第一章 绪 论
1,地貌学又称地形学。研究地球表面形态形成、演化和分布的科学. 2地貌学的学科分支 构造地貌学；气候地貌学； 3、戴维斯（美国）提出的“解释性的地貌描述法”、“侵蚀轮回”以及“地貌的构造、营力和发育阶段的函数”等理论推动了现代地貌学的发展。戴维斯的侵蚀循环理论和地貌是构造、过程、阶段（时间）的函数的概念。
4、德国地貌学家彭克的《地貌分析》一书就是这个时期的代表作。彭克的山麓梯级说，分析地貌形态与内外力之间的关系
5、地貌研究的一般程序 1）、调查研究－野外调查、观测和收集资料 2）、室内实验和模拟－－1)某些情况下，可直接观察地质地貌事件，更多的情况下，是依据实验室分析判结果论证、判断、综合分析得出结论；2)模拟实验－－物理模拟、数学模拟。 3）、运用历史比较法（现实类比法）进行综合分析
归纳法研究问题，经常使用比较的方法，如对研究对象进行分类；逻辑推理法主要是对比事物的已知规律去推断未知。
（1）“将今论古”－－现实主义的原则 。19世纪著名地质学家莱伊尔指出：“现代是古代的一把钥匙”——即根据现代地质地貌作用得出的规律，恢复和认识古代的地貌事件。 “将今论古”的理论基础是均变说。过去的地质事件可以用今天所观察到的现象和动力来解释，研究“现在”是了解“过去”的关键；
?科学实践与发展已对均变论作出必要的修正 （2）、“灾变论与激变论”－－法国地质学家居维叶认为地质时期发生多次短暂而猛烈的激变事件；著名华裔学者许靖华等 又发现，地球发展过程中曾发生多次灾变事件，如恐龙的灭绝。在运用将今论古的方法的同时，要注意地球发展的阶段性和不可逆性－－这就是地质学的历史的、辩证的、综合的研究方法。 （3）、“将今论古”与“将古论今”的辩证关系－－
将今论古：现在是认识过去钥匙；将古论今：研究过去是了解现在以致未来的钥匙（关键）。在地质地貌学的研究中，必须正确地理解“古”与“今”的关系，才能正确地研究现在、了解过去、预测未来。 第二章 坡地地貌
1、坡地地貌：坡地上的风化岩块或土体在重力和流水作用下发生崩塌、滑动或蠕动形成的地貌。 2、坡地地貌的形成阶段：一是坡地物质风化和岩石破裂并具备大量松散物质；二是坡地上的不稳定块体或风化碎屑在重力和流水作用下，发生迁移而形成各种坡地地貌。
3、风化作用：地表岩石与矿物在太阳辐射、大气、水和生物参与下理化性质发生变化，颗粒细化，矿物成分改变，从而形成新物质的过程。
4、物理风化：又称机械风化或崩解，它是一个岩石由整体破裂为碎屑，裂隙、空隙和比面积增加、物理性质发生显著变化而化学性质不变的过程。
5、化学风化：是指岩石在大气，水与生物作用下发生分解进而形成化学组成与性质不同的新物质的过程（水化作用、水解作用、氧化作用）
6、生物风化：生物在生长过程中，对岩石所起的物理和化学的风化作用。
7、 风化壳：风化产物经风化与剥蚀仍然残留原地覆盖于母岩的疏松表层称为风化壳
8、倒石堆的结构 倒石堆碎屑颗粒大小混杂，没有明显排列层序。从垂直剖面看，一般较大岩块堆积到倒石堆边缘，较小碎屑多堆积在倒石堆顶部，即自下而上，碎屑逐渐变细。
9、滑坡：斜坡上的大块岩（土）体，由于地下水的影响，在重力作用下，沿着滑动面整体向下滑动。
