第一章绪论 第一节 什么是自然地理学 自然地理学是研究地球表层自然 ...

第一章绪论 第一节 什么是自然地理学 自然地理学是研究地球表层自然 ... 第一章 绪论 第一节 什么是自然地理学 自然地理学是研究地球表层自然地理环境的组成、结构、运行机制、空间分异规律以及人类活动与自然环境相互关系的学科，是地理学的一个重要分支学科。 自然地理学的研究对象是自然地理环境区域特征与空间分布变化规律。 ——受到人类间接或轻微影响，但原有自然面貌未发生明显变化的天然环境 ——长期受到人类直接影响而使原有自然面貌发生重大变化的人为环境。 1.3 自然地理学与地球系统的关系 自然地理环境是指地球表面具有一定厚度的圈层，即岩石圈、水圈、大气圈、生物圈等相互作用、相互渗透的区间内的一个特殊圈层。 只有在地球的这一部分才具有生物产生和繁衍的条件，并成为生物圈进一步发展的强大因素。人类出现后，又成为人类生活和生产活动的环境。 1.4 自然地理学是交叉的学科 不同的圈层 – 大气圈-气象气候学 – 水圈-水文学 – 生物圈-生物学 – 岩石圈-地质学 第二节 自然地理学简史 19世纪中期以前 – 初始时期(地理学以地理知识的描述性记载为主， 15,17世纪地理大发现时期 19世纪初期德国洪堡德和李特尔创建近代地理学(自然地理学开始成为一门独立的分支学科。) 上世纪60年代开始建立了地理系统学说 第三节 地球表层系统 指与人类有直接关系的部分地球环境。最早仅仅是指岩石圈，后来进行了扩充。 生物圈:地球有生命活动的部分。生物圈的范围与地球表层系统相近，是地球表层系统中的一个部分。与大气圈、水圈和岩石圈相互交错和渗透。 3.1 地球表层系统的开放性 系统的开放程度分为三类: – 孤立系统:与外界没有物质和能量交换，系统状态随着熵的增加达到不可逆转的稳定态。 – 封闭系统:与温度恒定的外界交换能量但不交换物质，系统温度保持恒定，如外界问题 足够低，可以形成低熵的平衡结构。 – 开放系统:与外界有物质和能量交换，熵流发生不断地变化。 诺贝尔奖获奖人普利高津曾提出―地球近似是一个封闭系统‖，表现在从天体演化尺度看，地 球表层具有稳定性: – 太阳辐射能量稳定、地球运行轨道稳定、地球各圈层相对稳定 钱学森(1989)指出，地球表层是一个非常复杂的开放系统，与外部环境有物质和能量交换: – 地球表层依赖太阳能的不断供应，太阳辐射常数还不断变化。 – 地球表层还受到太阳粒子流的影响 – 地球表层还接收来自地球深部的能量 – 长期天气过程、气候变化、地壳运动、大地变形等一般也都远离平衡态 – 外部条件的变化，都可以使地球表层的气候和地理环境发生巨变。 3.2 地外系统对地球表层的影响 能量的来源:太阳的辐射。 引力的影响 陨石撞击的环境效应 其他宇宙因素的影响 3.3 地内系统对地球表层的影响 能量的来源:地球内能 物质的交换 地内活动的其他环境效应 3.4 人与地表系统 人是生物圈的一部分，又与一般的生物有着本质的区别。人类与四大圈层之间的关系以及人类在地球表层系统中的位置可以用下图来表示: 第二章 地球和地球系统 【本章要点】 1 宇宙、地球与生命都在不断变化发展中, 2 地球上适合生命存在和发展的环境是生命活动的结果～环境演变与生命进化互为因果。 尊重环境就是尊重生命。 第一节 动感宇宙 1.1 宇宙诞生“大爆炸”学说 1.2 从宇宙到地球 太阳系对地球的影响 ?能量:可见，太阳是地球主要的能源 ?引力:主要来自太阳和月球，固体潮、潮汐、气体潮 ?物质:陨石 ?其他粒子:荷电粒子、粒子流、射线 第二节 动感地球 2.2 地球的地理特征 1. 几何参数(形状和大小) 旋转的椭球体 平均半径6371 km 2. 运动:自转和公转 公转的地理意义: 地球的公转导致季节的变化; 地球的公转导致昼夜长短的变化; 地球运动对地表温度调节、生命孕育的重要意义。 自转的地理意义 ,产生昼夜更替 ,不同经线上具有不同的时间,昼半球、夜半球、晨昏圈、时区 ,产生科氏力:地转偏向力的存在，对许多自然地理现象产生深远的影响，如河流的流向等。长江口向东南偏移就与科氏力有关 2.3 地球结构的基本特征 分圈性(分层性):分成物理、化学性质各不相同的一系列圈层，称为地圈 地圈从外向内: ,超外圈——地球外部磁场。作用:防护地球免受太阳风(电离辐射)的影响 ,外圈——即大气圈，作用:地球的保护伞 ,地球表层，又称地理圈或地理壳，包括大气圈下层、水圈、生物圈、岩石圈和人类圈 ,内圈在地球表层以下，包括地壳、地幔和地核 第三节 动感生命 3.3 生命的进化 3.3.1 元古代 —30亿年前，南非岩石中的原始细菌化石。据此推断生命起源于40亿年前; 3.3.2古生代 3.3.3 中生代 3.3.4 新生代 3.3.5 人类进化 ,第四纪，地球史最近的200万年(300万)年，以人类出现为特征。 ,人类的特征不在于使用工具和制作工具，而在于制作定型的工具。 盖娅假说包括几个层次。第一，认为生命对行星地球有着巨大影响。对此，学者间并无多大争论。第二，断言生命对环境影响朝着对生命有利的方向进行。有证据表明，正是由于生命的作用，使地球的气温既不太热也不太冷。第三，认为生命有意识地控制着地球环境。对此，多数学者不接受这种观点，相反，多数人认为在海洋和大气圈起作用的正、负反馈系统足以解释生命对环境影响的种种机制。 第三章 大气与气候 【本章要点】 1 大气圈的结构 2 地球各热量带的特点 3 大气运动的主要形式 4 降水的类型与地理分布 5 主要气候类型与小气候类型 大气:包围地球的气态物质，由气体和悬浮物组成。 大气圈:指大气所形成的连续圈层，是地球最外层的流体体系，因地球的引力作用而存在，是地球系统的一个子系统，人类生存环境的重要组成部分。 大气圈重要性:免受星际物质的轰击;免受有害辐射;满足生命的需要(阳光、温度和水)。 下垫面:大气圈下面的地球表面，包括陆地、植被、冰雪的表面、水面和人类构筑物。下垫面不断吸收太阳辐射，和周围空间进行辐射交换，有温度变化。 大气过程:指大气圈中存在的各种物理过程，如辐射过程、增温冷却过程、蒸发凝结过程等。 气象(天气现象):指由大气过程所形成的风、云、雨、雪、雾、露、霜、冰等千变万化的物理现象。 天气:某地区短时间内大气过程和现象的综合。即短时间内风、云、降水、温度和气压等气象要素连续变化的综合现象。其特点是多变。 气候:指某地区多年间常见的和特有的大气过程和现象的综合。 第一节 大气组成与大气圈结构 1.1 大气组成 均匀层与非均匀层:按大气组分混合的程度分，,100km为界。 均匀层大气的三组分: 1. 干洁大气: – 主要成分:N2、O2、Ar， N2、O2、 CO2比例和臭氧层O3 (20,30km)的生态学意义 – O2支持光和作用、动植物呼吸、一切有机物的燃烧、腐败和分解，是―生命气体‖ – N2 冲淡氧化作用，可以被豆科植物根瘤作用改造为可吸收的化合物，是植物体内的必须养料。 – CO2对太阳短波辐射很少吸收却能吸收大气与地面的长波辐射，对大气和地表有增温效应。 – O3 能够大量吸收太阳紫外线保护生物，透过的少量紫外线对生物非常重要，增高臭氧层温度，直接影响大气垂直分层。 2. 水汽:来自下垫面的蒸发和蒸腾作用。 3. 气溶胶粒子:指大气中悬浮着的各种固体杂质和液体微粒(如小水滴、小冰晶)。 – 意义:作为凝结核 – 过多,阳伞效应 – 过少,难成降水。 *4 大气污染 指由于人类活动的影响，使局部乃至全球范围的大气成分发生了对生物体有害的变化。进入大气中的有害气体和烟尘，称为大气污染物 1.2 大气的结构 垂直方向的不均匀性: 垂直分层:按成分混和情况,均匀层和非均匀层;按电离状况,电离层和非电离层;按光化学反应,臭氧层;按温度特征,对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。 1、对流层:大气的最低层，自地面到 8—18km，平均11km。 特点:剧烈的垂直对流运动，主要的天气现象均出现在这一层。气温随高度的升高而降低， 对人类和地球生物影响最大。 2、平流层:从对流层顶到 55km 高度为平流层。 特点:气流以水平运动为主，气温随高度的升高不变或微升，大气透明度良好。 3、中间层:从平流层顶到 85km 高度为中间层。 特点:温度随高度升高迅速降低(因为没有臭氧吸收太阳紫外辐射，而氮、氧能吸收的太阳短波辐射又大部分被上层的大气吸收了) 4、暖层:从中间层顶到 800km 高空为暖层。 特点:空气稀薄;温度因大气强烈吸收太阳紫外辐射而随高度上升迅速升高;高度电离;常常出现极光。 5、散逸层(外层):800 — 约3000km 的大气层。 特点:空气极其稀薄;气温很高，而且随高度升高;地球引力小，高速运动的分子可逃逸至宇宙空间。 水平分异,气团和锋 气团:对流层空气受下垫面影响，和下垫面进行热量水分交换，使不同下垫面上的空气温湿状况各异。水平方向上物理性质(温度、湿度、稳定度等)比较均匀的巨大空气块称为气团。 锋:不同温度或密度气团间的过渡区域称为锋，其中气象要素值急剧变化。锋区厚度小，可视作一个面,锋面。锋区与地面的交界线称为锋线， 第二节 大气热力状况 2.1 太阳辐射、大气辐射和地面辐射 2.1.1 太阳辐射 天文辐射:到达大气圈上界的太阳辐射，取决于地球的天文位置。 天文气候:由天文辐射决定的气候。反映了全球气候空间分布和时间变化的基本轮廓。 天文辐射能量大小取决于日地距离、太阳高度角和昼长。 太阳常数(S0):在日地平均距离上，大气顶界垂直于太阳光线的单位面积上每分钟接受的太阳辐射，称为太阳常数，即 1367W,m2?min 或8.16 J/cm2?min 天文辐射的时空变化:?夏大冬小，夏高温、冬低温;?赤道最多、极地最少。导致纬度气温差异，形成不同气候带。 大气对天文辐射的削弱作用:吸收、散射和反射。 太阳总辐射:经大气削弱后到达地面的直接辐射(S)和散射辐射(D)之和。 2.1.2 大气辐射和地面辐射 地面和大气吸热升温后向外辐射能量，波长3,120 ? ，属长波范围。 地面辐射:地面以电磁波的方式向上发射指向大气的辐射，称为地面辐射。其波长为3— 80? 。地面辐射的大部分(75,95,)被40-50m高的大气层吸收; 大气按其自身温度，以电磁波的方式向四面八方发射 长波辐射，称为大气辐射。它的波长为 7 — 120 ? 。其大小取决于大气温度、湿度和云天状况。 大气辐射向下指向地面的部分，方向与地面辐射相反， 称为大气逆辐射。大气逆辐射几乎全部为地面所吸收， 这对地面因辐射而损耗的能量得到一定的补偿，所以 大气对地面有保温作用。这种作用称为大气保温效应 或温室效应。 2.1.3 辐射差额(辐射平衡或净辐射) 2.2 空气温度 2.2.1 基本概念 气温的技术性定义:地面1.5m高度百叶箱内的温度。 C=5/9(F-32)，F=5C/9+32 在理论研究方面，多数采用绝对温度(或称开氏温度)，K,C，273.16 观测时间:世界统一。中国:北京时02、08、14、20时。 日平均气温:4次观测值的平均值。 月平均气温:各月日平均气温的平均值。 年平均气温:一年内日平均气温的平均值。 2.2.2 日变化和年变化 气温的日变化:指一天内气温的高低变化。 – 气温最高:每日14,15时;大陆每年7月，海洋每年8月为最热月。 – 气温最低:每日日出前;大陆每年1月，海洋每年2月为最冷月。 – 日最高气温与最低气温之差，称为气温的日较差或称日振幅。 气温的年变化:指一年内气温的高低变化。气温的年变化反映了气候上的冷暖，是划分气候季节的重要指标。 – 年最高气温出现在夏至后的7月或8月，年最低气温出现在冬至后的1月或2月。海洋 比陆地滞后一个月，8月最高，2月最低。 – 一年中最热月的平均气温与最冷月的平均气温之差，称为气温的年较差。 气温的非周期性变化是由于大规模的气流交替而引起的。 2.2.3 气温地理分布 大气温度在水平方向上和垂直方向上的分布都是不均匀的。 1、气温的水平分布:主要受纬度、海陆分布、地形起伏、大气环流、洋流等因素影响。 ?气温随纬度增高而递减，北半球南北温差冬大夏小，南半球则季节相反; ?冬季北半球等温线在大陆凸向赤道，在海洋凸向极地，反映同一纬度上陆地冷于海洋，夏季时则相反;南半球洋多陆少，等温线较平直; ?高温带(冬、夏月平均温均,24?)不是出现在赤道，冬季在 5 ? —10 ? N，夏季在 20 ?N左右，该带称为热赤道。 ?洋流的影响大，中纬度西岸气温比同纬度的东岸高。 ?南半球冬夏最低气温都出现在南极，北半球则夏季在极地、冬季在高纬大陆东部、西伯利亚和格陵兰。最高气温北半球夏季出现在低纬大陆内部热带沙漠地区。 在我国，最低气温为 ,53?，出现在黑龙江的漠河;最高气温48.9?，出现在新疆的吐鲁番。 实际温度分布图:按各地实测温度编绘而成的等温线分布图。 海平面气温分布图:按垂直温度梯度(0.65?/100m)订正到海平面温度编绘。 2.2.4 垂直差异与大气稳定性 每上升单位距离气温的降低值，称为气温直减率，以 r 表示，单位为?,100m。 对流层大气平均 r , 0.65 ?,100m。 气温直减率一般夏季和白天大，冬季和夜晚小。 垂直温度梯度随地区、时间和高度而不同。 温度差产生密度差。 白昼下层热密度小，上层冷密度大，利于垂直运动，不稳定，下层暖湿空气上升冷却，可成云致雨。 出现逆温时，下层冷密度大，上层暖密度小，稳定，受污染空气难以消散，可导致污染 事件。 稳定度:气块受扰动后，返回或远离其平衡位置的倾向和程度。 有返回其平衡位置倾向者为稳定; 相反，有远离其平衡位置倾向者为不稳定。上例，白昼不稳定，夜间稳定。 逆温的成因 逆温指对流层内发生温度随高度增加而上升的局部反常现象。出现逆温的气层称为逆温 层，它的状态稳定，会阻止下层空气的垂直对流运动，因此又叫阻挡层。 成因: 辐射逆温:地面强烈冷辐射，地表迅速降温。 平流逆温:暖空气平流到冷地表，下层失温快。 下沉逆温:冷空气下沉到暖空气之下。 锋面逆温:锋面相遇时暖空气被冷空气抬起。 融雪逆温:地面融雪迅速失温。 2.3 全球热量带 大致与纬线平行, 根据天文辐射，分为7个带(南北共13个带) 所处纬度 占全球面积, 特点 赤道带 10oN,10oS 17.36 太阳高度角大，昼夜大体相等。 太阳辐射日变化大，年变化小 热带 10o,25o 12.45 辐射特征与热带相似 副热带 25o,35o 7.55 变化大于赤道带和热带 温带 35o,55o 12.28 天文辐射季节变化最显著,四季分明 副寒带 55o,60o 2.34 温带向寒带的过度带，昼夜温差大， 无极昼和极夜现象 寒带 60o,75o 5.00 昼夜长度差别更大，极圈内有极昼和 极夜现象。全年天文辐射总量显著减小 极地 75o,90o 1.70 昼夜差别最大，两极点昼夜各半年。 