：西北地区雅丹地貌)流水侵蚀 侵蚀 使谷底、河床加深加宽，形成V形谷，使坡面破碎，形成沟壑纵横的地表形态。“红色沙漠”、“石漠化” 河流流经的高原地区（例：长江三峡、黄土高原地表...

19286606349：各种地形地貌的成因是什么?
谈歪答：外力地质作用是因地球外部能产生的,它主要发生在地表或地表附近 .外力地质作用几乎都有重力能参与.外力地质作用使地表形态和地壳岩石组成发生变化.可分成河流的地质作用、地下水的地质作用、冰川的地质作用、湖泊和沼泽的地质作用、风的地质作用和海洋的地质作用等.外力地质作用按照其发生的序列还可分成风化...

19286606349：外力作用及形成的地貌
谈歪答：外力作用形成的地貌有 1、流水侵蚀，如黄土高原的千沟万壑和长江三峡，虎跳峡这样的河流峡谷和云贵高原上的喀斯特地貌 2、风力侵蚀，如西北戈壁的风蚀城堡和风蚀蘑菇 3、流水搬运，如黄河中的泥沙 4、风力搬运，如黄土高原和沙漠的形成 5、流水沉积，如华北平原，长江三角洲等河流冲击平原 6、风力堆积，...

19286606349：想一想,是哪些原因引起了地貌的变化(科学)
谈歪答：地貌的变化有两个原因、一是地球内部的力量，另一个是地球外部的力量。内力是指由地球的内能所引起的地壳运动、岩浆活动等作用，外力是指地表受太阳能和重力而产生的各种作用，如风化、流水、冰川、海流、波浪、潮汐以及风力等的侵蚀、搬运和沉积作用等。内力创造了地表形态的基本轮廓，即海陆的分异和大...

19286606349：外力作用形成的地貌有哪些?
谈歪答：1 流水侵蚀，如黄土高原的千沟万壑和长江三峡，虎跳峡这样的河流峡谷和云贵高原上的喀斯特地貌 2 风力侵蚀，如西北戈壁的风蚀城堡和风蚀蘑菇 3 流水搬运，如黄河中的泥沙 4 风力搬运，如黄土高原和沙漠的形成 5 流水沉积，如华北平原，长江三角洲等河流冲击平原 6 风力堆积，如黄土高原和沙漠的形成 7 ...

19286606349：地貌形成与发展的动力有哪三种
谈歪答：地貌形成与发展的动力有内力因素、外力因素和其他因素三种。1、内力因素：来自地球内部、促使地球内部和地壳的物质成分、构造、表面形态发生变化的各种作用，其能量主要包括来自地球自转产生的旋转能和放射性元素蜕变产生的热能，内力作用的表现形式有地壳运动、岩浆活动、变质作用和地震等。2、外力因素：由太阳...

19286606349：丹霞地貌怎么形成的外力作用
谈歪答：1、直接影响丹霞地貌发育的外动力主要有流水、风化和重力等作用，其中流水是塑造地貌的主动力。2、流水作用流水作用在丹霞地貌发育和演化中的主导性表现为流水是下切和侧蚀的主动力; 同时流水又不断地蚀去坡面上的风化物质,使风化得以继续进行;流水的侧蚀往往在坡脚掏出水平洞穴,使 上覆岩块悬空,为重力...

19286606349：地球表面地形的原因有哪些哪些变 化比较剧烈哪些壁画比较缓慢?
谈歪答：地形变化的原因与内力作用和外力作用的共同影响有关系。内力作用主要包括地壳运动、岩浆活动和变质作用。外力作用包括风化、侵蚀、搬运、沉积作用等。地形变化比较剧烈与地震、火山活动、滑坡、泥石流等活动有关系地形变化比较缓慢与地壳运动有关系。