10、滑坡作用的力矩方程：Pa－Qb－FR=0 即主动部分作用力增大，或被动部分作用力减小， 将使滑坡体失去平衡而滑动，反之，滑坡体稳定性增强，不易发生滑坡。 11、 影响滑坡形成的因素 1）、地下水－－使岩土体发生复杂物理化学过程而失稳滑动；2）、地表水－－河岸坡脚掏蚀，降雨融雪渗透土壤而滑动；3）、斜坡岩石结构和岩性（1）滑坡沿断层面、节理面、不整合面或岩层层面滑动；（2）松散沉积层的滑坡，多在在松散沉积与基岩面之间滑动；基岩滑坡多发生在千枚岩、页岩、泥灰岩和片岩斜坡上；4）、地震 地震对滑坡具有触动作用；5）、人为因素 人为因素主要是开挖破坏斜坡稳定而使滑坡滑动。（1）在斜坡下部或古滑坡体下方开挖土体，降低支持上部土体的阻力而引起滑坡； （2）在斜坡上部堆积、建房等加载活动引发滑坡；（3）灌溉、人工爆破等将水排进滑坡裂缝中引发滑坡
12、滑坡的形态特征滑坡体、滑动面和滑动带、滑坡壁、滑坡台阶、滑坡洼地与滑坡湖；滑坡鼓丘； 滑坡裂缝（环状拉张裂隙；平行剪切裂隙；鼓丘的张裂隙与挤压裂隙；放射状裂隙） 13、滑坡的发展阶段 （1）蠕动变形阶段（2）滑动阶段（3）停息阶段
14、山麓面定义：是干旱半干旱气候条件下坡面洪流不断搬运风化碎屑而致山坡大体保持原有坡度平行后退，山体逐渐缩小时在山麓形成的大片基岩夷平地面。
15、山麓剥蚀面：在干旱区，由于山坡的不断后退，停积在坡麓的风化碎屑被洪流冲走，使山麓基岩裸露，形成平缓的基岩坡面。
16、准平原定义：是湿润气候条件下，地表经长期风化和流水作用形成的接近平原的地貌形态。 作为一种大规模夷平面，也可因构造上升而成为高原面或发生变形，或被切割后仅保存于山岭顶部成为 峰顶面。 17、夷平面： 崎岖的山丘地面，在地壳长期稳定的状态下，侵蚀－剥蚀作用把山地夷平为起伏不大的地面，称夷平面。 第三章 河流地貌
1、流水的能量 流水由高处向低处流，在流动过程中，势能不断转变成为动能，其对地表产生的作用力的大小取决于流水动力P的大小
P＝1/2MV2 （ M为水量，V为流速）
流水动能的大小和流量的一次方、和流速的二次方成正比 （1）当P＞L时，动力有余力，流水作用表现为侵蚀； （2）当P＝L时，流水作用表现为搬运 ；
（3）当P＜L时，流水动力受阻，流水作用表现为沉积 。 2.流水的流态―――层流和紊流
（1）层流是水的质点彼此相互平行流动，互不干扰和混掺，成为有规则的分层流动；
（2）紊流是水质点的不规则运动，当水流流速或水深增加时，层流就失去稳定性而产生漩涡运动； 3.流水侵蚀作用的形式 （1）坡面侵蚀（片蚀）（2）线状侵蚀① 垂直侵蚀（下切、下蚀）② 溯源侵蚀（向源侵蚀） ③ 侧向侵蚀 4.流水的搬运作用：推移、跃移、悬移、溶解质搬运
5、流水的堆积作用： 流水挟带的泥沙在条件改变时，如坡度减少、流速减缓、水量减少和含沙量增多等等情况下，都会引起搬运能力减弱，导致泥沙的沉降堆积，称为流水的堆积作用。
堆积次序：流水搬运能力减弱是逐渐进行的，所以泥沙堆积也是有次序的： 粗重颗粒→中等颗粒→细小颗粒 顺序堆积。 6、沟谷：是沟谷流水侵蚀形成的槽形洼地。 7集水盆：是沟谷源头扩大后的小盆地 8扇形地（洪积扇）：沟谷出口的扇型堆积体 9扇形地岩相带（由扇顶至边缘）：
①扇顶相：位于洪积扇顶部。堆积物为巨大砾石，其间填充砂及粘土，砾石磨圆度差。
②扇形相：位于洪积扇中部。以亚砂土和亚粘土为主，夹砾石和砂的透镜体，磨圆度较扇顶相好。
③扇缘相：位于洪积扇边缘部分。堆积物最细，以亚砂土、亚粘土及粘土为主，偶而夹有砂及细砾透镜体，具有水平和波状层理。
10、横向环流：在弯曲河道中，从凸岸由水面流向凹岸的水流（表流）和从凹岸由河底向凸岸的水流（底流）构成一个连续的螺旋形向前移动的水流，称横向环流。