天文辐射日变化最小，年变化最大 第三节 大气运动 大气环流:地球上空大气层中大规模的气流运动，包括全球性环流和局地性环流，水平流动 和垂直运动，低层大气和高层大气中的运动。 意义:实现全球大气能量交换和水分输送;是气候形成的主要因素;造成各地区气候状况不 同和气候变化。 3.1 气压和风 气压:大气的压强，即静止大气中任一高度单位面积上所承受的空气柱重量 垂直变化:气压随高度减小，且按指数律递减。 水平变化:气压在水平方向上分布也不均匀。 – 水平气压梯度:垂直于等压线单位距离内的气压差。一般为1hPa/100km，远小于垂直气 压梯度。 – 某一高度(如海平面)气压相同的点的连线为 等压线。 高(气)压:水平面上被等压线封闭的高值区。 其延伸部分为高压脊。 低(气)压:水平面上被等压线封闭的低值区。 其延伸部分为低压槽。 两个高压和两个低压相对组成的中间气压区叫做鞍形气压区。 风:空气的水平运动。 – 原因:气压差。 – 机理:空气在气压梯度力(单位质量空气在气压场中所受的作用力)作用下沿气压梯度 力方向运动。 风向: – 地面风用16个方位表示，每个方位各占22.5o角，北风(N):正北往西11.25o与往东 11.25o之间。 – 高空风用360o水平方位表，从北起顺时针方向量度。 风速:单位时间内空气水平方向移动的距离，以m/s或km/h表示。风速分为12级。 蒲福风级:V=0.836*B^(3/2)， ,为蒲福风级数;,为风速( m,s )。——这是现今普遍采用的经验。 3.2 大气环流 定义:大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。 南北向运动的气流受地转偏向力(科氏力)的影响发生偏转，北半球偏向右，南半球偏向左。 3.2.1 全球环流 全球气压带:两半球共7个。 – 赤道低压带 – 副热带高压带 – 副极地低压带 – 极地高压带 行星风系:不考虑海陆和地形的影 响，地面盛行风的全球性模型。主 要有3个盛行风带: 信风带:由副热带高压带吹向赤 道，气压梯度作用下，同时受地转 偏向力影响。北半球为东北信风， 南半球为东南信风; 盛行西风带:由副热带高压带吹向 高纬地区，受地转偏向力影响。北 半球为西南风，南半球为西北风; 极地东风带:由极地高压向外辐散 形成。 经向三圈环流 1. 信风环流圈(Hadley环 流):分布于赤道与南北纬 30 ?之间。 高空由赤道吹向副热带高压带(西风)， 地面由副热带吹向赤道(信风)。 2. 中纬度环流圈(Ferrel环流): 分布于中纬度约 30 ?— 65 ?地带。地面由副热带 高压带吹向副极地低压带(西风)，高空由副极地低压带返回。 3. 极地环流圈: 分布于高纬度约 60 ?与极地之间地带。地面由极地高压带吹向副 极地低压带(东风)，高空由副极地低压带返回(西风)。 3.2.2 季风环流 定义:以一年为周期，大范围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。。 – 成因:海陆间热力差异。 – 风向:夏季风由海向陆，由暖湿的热带海洋气团或赤道海洋气团构成;冬季风由陆向海， 由干冷的极地大陆气团构成。 世界主要季风区 约在 30?W — 170?E，20?S — 35?N的范围， 其中以东亚和南亚的季风最显著。 东亚季风范围广、强度大，冬季风强于夏季风。 南亚季风(印度季风)，夏季风强于东季风。 3.2.3 局地环流 定义:因地形起伏、地表受热不均等局部环境因素引起的小范围气流，主要包括:海陆风、山谷风、焚风。 (1) 海陆风 出现在滨海地带，由于海陆热力差异形成: 地面风向:白天由海向陆，称为海风;晚上由陆向海，称为陆风。高空风向相反。 一天为周期 影响范围数十千米，垂直尺度1,2km。 (2) 山谷风 ,成因:近坡面空气升温/降温均较快，造成热力差异。 ,条件:当时当地水平气压场较弱。 ,风向:白天地面风从谷地吹向山坡,谷风;晚上地面风从山坡吹向山谷,山风 (3) 焚风 ,暖湿气流翻越山坡后，沿背风坡向下运行是变为干热气流的现象。我国西南山地区表现明显。*典型城市:石家庄 ,焚风效应常在背风坡造成―雨影区‖，影响植被类型、成土过程和土壤类型。 3.3 气团和锋 锋的分类 根据锋面两侧冷暖气团移动方向和结构可分为: ?冷锋:冷气团主动向暖气团方向移动的锋; ?暖锋:暖气团主动向冷气团方向移动的锋; ?准静止锋:很少移动或移动速度很慢的锋; ?锢囚锋:两条移动的锋相遇合并所形成的锋。 3.4 气旋和反气旋 ,气旋、反气旋的大小，以地面最外一条闭合等压线为界。气旋为 102 ,103 km 数量级。反气旋比气旋大得多，大的占据最大的大陆或海洋(如冬季亚欧大陆的蒙古反气旋)，小的则可能只有几百公里。 ,气旋、反气旋的强度，用地面最大风速来度量。风速与水平气压梯度力成正比:中心气压 值越低，气旋越强，反气旋越弱;中心气压值越高，反气旋越强，气旋越弱。 3.4.1 气旋 定义:中心气压比四周低的水平空气涡旋，是气压系统中的低压。水平尺度200,1000,3000km。地面最大风速30m/s，中心气压1010,970(935)hPa。 分类:温带地区常见锋面气旋;热带洋面常见热带气旋。 热带气旋:生成于热带海洋上的强大而深厚的气旋性涡旋。 台风的形成 热带海洋上的空气因受热而对流上升，四周较冷的空气流入补充，然后再受热上升，如此循环往复，形成了热带低压。在夏秋季节，西南季风与东北信风相遇时造成扰动产生旋涡。这种扰动与对流作用相辅相成，使已形成的热带低压的旋涡继续加深，也就是使四周空气流动得更快，风速加大，于是就演变成热带风暴?强热带风暴?台风。 台风形成的基本条件 ?低空存在一个热带扰动，造成辐合流场，是热带气旋发展的基础; ?有广阔的高温洋面，蒸发大量水汽到空中凝结，提供台风形成所需的巨大潜热; ?有一定的地转偏向力，使扰动气流渐变为气旋性旋转的水平涡旋; ?基本气流的风速垂直切变要小，使潜热不扩散，形成、保持暖心结构及加强对流运动。 台风的特征 总体特征:范围小、气压梯度大、近中心风速大 3.4.2 反气旋 定义:中心气压比四周高的大型空气涡旋。 特点:气流从中心向四周顺时针(南半球逆时针)旋转，水平尺度大于气旋，中心气压1020,1030hPa，气压高，无锋面，中心气流下沉，天气晴好，夏季酷热、干旱。 分类:冷性反气旋(冷高压)和暖性反气旋(暖高压) 第四节 大气中的水分 4.1大气湿度 大气中水分含量的多少，称为湿度，即空气的干湿程度。 4.1.1 湿度的表示方法 1、水汽压 2、绝对湿度 3、饱和水汽压 4、相对湿度 5、饱和差: 6、露点: 4.2水汽凝结现象 凝结条件 空气中水的凝结必须具备两个条件:空气要达到饱和或过饱和状态;要有凝结核。 凝结核:指具有吸湿性、可作为水汽凝结核心的微粒。其含量随高度递减;陆地多海洋少;城市多乡村少，工业区最多。 4.2.1 地面凝结现象(露和霜) 当近地面层空气冷却至露点温度以下时，水汽会凝结在地面或地面物体上。 露:如果露点温度高于 0 ?，水汽凝结为液态，称为露; 霜:如果露点温度低于 0 ?，水汽凝结为固态，称为霜; 4.2.2 空中凝结现象(云和雾) 雾:指漂浮在近地面层、由水汽凝结(凝华)而成的小水滴或小冰晶构成的可见集合体。当能见度小于 1 km 称为雾;1 — 10 km的称为轻雾。 云:指高悬于空中、由水汽凝结(凝华)而成的小水滴或小冰晶构成的可见集合体。 4.3 大气降水 4.3.1 定义 降水:就是云层中降落到地面的液态水或固态水，包括雨、雪、雹、霰(雪子、雪糁)等。 降水量:指降落到地面上的雨和融化后的雪、霰、雹等集聚在水平面上的水层厚度，单位为 mm 。 降水强度:指单位时间内的降水量，单位为 mm,h 或 mm,d。 水分条件 指降水量与实际蒸发量之差。 降水量,蒸发量时，气候湿润; 降水量,蒸发量时，气候干燥。 4.3.2 降水的成因类型: 1、对流雨:近地层暖湿空气强烈对流上升形成的降水。多为暴雨且常伴有雷电，又称热雷雨，;赤道常年可见，我国夏季常见; 2、气旋雨:气旋中心气压低，空气辐合上升凝结成雨。降水范围广、时间较长; 3、锋面雨:冷暖气团相遇，暖湿气流沿锋面抬升凝结成雨。 降水范围广、时间长。 在温带很常见。 4、台风雨:产生极度强大的降水。多见于夏秋季节。利大于弊。 5、地形雨:暖湿气流沿山地迎风坡抬升冷却凝结而降水。 山地迎风坡常形成多雨中心， 而背风坡则由于焚风效应，降水少，成为雨影区。 降水的类型(性质分类) 连续性降水 间断性降水 阵性降水: 4.3.5 降水地理分布 纬度地带性，低纬多，高纬少。同时受海陆位置、大气环流、天气系统和地形等因素制约。可分为4个降水带。 赤道多雨带:赤道及其两侧，是全球降水最多的地带 回归(副热带)少雨带 中纬多雨带 高纬少雨带 第五节 气候 5.1 气候的概念 定义:气候是某一地区多年的大气一般状态及其变化特征。 气候:长期的大气过程;天气:瞬时或短期的大气状态。 气候的形成:是太阳辐射、大气环流与地理因素共同影响下形成的。 5.2 气候类型与气候区划 把气候基本特征基本相同的地方归类，可以将全球气候划分为若干类型。全球可分为若干气候带和气候型。因研究者所用指标而各异。 柯本(W.Koppen)的气候带:A,热带多雨带，B,干燥带，C,暖温带，D,冷温带，E,极地带。 气候型:根据气候特征划分的类型。同一气候型具有较一致的气候要素特征。如按下垫面性质可划分出大陆(性)气候，海洋(性)气候、草原气候、荒漠气候和高原气候等。 5.2.2 中国主要气候类型(周淑贞分类) (1) 热带季风气候,台湾南部、雷州半岛和海南岛。特点:热带气旋活动频繁，夏季盛行西南风(夏季风)，冬季盛行东北风(冬季风)。maT>20?，最冷月>18?;maP1500,2000mm以上，集中在夏季。植被,热带季雨林。 (2)副热带季风气候,我国秦岭淮河以南，热带海洋气团和极地大陆气团交绥地带，四季分明。最热月>22?，最冷月0,1?，maP750,1000mm以上，夏半年占70,。亚热带季风林。 (3) 温带季风气候,华北、东北。冬季受温带大陆气团影响，寒冷干燥，南北温差大，最冷月<0?;夏季受温带海洋气团影响，暖熱多雨，南北温差小，最热月>22?。maP 500,600mm，夏季3个月占70,，冬季雨雪稀少。 (4) 温带半干旱与干旱气候,西部秦岭淮河以北，离海洋较远或近大陆中心，终年受大陆气团控制。半干旱气候maP 250,500mm，矮草草原。 干旱气候maP<250mm，荒漠植被。 (5) 高地气候,青藏高原。高度增加，空气稀薄，CO2、水汽、微尘减少、气压降低、风力增大(质量降低)、日照加强、气温降低。明显的垂直带性:山麓,山顶,山麓,极地。 第六节 小气候 6.1 大气候、中气候/地方气候、小气候 大气候:因太阳辐射、大气环流、海陆分布、洋流、大地形和广大冰雪覆盖形成的气候现象。特点,气温的水平梯度(<1?/100km)和垂直梯度(<1?/100m)较小，局部下垫面特性对它影响较小。 中气候:因较小的气候形成因素，如森林、湖泊、中地形和大城市等形成的气候现象。其温度、湿度的水平梯度和垂直梯度是大气候的好几倍。又称为地方气候。 小气候:近地面1.5~2.0m以下气层内的气候现象，受局部下垫面特性影响较大，短距离内温度和湿度的垂直梯度都很大。 主要的小气候类型:森林气候、城市气候、谷地气候 6.2 森林气候 森林是地球上利用太阳辐射能制作有机物质的主体 ,森林保护地球环境、涵养水源、净化大气、调节气 候、美化环境、供人游憩 (1) 森林对太阳辐射的影响 ,对太阳辐射的两个作用面——林冠(canopy)和林 床(forest floor) ,林冠:叶面对太阳辐射的吸收、反射和透射 ,林床:残落物对水分和热量的吸收和保存 ,因森林类型与季相而不同:透射入的太阳辐射，阔 叶林>针叶林;落叶季节入射强 (2) 对温度的影响 ,气温与土壤温度均较低，日变化和年变化较小。密林中白昼最高气温出现在林冠上，疏林中则在地表;夜晚最低气温出现在林冠稍下处(因林冠冷空气下沉)。 (3) 对湿度的影响 ,林下土壤和森林本身蒸发作用加强，湍流交换作用减弱，林中空气湿度高于四周旷野，夏季白昼尤为明显，夜晚这种差别较小。 ,最大绝对湿度出现在林冠面，以上20cm处明显降低;最大相对湿度在林冠稍下。土壤湿度较高。 (4) 对降水的影响 ,林冠对降水的截留:中纬度地区平均25,，阔叶林稍高;热带森林可达65,以上。 ,林中的―水平降水‖:林中湿度大，雾、露、霜较多，沾在树叶上，下滴如同下雨， 称为水平降水，可多达全年降水量9,。 (5) 对风的影响 ,迎风面:10,20倍树高处风速开始减弱， 林缘1.5倍树高处气流开始上升，林冠上风速加大，向上几百米受影响; ,背风面:50,60倍树高水平距离上风速才开始减弱。 ,晴朗无风或微风时形成森林,旷野之间的局地环流:白昼从林冠高度流向旷野;夜晚 从旷野流向森林。 :林带、林网和园林绿化可以改造近地层气候，改善城市大气环境质量。因此，绿地占有率成为现代化城市和高级住宅区的一个重要指标。 6.3 城市气候 定义:在城市特殊下垫面和人类活动影响下形成的一种有别于周围地区的局地气候。 形成原因:大片建成区的建筑物和硬化地面代替了自然下垫面;大量物质能量输入和消费;大量废气和烟尘微粒进入大气层。 城市气候的主要特点 (1) 太阳辐射受削弱 (2) 气温增高 ,城市热岛现象:城区,郊区温差(年平均)，瞬间温差可达7,13?。有明显的日变化和年变化，因各地地理背景与城市特性不同而不同。 (3) 降水增多 ,城市热岛使气流上升，粗糙下垫面造成湍流，尘埃供给凝结核。三者联合作用有利于降水形成，可增加5,15,，但干旱区则不明显。 ,虽然降水有所增加，但因温度偏高，地面蒸发量小，城市空气中水汽含量偏低约5,，―城市干岛‖。 (4) 风向风速变化复杂 6.4 谷地气候 坡向的影响:北坡,阴坡、南坡,阳坡、东坡,半阴坡、西坡,半阳坡。但最高温出现在西南坡而不是南坡。 ,冬夜谷底常积聚冷空气，暖空气被抬升到上方，形成谷地逆温，厚度可达几百米。可称为冷湖或冷岛，易成霜冻。 ,谷地逆温使大气污染物难以扩散 大气圈分层及各层主要特征 大气微量组分CO2和O3的重要性 地球热量带及各自的特点 气温的日变化和年变化 降水的成因类型及其特点 季风和局地环流 逆温层的形成及其环境效应 我国主要气候类型的特点 几种常见的小气候及其特点 第四章 陆地水和海洋 【本章要点】 1 淡水资源的紧缺性与不可替代性 2 河流的静态(形态)与动态(水情)要素 3 岩石的水力学性质与地下水的类型 4 海-气相互作用与厄尔尼诺现象 水文:指在自然环境中，水的各种现象的发生、发展及其相互关系和规律性。 水体:是指以一定形态存在于自然地理环境中的水的总称。如大气中的水、江河湖海的水、冰川、地下水、生物有机体中的水等等。 