11河谷由谷坡和谷底两大部分组成 （ 谷坡：常有阶地发育 谷底：内有河床和河漫滩两种地貌） 12、河谷的发育大致经历3个阶段，并相应形成3种谷形：
（1）峡谷---又称为V形谷 （2）河漫滩河谷 （3）成形河谷
13、河床纵剖面是指由河源至河口的河床底部最深点的连线，从宏观上看，纵剖面上是一条下凹形的曲线，上游坡度大而下游坡度小；从微观上看，由于受各种因素影响，曲线的每一段都并非平整，而是呈阶梯状高低起伏的。
14、河床平衡剖面：在河流长期作用下，河床纵剖面发展到一定阶段时，就趋于平衡，这时的纵剖面称为平衡剖面。所谓平衡，主要指动力平衡 15、河床平面形态
（1） 山地河床地貌 以河床浅滩地形发育为主：石质浅滩、砂卵石浅滩、多为顺直河道
（2）平原河床地貌顺直河道，① 顺直河道弯曲率为1.0～1.2② 弯曲河道：弯曲率大于1.2（ 弯道河流：当水流经过弯道时，水质点作曲线运动并产生离心力。 a 在离心力影响下，表层水流趋向凹岸，使凹岸水位提高，产生作用
方向指向凸岸的横向力； b 离心力与横向力相叠加，其结果是水流上层（表层）合力指向凹岸，水质点向凹岸运动；水流下层（底层）合力指向凸岸。 c 弯道河流与纵向水流运动结合起来，便构成螺旋状河流。） ③ 分汊河道 ④ 游荡河床（网道河床）
16、 河漫滩是在河流洪水期被淹没的河床以外的谷底平坦部分。被普通洪水淹没的部分称为低河漫滩，特大洪水泛滥淹没的部分，称为高河漫滩
17、 河漫滩的生成（1）原始河漫滩；（2）侧向侵蚀作用继续；（3）谷底进一步扩宽，滩面角度淤高、大量悬移质沉积，构成由粉砂及粘土组成的沉积层，河漫滩形成；（4）侧向侵蚀进一步发育，河床截弯取直，形成干轭湖和顺直河道。
18 河漫滩二元结构 定义：河流冲积物在垂直剖面上的结构，河流沉积分为河床相和河漫滩相两大相，前者由河床水流形成，因水流动力较强，其沉积颗粒一般较粗，从主流带向两侧，颗粒由粗变细。河床不断摆动，形成在洪水期才被淹没的河漫滩，因滩面上水深很小，流速降低，河流携带的粗颗粒物质（细砂、粉砂、粘土等细粒物）沉积下来，形成河漫滩相沉积，覆盖在粗颗粒河床沉积之上的河漫滩相沉积与河床相沉积在垂直剖面上形成了下粗上细的特殊结构，即二元结构。
19、泥石流：是山地沟谷中含大量松散固体碎屑的洪流，他常常在暴雨或融雪时期突然爆发，运动速度很快（每秒数米），历时短暂（数小时），在它的源头常有滑坡或崩塌，在下游出山口堆积成泥石流堆积物。 20、泥石流形成的条件 （1）、大量松散岩土物质（固体碎屑） （2）、充足的水分（3）、有集水盆地和急陡的沟谷地形 21、泥石流的类型
（1）根据泥石流固体物质质地和含量可分为三种:泥流、泥石流和水石流；
（2）根据泥石流形成的诱发因素可分为四种: 降雨型泥石流、融雪型泥石流、溃决型泥石流、地震型泥石流 （3）根据泥石流流体性质可分为三种：黏性泥石流、稀性泥石流 、过渡性泥石流 22、泥石流的地貌作用
泥石流沟流域上游以侵蚀为主，中游以搬运为主、下游以堆积为主，因此形成不同的地貌形态。
23、阶地 河流下切侵蚀，原先的河谷底部（河漫滩或河床）超过最大洪水位以上，形成分布于谷坡上的阶梯状地貌， 因它高出河漫滩，并以最大洪水也不能淹到而与后者区别开来。阶地由阶地面、阶地坡组成。 24、阶地的成因