第一节 地球表层水分循环和水量平衡 1.1 水圈的概念模型 1.2 全球水分循环与水量平衡 水量平衡:指任一区域(如一个流域)在任一时段(如一年)内，其收入水量等于支出水量和区域内蓄水变量之和。 全球水量平衡:全球水量是平衡的，全球降水量,蒸发量;海洋蒸发量———— P，P,E，Eo,降水量;陆地蒸发量,降水量;海洋是大气水和陆地水的主要来源;coc海洋气团在陆地降水中起主要作用。 1.3 降水的有效性 ,70,(约28×103km3)为洪水径流，迅速宣泄入海(河水平均居停时间10,20天)。 ,12.5,(5×103km3)流经无人居住或人烟稀少的地区(如寒带苔原地区、沼泽地区和亚马孙等热带雨林地区)。 ,余下7000km3可供人类利用。水库控制了部分洪水径流。全世界水库的总库容约为2000km3。 ,可供人类使用的水量约为每年9000km3。 1.4 世界淡水资源 , 淡水时空分布不均匀:贝加尔湖、北美五大湖各占世界淡水储量的1/5 , 人口、耕地分布不均匀 , 严重的水污染造成有水不能用 , 已有几十个国家缺水 我国名列世界贫水国的第13位，目前人均水资源占有量只有2400m3，仅及世界平均值的1/3， 20世纪缺水国家和地区分类 第一类:(绝对缺水)农业发展和居民生活用水已成严重问题中国北方 第二类:(经济缺水)水资源缺乏已经严重影响其经济的发展， 第三类:(季节缺水)水资源较丰富，但也会出现季节性缺水，中国南方 (*第四类:因环境污染造成的水质性缺水) 第二节 陆地水 2.1 河流、水系和流域 2.1.1 河流 河流:有经常性或周期性水流的地表凹槽(常年性河流/间歇性河流)。 河流分段要素 一般河流可以分为五段: – 河源,河流发源地，是其最初具有河流形态之处。以上可能是泉眼、沼泽、湖泊或冰川。 – 上游,紧接河源的河段，河谷狭窄、比降大、流速大、水量小、侵蚀强烈、纵断面呈阶 梯状，多急滩、瀑布。 – 中游,水量增加，比降较和缓，流水下切力减小，河床位置较固定，侵蚀,堆积作用大 体平衡，纵断面为平滑下凹曲线。 – 下游,河谷宽阔，比降小，流速小而流量大，河道弯曲，淤积作用显著，常有沙滩和沙 洲。 – 河口,河流与海洋、湖泊、沼泽或另一条河流的交汇处。在入海入湖处常有泥沙堆积， 形成三角洲。河源至河口之间为河流的干流，较长的河流可分为上中下游，它们的形态 和水情各具特色，但无绝对。 总落差,河源与河口的高差(长江为6600米)。 比降,单位河长的落差，以小数或千分数表示。流域面积、形状、高程影响河流水文特征。 河流纵断面:指沿河流轴线的河底高程或水面高程的变 化。可分为河底纵断面和水面纵断面两种。河流纵断面 HH,用比降( i )表示: 下上i,L 河流横断面:指河槽某处垂直于主流方向河底线与水面线所包围的平面。 过水断面:指某一时刻河底线与水面线所包围的平面。 河流纵断面类型 从上游到下游: ,折线型:各河段变化无规 ,直线型:全流域比降较一致 ,下落型:比降上游小下游大 ,平滑下凹型:上游比降大，向下递减 2.1.2 水系 水系:指由干流和各级支流组成的河流系统。 水系特征:包括河长、河网密度和弯曲系数 水系的类型 ?扇状水系: ?羽状水系: ?平行状水系: ?树枝状水系。 ?格状水系: 2.1.3 流域 流域基本要素: 分水岭:指划分相邻水系或河流的山岭或河间高地; 分水线(分水界):分水岭最高点的连线; 流域(河盆):指分水线所包围的区域; 流域特征:包括流域面积、流域形状、流域高度、流域坡度、干流流向等。 2.1.4 河流的水情要素 (一)水位 水位:指河流某处的水面高程。其零点称为基面。 绝对基面:是以某一河口的平均海平面为零点。我国规定统一采用青岛黄海基面。资料可比 相对基面(测站基面):以观测点最枯水位以下0.5 , 1 m 处作为零点的基面。资料不可比 水位变化:主要受水量影响;包括季节变化、年际变化等; 水位过程线:是指水位随时间变化的曲线。其纵坐标为水位，横坐标为时间。水位过程线反映了水位变化的规律; 相应水位曲线:指在同一涨落水期间，上下游站位相相同的水位。纵轴为上游站的水位，横轴为下游站的水位。依据相应水位曲线可做短期水文预报。 (二)流速 流速:指河流中水质点在单位时间内移动的距离。即 v , L ,t 其单位为 m,s 河道中的流速分布:在纵断面上，由上游向下游减少;在横断面上，从水面向河底递减。 (三)流量 流量:指单位时间内通过某过水断面的水的体积。即 Q , w ? v 单位为 m3,s;式中，w 为过水断面面积;v 为流速。 流量过程线:是流量随时间变化过程曲线。纵坐标为流量，横坐标为时间。反映径流变化规律 水位,流量关系曲线:是水位随流量变化的曲线。即 Q , f(H);纵坐标为水位，横坐标为流量。可用水位资料推算流量 (四)河流泥沙 河流泥沙:指组成河床和随水流运动的矿物、岩石固体颗粒。随水流运动的泥沙又称固体径流。 含沙量:河水中泥沙的含量。单位为 kg,m3 。 输沙率:指单位时间内通过一定过水断面的泥沙总量。单位为 kg,s 或 t,s 。 输沙量:指在一定时段内通过一定过水断面的泥沙总量。单位为 t 或 万t 。 侵蚀模数:是指每 km2 流域面积上，每年被侵蚀并汇入河流的泥沙重量。单位为 t,(km2 ? a) (五)水温与冰情 水温与冰情的变化，主要受太阳辐射、气温等地带性因素控制，其分布具有地带性规律。水温还取决于其补给特征,冰雪补给者水温低;大湖补给者春季水温低、秋季水温高;地下水补给者冬季水温高。 河流冰情的三个发展阶段:结冰、封冻、解冻。 凌汛:如果北方河流由低纬流向高纬，会出现上游解冻早，而下游解冻晚的现象，向下游移动的冰块可能壅积成冰坝，使水位抬高，称为凌汛。 2.1.5 河川径流 径流:指大气降水到达陆地后，除了蒸发而余存在地表或地下，从高处向低处流动的水流。径流可分为地表径流和地下径流。 河川径流:指从地表和地下汇入河川后，向流域出口断面汇集的水流。 (一)径流特征值 1、流量 Q 2、径流总量 W 3、径流深度(R) 4、径流模数(m) 5、径流系数(а) 水情特征期: 汛期,高水位时期，有夏汛、春汛之分; 枯水期,低水位时期; 平水期,汛期与枯水期之间处于中常水位的时期; 冰冻期,冬季河流封冻的时期。 2.2湖泊 定义:陆地上大面积积水洼地，由湖盆、湖水和湖中物质组成。属于静水水体，水流缓慢， 更新周期长。 成因类型: 侵蚀作用,冰蚀湖、溶蚀湖、风蚀湖; 沉积作用,堰塞湖、潟湖等; 构造作用,断层湖等; 火山作用,火口湖、火山堰塞湖等。 2.3 沼泽 定义:地面长期过湿或潴留有微弱流动的水，生长喜湿植物或水生植物并有泥炭积累的洼地。 分布:全球112×104km2，占陆地0.8%，多在北半球高纬地带。 中国11×104km2，三江平原、大小兴安岭、长白山、若尔盖高原…… 形成条件:温湿,冷湿气候、排水不畅的地形。 形成途径: ?水体边缘浅水区部分淤塞——水体沼泽化; ?森林、高山草甸、冻土带地下水聚积——陆地沼泽化。 水文特征:流动非常缓慢近于停滞状态(每日几米)，径流量极小。 2.4 地下水 2.4.1 基本概念 定义:埋藏在地表以下岩石和松散堆积物孔隙、裂隙和溶洞中的水。 来源: ?大气降水入渗; ?和沉积岩同时埋藏——原生水; ?地层内从岩浆释放的矿质化水——初生水; ?海水通过岩石向沿海陆地渗透。 2.4.2 岩石/沉积物的水力学性质 ,透水性:岩石/沉积物让水分下渗/通过的性能。 ,容水性:岩石容纳和保持一定水量的能力，用容水度表示 ,给水性:岩石所保持的水在重力作用下能自由流出一定数量的能力，用给水度表示 ,持水性:岩石/沉积物在分子力和毛管力作用下克服重力作用而保持一定量液态水的能力。 2.4.3 地下水的理化性质 ,水的酸度:水中所含能与强碱发生中和作用的物质总量。此类物质包括强酸、弱酸和 强酸弱碱盐。这些物质对强碱的全部中和能力称为总酸度，用mmol/L表示。 ,水的碱度:由水中OH-、碳酸盐和重碳酸盐构成。 2.4.4 地下水的运动,流动(空隙)、渗透(浓度、压力、温度梯度)和扩散(重力) 2.4.5 地下水的类型 上层滞水:包气带(潜水面以上地层大部分空隙充满空气的部分)局部隔水层上面的重力水。范围小，有蒸发损失，季节变化明显，旱季可能耗竭。 潜水:地下饱水层中具有自由表面的重力水，其自由表面称为潜水面，地表面至潜水面的距离称为潜水埋葬深度，简称埋深。潜水面至下面隔水层顶板的距离为含水层厚度。上面一般无隔水层，大气降水可以通过包气带补给潜水。 潜水运动特征:不承受静水压力，从潜水面高处流向低处，为无压水流，流速缓慢。 潜水埋深:山区、黄土丘陵,几十米;平原,几米，或出露地表形成湿地。受气候和季节影响。 承压水:充满于上下两个隔水层之间的重力水，承受一定压力，如打穿隔水层可自行涌出，又称自流水。其存在取决于地质构造——向斜、单斜构造和盆地有利于承压水形成。 第三节 海洋 洋:又称大洋或世界洋，地球上最大的水体。是世界大洋的中心部分和主体部分，它远离大陆，深度大，面积广，不受大陆影响，具有稳定的理化性质、独立的潮汐系统和强大的洋流系统。世界大洋分为4个部分，即:太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。 海:大洋边缘被大陆、半岛、岛屿或岛弧分割、具有一定系统特征的水域，面积和深度远小于大洋。既受大洋主体影响，也受大陆强烈影响，水体理化性质变化较大，潮汐现象明显，并有独立海流系统的水域。 海的类型 根据海被大陆孤立的程度和其地理位置及其它地理特征，可将海划分为地中海和边缘海。 3.2、海水的运动 海水运动的形式主要包括波浪、潮汐和洋流。 1. 潮汐——月球和太阳引潮力(两个天体间引力与离心力的合力)作用引起海面周期性升降的现象。 2. 海浪——海洋波浪的总称。 3. 洋流——又称海流，是大洋中大规模海水以相对稳定的速度和方向的流动，人称海洋中的河流。 黑潮与湾流 黑潮:北太平洋顺时针环流由赤道流,黑潮,北太平洋海流,加利福尼亚海流组成，顺时针方向，其中黑潮是世界第二大暖流，仅次于湾流。高温高盐，台湾以东夏季温度达30?，到日本海仍达28?，冬季不低于20?。 湾流:是大西洋的顺时针环流，发源于墨西哥湾,北美洲东岸,横贯大西洋,欧洲西北沿岸,挪威海,最后进入北冰洋。流速快、流量大、(全球河流总流量的20多倍)高温高盐高透明度。使北欧相对温暖，俄国北冰洋有不冻港摩尔曼斯克。 第四节 海气相互作用——厄尔尼诺和拉尼娜现象 3.3.1 海,气相互作用 巨大的热容量,太阳能的储存器,温度调节器,变化不大的气温 海洋:水分的总源地/气团形成和变性的场所:陆地/海洋气团移向海洋/陆地，随下垫面改变其物理性质(温度、湿度、稳定性等)。 大气:风,助长洋流、海浪、海潮;云,减弱海面太阳辐射、减缓海水增温;降水—影响海水盐度;气温,影响海冰;气压,影响容积气体，进而影响海洋生物光合作用和呼吸作用。 3.3.2 厄尔尼诺与拉尼娜 厄尔尼诺(El Nino)是西班牙语 ―圣婴‖ 音译，原指每年圣诞节前后，沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸出现一股弱暖洋流，取代了沿岸原有冷海水的现象。现在，厄尔尼诺一词是指大范围的海洋异常现象，即赤道太平洋中部和东部海洋表层水温持续异常增温(连续 6 个月高于多年平均温度 0.5?以上)的现象。(暖水事件) 拉尼娜(La Nina)是西班牙语 ―圣女‖ 的音译，又称―反厄尔尼诺‖，是指赤道太平洋中部和东部海洋表层水温持续异常降温(连续 6 个月低于多年平均温度 0.5? 以下)的现象。(冷水事件) 南方涛动 在正常情况下，南半球热带东太平洋海平面的气压比较高，西太平洋气压比较低，这种气压一边高一边低、如同跷跷板一样的现象，称为 ― 南方涛动 ‖ 。 厄尔尼诺现象发生时，东太平洋的气压下降，西太平洋的气压则上升，东西两侧气压差减小;拉尼娜现象发生之时则相反，东太平洋的气压更高，西太平洋的气压更低，东西两侧气压差增大。 南方涛动指数SOI,PT,PD PT :赤道东太平洋海平面气压; PD :印度尼西亚海平面气压。 常采用赤道太平洋的大溪地岛与澳洲达尔文之间的气压差为标准，判断是否发生了厄尔尼诺或拉尼娜现象。 ——大溪地岛气压,达尔文气压,负值时，就认为将会发生厄尔尼诺现象; ——大溪地岛气压,达尔文气压,正值，则拉尼娜现象将要发生了。 厄尔尼诺现象发生机理 正常年:南太平洋热带副高位于复活节岛，低压在印尼上空。受东南信风影响，表层温水流向太平洋西岸，下沉，反向回流至东岸厄瓜多尔和秘鲁沿岸，冷水上翻，带来营养物质，渔业丰收。西太平洋海平面通常比东部高 40 cm，表层海水年平均温为29?，而东部沿岸受下层上涌冷海水的影响，仅有24?左右，东西两侧相差3,6? ,厄尔尼诺年:低压东移至大洋中部，来自澳大利亚方向的西风把表层温暖海水吹向秘鲁海岸，，阻止下面冷海水上翻，食物链崩溃，海鸟和海洋哺乳类动物大量死亡，海水发臭，硫化氢腐蚀船体油漆，海员称之为callao painter(卡亚俄，秘鲁海港名)。发生时间多在圣诞节前后，西班牙语El Nio(英语El Nino)意为圣婴。 ,每10年出现1,3次的这种低压中心和表层温暖海水东西向移动称为南方涛动South Ocean Oscillation，状如跷跷板，造成遍及全球的天气变化，可造成几百亿美元的经济损失。 厄尔尼诺对我国气候的影响 ?使来自东南部海洋上的夏季风强度减弱，造成夏季降雨带的位置偏南，出现南方暴雨成灾、北方干旱少雨的异常现象; ?长江中下游地区进入梅雨期偏晚; ?东部地区秋季容易出现北少南多的降雨分布; ?容易出现暖冬; ?在西北太平洋和南海地区生成的热带气旋或台风数量偏少。 拉妮娜现象 厄尔尼诺事件后，赤道太平洋往往出现水温异常变冷的现象，与厄尔尼诺现象相反，称为拉妮娜现象。La Nina，意为圣女。 当赤道东风和东南信风增强时，东太平洋更多表层的暖海水被吹送到西太平洋，导致更多的下层冷海水补充上表层，表层海水温度因而下降，结果使太平洋东西两侧表层海水的温差加大，形成拉尼娜。 世界淡水资源的紧缺性与不可替代性 河流的地形要素 河流的水文要素 湖泊及其类型 沼泽及其重要性 地下水的类型 黑潮与湾流的性质与意义 厄尔尼诺和拉妮娜现象及其形成机理 第五章 土壤形成与分布 【本章要点】 1 土壤的形态和组成 2 土壤的主要理化性质 3 土壤的发生学分类与诊断学分类 4 土壤资源的保护 土壤:陆地表面具有肥力能生长植物的疏松表层。是由矿物质、水、空气和生物组成的未固结层。 土壤圈:地球表面被土壤覆盖的大体连续的圈层。它处在大气圈、水圈、生物圈和岩石圈的交界面上，是上述各圈层相互作用的产物，也是各圈层物质循环和能量交换的枢纽。土壤记录了当代和过去环境状况的信息。 第一节 土壤的形态 1.1 土壤剖面和土壤发生层 土壤剖面soil profile:土壤表面至底层的垂直切面。 发生层soil horizon:土壤中从上到下形态和性质各异的层次，是土壤发育的结果。 从上到下可能存在的发生层:常见O/A/E/B/C/D(R)等，还有G/P/J/W等。 O层:土壤表面植物残体覆盖层，又称F层或H层。根据残体分解程度细分为O1和O2层。 A层:腐殖质层。生物活动、物质能量转化旺盛，颜色深暗，常具团粒结构。 E层:淋溶层。湿润地区土壤中，A层下面硅酸盐黏粒和铁铝物质遭淋溶，抗蚀性较强的石英沙粒和粉沙残留，颜色较浅。在灰化土中称为A2层，呈灰白色。 B层:淀积层。上面淋溶下来的黏粒和铁铝等物质在此淀积，质地较黏重，常有核状和块状结构，结构体表面可有胶膜。 C层:母质层。未经成土作用的物质，包括岩石风化产物和运积物等。 D层:未经风化的基岩，又称R层。 土体层solum:母质以上各土层的总称。 耕作土壤分层:耕作层、犁底层、生土层(心土层)、死土层(底土层)。 1.2 土壤个体和单个土体 土壤的连续性造成其个体的特殊性，难以直接判断。 土壤个体soil individual:具有相同剖面构造相同理化性质的同一种土壤在三维空间分布的连续整体。表面无一定形状。土壤制图的基本单元。 单个土体pedon:概念上单个土体的最小单元，可想象为一个六方形土柱，面积1,10m2，以能代表该土壤个体的特性为度。单个土体的任何侧面就是土壤剖面。 二者的关系:类似于树木与森林、晶胞与晶体的关系。 第二节 土壤的组成 三相体系: 固相,矿物质和有机质 液相,水(土壤溶液) 气相,土壤空气。 2.1 土壤矿物质 两大类:原生矿物和次生矿物，占固相质量90,以上。 原生矿物:5大类 次生矿物:粒径<0.25µm，具胶体性质，使土壤具有黏性、膨胀性和吸收性。 2.2 土壤有机质 指土壤中动植物区系生物残体和特有的腐殖质。占固相质量5,10,。 腐殖质:生物残体分解最终产物和中间产物在微生物作用下合成的一类高分子有机化合物的混合物，为土壤所特有，含芳香核、含氮杂环、各类烃类残余物和大量功能团，分子量可高达200万。主要组分为胡敏酸humic acid富啡酸fulvic acid。 腐殖质是土壤的根本特征，是区别于其他自然体的主要依据。它与土壤矿物质结合，使土壤表层颜色变暗，使土壤具有强大的吸收性能，保持水分、气体和各种阴阳离子。富含腐殖质是肥沃土壤的重要标志。 2.3 土壤胶体 土壤固相粒径1,100nm的部分(分散相)与土壤水分(分散介质)组成的分散体系。包括以黏土矿物为主的矿质胶体、以腐殖质为主的有机胶体和二者结合的有机矿质复合胶体。胶体是土壤固相中最活跃的成分。 2.4 土壤水 形成途经:大气降水入渗吸湿水;潜水沿毛(细)管孔隙上升毛管水。 重力水gravitational water:土壤大孔隙中受重力作用向下运动的水。 土壤含水量。 土壤水分重量土壤含水量,，100,土壤水分类型 土壤固相重量 2.5 土壤空气 存在于未被土壤水占据的孔隙中。 与大气组分大体相同，又有明显差别: 土壤呼吸:土壤从大气中吸入O2呼出CO2的过程。原因:土壤具有多孔性与通气性;土壤空气组分与大气组分的分压存在差异。 第三节 土壤的性质 3.1 土壤的物理性质 颜色:受腐殖质含量、原生矿物和次生黏土矿物组成的影响。 质地texture:土壤颗粒总体上的粗细程度，又称机械组成。由砂粒、粉粒和黏粒的含量决定。 结构structure:土壤颗粒胶结形成的团聚体，亦称结构体。 比重specific gravity, density:土壤固相部分与同体积水质量之比。均值2.65。 容重bulk density:单位体积原状土壤与同体积水之比。范围1.0,2.0。 孔隙度porosity:单位体积土壤中孔隙所占百分比 孔隙度,,(1,容重/比重)×100 土壤温度:随深度变化 日变化,深度增加10cm，滞后2.5,3.5h，日较差随深度减小，1m以下几乎无日变化。 年变化,每1m滞后20,30d，年较差亦随深度减小，10,20m以下全年恒温。 土壤粒组 粒组名称 直径(mm) 砾石 , 2.00 粗砂 2.00 , 0.20 细砂 0.20 , 0.02 粉砂 0.02 , 0.002 粘粒 , 0.002 土壤质地 ?砂质土:砂粒含量在70,以上。结构松散，通气和排水条件良好，但保水保肥能力弱。 ?粘质土:粘粒占优势，粘粒含量不低于40,，结构较紧密，湿粘干结，通气和排水条件不佳，但保水保肥能力强。 ?壤质土:砂粒、粉砂粒和粘粒三者含量相对均匀，特性介于上述两者之间。农业价值较高的土壤大都属于壤质土。 3.2 土壤的化学性质 3.2.1土壤酸碱性 土壤酸度主要受母岩和气候控制 土壤碱度soil alkalinity:土壤由碳酸盐和重碳酸盐导致土壤碱性的程度，用 mmol/100g表示。 活性酸度active acidity:由土壤溶液中游离H+导致的酸度，用pH表示。 潜在酸度potential acidity: 土壤胶体吸附的H+和Al3+离子引起的酸度，用 mmol/100g表示。 胶体吸附的离子和溶液中的离子保持动态平衡。 3.2.2 土壤缓冲性 定义:土壤抵抗(缓冲)其H，和OH,离子浓度剧烈改变的性能。 3.2.3 土壤氧化还原作用 土壤氧化剂:O2、Mn4+、Fe3+、NO3,、SO42,…… 土壤还原剂:有机质、Fe2+、Mn2+、H2S、CH4…… 土壤中重要的氧化还原作用 ,硝化作用:含氮化合物氧化为亚硝酸和硝酸的 反应; ,反硝化作用:硝酸盐还原为NH3和N2的反应; ,Fe2+、Mn2+氧化为Fe3+、Mn4+和Fe3+、Mn4+还原为Fe2+、Mn2+的反应。 第四节 土壤的形成 4.1 成土因素学说 主要内容: ,土壤是独立的自然历史体，有独特的发生发育过程; ,土壤是在地方气候、动植物有机体、母岩、地形和陆地年龄等因素在非常复杂的相互作用下形成的; ,土壤性质是成土因素的函数: 道库恰耶夫1898: s=f(cl,o,p)t Hans Jenny: s=f(cl,o,r,p,t……) ,各成土因素同等重要，但生物因素起主导作用。 4.2 各成土因素的作用 4.2.1 成土母质——土壤形成的物质基础 定义:土壤形成零时间土壤系统的状态(H. Jenny)，即土壤系统的起始状态。 来源:母岩及其风化物。两大类:残积物和运积物 重要性:土壤许多属性继承自母质，如化学组成和质地等;植物的矿质养分多来自母质;土壤可视作一定气候下生物对母质改造的产物。 4.2.2 气候——成土过程的动力 直接影响:决定土壤的水热状况和物理/化学/生物学过程的强度和速度。 间接影响:影响其他成土因素，如风化作用、地形发育和生物活动等。 4.2.3 生物——成土过程的主导因素 无生物即无土壤:时间上,生命出现前无土壤;空间上,无生物处无土壤。 *植物的作用:对养分的创造性(腐殖质)、集中性(向表层)与累积性(越来越肥沃)。 *动物的作用:有机质来源;物质转化的动力之一。 *微生物的作用:生物残体分解转化与腐殖质合成的执行者。 不同生物群落下发育不同性质的土壤。 群落演替引起土壤性质演化乃至土壤类型改变。 4.2.4 地形——物质能量分配与交换的场所 地表水热条件的重新分配者:大地形起伏形成垂直带，中小起伏造成水热条件差异。 不同坡向最高温出现的季节不同:东南坡,初夏;正南坡,仲夏;西南坡,初秋。 不同地貌类型、不同地形部位可能有残积物、坡积物或沉积物等不同母质。 