阶地原是河漫滩，后由于地壳上升或海平面下降或气候变化等原因，导致河流重新下切，使河漫滩脱离了河流作用范围，成为谷坡的一部分。（1）构造上升运动；（2）气候干湿变化；（3）侵蚀基准面下降。25、阶地类型 （1）侵蚀阶地：由基岩组成，阶面上少有零散冲积物；（2）基座阶地：上层为河流冲积物，下层为基岩或其它沉积物；（3）堆积阶地：堆积阶地由冲积物组成，河流下游多见；（4）埋藏阶地：一是早期地壳上升，形成多级阶地后地壳下降，发生堆积，形成埋藏阶地；二是地壳长期下降，不同时期的冲积物叠加之上形成一种假埋藏阶地。 26、流水地貌的发育 （1）、地理（侵蚀）循环论－戴维斯
①构造、时间、和营力三者的函数关系；
②地理循环分为“风蚀循环”、“冰蚀循环”、“水（河流）蚀循环”及“海蚀循环”等。
③每种循环中，分为若干相对意义的发育阶段：幼年期、壮年期和老年期。老年期地面被夷平，称之为“准平原”。 （2）、山坡发育理论－彭克－－对戴维斯理论提出挑战 地貌是内外力同时相互作用的产物；
分析具体方法是分析斜坡形态。斜坡形态有三种：凸形坡、凹形坡和直线形坡。 每种形态包含内外力关系：（1）凸形表示地壳上升大于剥蚀作用；（2）凹形坡表示剥蚀作用强于地壳上升；（3）直线形坡则表示两者均等；·如果地壳上升时快时慢，斜坡剖面形态变得复杂。
27、洪（冲）积扇：山麓带常处于构造下沉阶段，地形坡度急剧变缓，河流水流分散，流速减慢，一部分水流渗漏地下，因而山地河流带来的大量砾石和泥沙在山麓带发生堆积，形成一个半锥形的堆积体，平面呈扇形，称洪（冲）积扇。
28、河口区可划分为近河口段、河口段和前河口段（口外海滨段）。
29、水系的形式：树枝状水系、格状水系、平行状水系、放射状水系、环状水系、向心状水系、网状水系、倒钩状水系
30、河流地貌的发育：初始阶段（幼年阶段）、均衡阶段（壮年阶段）、终极阶段（老年阶段） 第四章 岩溶地貌
1、岩溶作用：地表水和地下水的化学作用过程（分解和化合）和物理作用过程（流水的侵蚀和沉积、重力崩塌和堆积），对可溶性岩石的破坏和改造作用，叫岩溶作用。
2、岩溶作用的化学过程 CO2+H2O+CaCO3 ＝Ca2++2(HCO3) - 3、影响岩溶作用的因素
（1）气候① 降水量 ② 气温 ③ 气压（2）生物因素
（3）岩石与构造因素 ① 岩石的可溶性② 岩石的构造: 影响岩石的透水性 4、岩溶水：把贮存并运移于岩溶化岩体中的地下水总称为岩溶水。 5、岩溶水的分带
（1 ）垂直循环带（包气带）：水流作垂直运动，以垂直性喀斯特作用为主； （2 ）过渡循环带（季节变动带）：丰水期水流作水平运动；枯水期水流作垂直运动。喀斯特作用有时水平有时垂直； （3 ）水平循环带（饱水带）：上部饱水带：水流方向近水平，造成水平溶洞、地下河；下部饱水带：水流方向近水平，但水流缓慢，形成小型孔洞； （4）深部循环带（滞留带）：地下水的运动不受当地河流侵蚀基准面的影响，而受地质条件控制，流向更远更低的区域侵蚀基准面。地下水有承压性，流速极缓。
6、石芽：从山坡上部到下部，由全裸露石芽过度为半裸露石芽至埋藏石芽。
7、岩溶地貌发育的阶段性 幼年期阶段、青年期阶段、壮年期阶段、老年期阶段 第五章 冰川地貌
1、雪线：大气固态降水的年收入等于支出的界线，称为雪线。它是一个高度带。
雪线的高度是寒冷气候地貌的一条重要界线，冰川形成在雪线以上。决定雪线高度的主要因素有温度、降水和地形。 2、成冰作用定义：雪线以上的常年积雪，新雪晶粒增大、圆化，晶体变圆为粒雪化；粒雪的自重作用下，压实、再结晶，密度不断增大成冰川冰，即从新雪→粒雪化→冰川冰的变化过程。 3、冰川类型 （1）、按冰川的气候条件和温度状况分类（海洋性冰川 —暖冰川 大陆性冰川—冷冰川） （2）、按冰川的形态、规模和所处条件分类（大陆冰川 山岳冰川 ）
4、冰川的运动：当冰川冰积累到一定厚度，只要地表或冰面具有适当的坡度，冰体就能向雪线以下缓慢流动，伸出冰舌，便形成运动的冰川。（冰川运动分为冰川内部运动和冰川底部滑动。冰川运动的力源－－重力和压力） 5、冰川地貌 （冰蚀地貌—冰斗、刃脊和角峰；冰川谷（u形谷和槽谷）；峡湾；羊背石、鲸背石和冰川磨光面、冰川擦痕。羊背石是冰床上由冰蚀作用形成的石质小丘，常成群群分布。）
6、鼓丘：是由基岩核心和冰砾泥组成的小丘，平面呈椭圆，长轴与冰流方向一致。迎冰面陡是基岩，背冰面缓是冰碛物。
7、冰川地貌组合 （1）、山岳冰川地貌组合－－具有明显的垂直分带规律（雪线以上为冰蚀地貌带：发育角峰、刃脊和冰斗；雪线以下指导终碛堤为冰蚀―冰碛地貌带：发育槽谷、侧碛堤和冰蚀丘陵；冰川末端为冰碛地貌带：以终碛堤为代表；终碛堤外缘为冰水堆积地貌带：发育冰水扇和外冲平原。）（2）大陆冰川地貌组合－－具有水平分带规律（冰蚀地貌带：冰盖中心形成许多湖泊、鼓丘；冰碛地貌带：散乱的冰碛丘陵、冰砾阜和蛇形丘；冰水堆积地貌带：发育外冲平原、冰水三角洲、冰水湖和锅穴）
第六章 冻土地貌
1、冻土的分布 具有明显的纬度和垂直地带性分布规律
（1）自高纬度向中纬度，多年冻土埋深逐渐增加，厚度不断减少，并由连续多年冻土带过渡为不连续多年冻土带，季节冻土带，南北极地区冻土出露地表。在我国东北和青藏高原，纬度相距1°，冻土厚度相差10～20m，地温差0.5°～1.5℃。
（2） 高山地区冻土分布，主要取决于海拔高度变化，海拔愈高，冻土埋深愈浅，厚度愈大，地温愈低。
2、影响冻土分布和冻土成土的因素（气候的影响---纬度的影响和海拔高度的影响；岩性的影响；坡向和坡度的影响；植被和雪盖的影响。） 3、冻土的结构
多年冻土分为上下两层，上层是夏融冬冻昼融夜冻的活动层（交替层），下层是多年冻结不融的永冻层。
活动层随纬度和高度的增大而减小，其冻融深度与每年冬夏季节的温度有关，即活动层冬季时与下部永冻层连接起来。如冬季较暖，在活动层和永冻层之间可出现一层未冻结的融区，如果来年夏天较凉，便在活动层下部留下隔年层。隔年层较薄，仅10cm厚，可保留一～数年，在较暖的夏季活动层融化较深，隔年层即消失，因此，冻土层中常出
现隔年冻结层和融区的多层结构特征。
多年冻土层中常出现隔年冻结层和融区的多层的结构特征。
当活动层向下冻结时，底部的永冻层起阻挡作用，结果使未冻结的的融区受到挤压，发生塑形变形，形成冻融扰动－－冰卷泥。
4、冻融作用随着冻土区温度同期性地发生正负变化，冻土层中水分相应地出现相变与迁移，导致岩石的破坏，沉积物受到分选与干扰，冻土层发生变形，产生冻胀、融陷和流变等一系列复杂过程，称为冻融作用，它包括融冻风化，融冻扰动和融冻泥流作用。
5、石环：是由较细粒土和碎石为中心，周围由较大砾石为圆边的一种环状地貌。
（石环是冻土中颗粒大小混杂的松散砂砾层，由于饱含水分，经频繁的冻融交替，产生物质分异形成的。活动层中的大小混杂的砂砾，冬季地面冻结时，砂砾层空隙中的水冻结膨胀，地面和砂砾层中的砾石一起被抬高，砾石的下部出现空隙，砂土填入或水渗入而形成冰透镜体；夏季，活动层的上部解冻，由于砾石和砂土的导热率不同，砂土中的冰先融化，地面逐渐回降到原来位置，但砾石下部仍为冻结状态，这时一些大颗粒碎石或砾石却比周围含水砂土位置相对升高。等砾石下部冰开始融化时，砾石周围的砂土向砾石下部移动，填垫在砾石下部，当活动层全部融化时，砾石却相对抬升了一段距离。在这种冻融过程反复作用下，大的石块或砾石就逐渐地被顶托到地面。）
6、冻土地貌组合：在基岩裸露的山顶、山坡以冻裂作用为主，常形成石海和石冰川；在松散碎屑覆盖的斜坡上可形成土溜阶坎；在地势平坦、松散沉积较厚的谷地、盆地和湖岸，则往往形成许多冰楔、石环和多边形构造土 第七章 荒漠地貌
1、荒漠区的自然特征受行星风系、海陆分布、寒流和巨大地形的影响，地球上有两大荒漠区：干旱区荒漠和极地荒漠。1副热带荒漠是由于气流下沉，使空气增温，相对湿度减少而非常干燥形成的。世界上著名的大荒漠都分布在副热带○
高压带；○2温带、暖温带干旱荒漠区是由于深居大陆内部，远离海洋，地形闭塞，海洋气流不能伸入而终年及其干旱而形成的。 ○3寒带沙漠受极地东风带作用，在极地冰川前缘形成沙漠。 在大陆西岸，由于受到自高纬度流向低纬度的寒流影响，在沿海地区形成多雾而又十分干燥的“西岸沙漠”。 2、荒漠类型:岩漠、砾漠、沙漠、泥漠
3、风沙作用：风和风沙流对地表物质所发生的侵蚀、搬运和堆积作用，总称为风沙作用。
4、磨蚀和吹蚀统称为风蚀作用。影响土壤风蚀的因子：风速、净风和挟沙风 、土壤类型 、土壤含水量、地表植被 5、风沙流：地表风蚀的沙粒在风力作用下被搬运、前移，沙粒的群体运动就是风沙流，即含沙的气流称为风沙流。 风沙流中沙粒的运动，依风力、颗粒大小和质量不同，有3种形式: （1）悬移最小，小于0.05mm的粉砂和粘土；（2）跃移为主，0.05～0.5mm；（3）蠕移为次，粒径大于0.5mm的粗沙。 6、雅丹（风蚀垄槽）：雅丹地貌是在干涸的河湖湘泥质岩层区，常因干缩裂开，定向风沿着裂隙不断吹蚀，使原来的地表形成许多不规则的风蚀垄岗和沟槽，这种地貌称为雅丹地貌。
7、新月形沙丘 ：沙丘平面形如新月，迎风坡微凸而平缓，背风坡坡形下凹，坡度较陡（28°～33 °），两坡不对称； 第八章 黄土地貌
1、黄土的分布：黄土在世界上分布广泛，主要分布在中纬度干旱、半干旱气候区，即温带森林草原、草原及荒漠草原地区。在欧亚大陆，几乎从大西洋东岸到太平洋西岸，从太平洋西岸到大西洋西岸成断续带状分布。 内陆干旱荒漠区、半荒漠区的强大反气旋把大量的粉沙和粉尘吹送到草原地区堆积下来，形成暖黄土－－荒漠黄土； 中欧北美的黄土是在冰期时大陆冰川区干冷反气旋，将冰碛和冰水堆积物的细物质吹到冰川外缘沉积下来，形成冷黄土－－冰缘黄土。
2、黄土的性质：（1）黄土的成分： ①黄土是灰黄色的或棕黄色的土状堆积物，质地均一、以粉砂（0.05～0.005mm）为主，占总量的60%以上②矿物成分包括：石英、长石和云母等碎屑矿物（占80％），伊利石、高岭土、蒙脱石等黏土矿物（小于20％），以及辉石、角闪石等矿物；③化学成分SiO2占优势，其次是CaO 、AI2O3 等； （2）黄土的物理性质 结构松散，孔隙度高达40～50％，无沉积层理，透水性很强， 垂直节理发育，直立性很强；（3）黄土的厚度：黄土最厚达180～300m。山西黄土高原厚度达100m，陕北黄土高原达100～200m，陇西黄土高原达200～300m 。
3、黄土“风成学说”（1）中欧北美黄土是冰期时代大陆冰川区干冷的反气旋风把大量的黄土物质吹送到生长草本灌木的草原带，逐渐堆积形成；（2）中国黄土分布区北面是沙漠戈壁，自北而南戈壁、沙漠、黄土三者逐渐过渡，成带状排列。这是内陆区强大反气旋把荒漠区的沙尘吹送到草原区逐渐堆积形成的。－－三者具有孪生关系；（3）黄土披盖在多种成因的、形态起伏显著的各种古地貌上，并保持相似的厚度。
地貌学复习要点