4.2.5 时间——一切事物发育的必要因素 土壤绝对年龄:土壤形成时起到现在的实际年份数。多从第四纪末次冰期后开始。 土壤相对年龄:土壤发育的程度或发育阶段。分为幼年、成熟与老年3个阶段。 绝对年龄与相对年龄的一致性与不一致性。某些严酷环境(如低温、极干旱)下的土壤可能绝对年龄很长，但仍属于幼年土壤。 4.2.6 人类活动——正效应与负效应 直接影响:通过耕作、施肥等对土壤水、肥、气、热等肥力要素施加影响; 间接影响:通过平整土地、清除植被、排水、灌溉等，影响成土因素，进而改变土壤性质。 正效应:土壤培肥; 负效应:土壤退化,肥力下降、土壤侵蚀、盐渍化、沼泽化、沙化等。 4.3 土壤形成的基本规律 土壤形成:地质大循环与生物小循环矛盾的统一。是肥力发生发展的过程。 地质大循环:岩石风化,搬运,堆积,成岩,再出露的过程 生物小循环:绿色植物,环境(光热水肥),光合作用,有机物生产,残体分解(微生物参予),回归环境 4.4 土壤形成过程 原始成土过程、腐殖质化过程、钙化与脱钙过程、黏化过程、富铝化过程、灰化过程、白浆化过程、、潜育化过程、盐渍化过程、熟化过程 第五节 土壤分类与分布 5.1 土壤地理-发生学分类 地理,发生学分类的特点 特点:以典型个体(剖面)为标准，与之相似的个体归入此类，相异者归为另一类。 优点:直观，可在野外凭经验判断。 缺点:无定量化的指标和边界条件，不典型的和过渡性的个体难以归类，只能倚靠经验和权威。 5.2 土壤诊断学分类/系统分类Soil Taxonomy 发生学分类与诊断学分类的主要差别 发生学分类:重视成土因素中的生物气候条件和(推断的/臆想的)成土过程;中心概念就是―抓典型‖/―典型开路‖，边界条件不明确;缺乏定量指标，依靠经验与权威;无法检索与建立信息系统 诊断学分类:以诊断层和诊断特性为核心，确立众多的定量指标，建立检索系统。(翻译为―系统分类‖并不确切) 5.7 常见土壤类型与分布 土壤的分类与分布规律 1、地带性土壤(显域土)—— 是指那些受气候和生物因素强烈影响的土壤; 2、隐地带性土壤(隐域土)—— 是受局部条件如特殊岩石、排水不良或盐碱化等因素影响发育形成的土壤; 3、非地带性土壤(泛域土)—— 是指那些土壤发育极弱，剖面层次分异不明显，土壤特性 主要受母质影响的未成熟土壤。 5.7.1 森林土壤 5.7.2 草原土壤 5.7.3 荒漠土壤 5.7.4 盐碱土壤 5.7.5 水成土壤 5.7.6 岩成土壤 5.7.7 稻田土壤 5.7.8 高山土壤 5.8 土壤分布 5.8.1 土壤分布的支配因素 不同的研究尺度，有不同的研究对象和不同的支配因素。 大尺度因素,大的水热条件，如:纬度、海陆分布、行星风系、大地形等。 中小尺度:因素,非地带性条件，如中小地形、母质、水文地质、人为活动等。 5.8.2 土壤的广域水平分布规律 纬度地带性,欧亚大陆中部最明显 经度地带性,只存在于中纬地带，高纬和低纬均无:高纬度的冰沼土和灰化土，低纬度的红 壤、砖红壤均横贯整个大陆。 5.8.3 土壤的垂直分布规律 温度的直减率(0.65?/100m)引起气候,生物条件随高度有规律变化 5.8.4 中国土壤分布概况 (一)水平分布 ,沿海地区 纬度地带性: 漂灰土(灰化土),暗棕壤,棕壤,黄棕壤,红壤和黄壤,砖红壤 ,内陆地区 可分3大地区: 1. 秦,淮以北地区 (1) 东北 地形造成经度地带性(东向西): 漂灰土,暗棕壤,黑土,灰黑土,黑钙土 (2) 华北 东南季风使经度地带性偏转，呈东北,西南向分布: 棕壤,褐土,黑垆土,栗钙土,棕钙土,灰钙土 2. 秦,淮以南地区(不含青藏高原) 低山丘陵为主的地形,纬度地带性(北向南): 黄棕壤,黄壤和红壤,赤红壤,砖红壤 3. 青藏以北地区 纬向山地，纬度地带性(北向南): 灰漠土(东部)、灰棕漠土(西部),棕漠土 (二)高原面上的土壤水平分布 自东南向西北，依次出现亚高山草甸土,高山草甸土,亚高山草原土,高山草原土,亚高山 漠土,高山漠土六个水平带。 高山漠土 高山草甸土 藏北 亚高山漠土 亚高山草甸土 高山草原土 藏南 亚高山草原土 亚高山草甸土 西 ? 东 第六节 土壤资源合理利用与保护 6.1土壤、土地和土壤资源 土壤:陆地表面具有肥力能生长植物的疏松表层。 土地:具有一定面积并且边界大体确定的地理单位，是一个或大或小的地域。 土壤资源(soil resource)是指在一定时期内、在一定技术条件下能够被人类利用的土壤，即 具有农业、林业、牧业生产力的各种土壤类型的总称，是人类生存与发展过程中最基本、最广泛、最重要的自然资源之一。土壤资源具有质(土壤肥力)和量(面积)两方面的属性。 土壤资源的特点 1. 具有一定的生产力和重复使用性(春华秋实、年年有余、绿色革命); 2. 可培育性; 3. 可更新性(从土壤的自然属性和地质时间尺度来看，土壤是一种可更新的自然资源; 但从人类生产利用的角度和人类生命的时间尺度来看，土壤则可被视为一种不可再 生的自然资源，所以要认真地保护土壤资源); 4. 具有地域分异规律; 5. 具有位置的固定性和面积的有限性。 6.2 世界土壤资源概况 全球面积5.1×108km2，陆地面积1.5×108km2，占29.2%，无冰雪的陆地面积1.33×108km2。按世界人口60×108计，人均占有陆地面积2.5 hm2。 陆地20,处于极地高寒地区，20,干旱区，20,为地陡坡，10,岩石裸露。四项共占70,，属于 ―限制性环境‖。其余的30,为可居住的土地，人均占有量为0.75 hm2。其中可耕地约占60,,70,，折合人均0.45,0.53 hm2。 全世界可耕地总面积为29.5×108km2，其中最肥沃、通达性最好、最容易开垦的一半已被耕种，面积为15.4×108hm2。其余一半尚有开垦的潜力，但由于土壤肥力、土地的通达性等质量因素的限制，必须采用灌溉、施肥和其他土壤改良措施，开垦的成本将大大增加。 世界各地可耕地中，肥力较高的软土只占可耕地面积的1/6，肥力较低的热带氧化土则占1/3以上，其余的1/3强，包括相当多的肥力低至中等的土壤。 因此，就农业生产潜力而言，世界可耕地总体上质量不高。 城市化对土地资源的冲击 1. 占用良田 2. 强化周围地区农田的集约经营，使之由半自给自足农业转化为商品化农业。 3. 交通运输用地的大量增加，包括道路网和停车场用地。 6.3 中国土壤资源概况 中国土壤的四大特点: ?古老的耕作土壤; ?广阔的热带亚热带土壤; ?内陆极端干旱区的土壤; ?青藏高原土壤。 中国土壤资源的特点 1. 土壤类型众多、土壤资源丰富; 2. 山地土壤资源所占比重大; 3. 耕地面积少、宜农后备土壤资源不多; 4. 低产土壤多，低产田(<3000kg/hm2)47%,中产田(3000,6000 kg/hm2)36,，高 产田(>6000 kg/hm2)17,。中低产田共占83,。 (1980年代中期资料) 5. 与人口分布不匹配。 6.4 土壤资源的丧失与退化 6.4.1土壤退化 土壤退化(soil degradation)是指因自然环境不利因素和/或人为利用不当引起的土壤肥力下降、植物生长条件恶化和土壤生产力减退的过程。土壤退化是荒漠化过程的初始阶段。以土壤退化为核心的土地退化，已成为困扰人类社会持续发展的主要障碍。 土壤退化的原因与表现 土壤退化过程是自然因素和人为因素共同作用的复杂过程，其中环境因子的胁迫和人类不合理的土壤利用方式是土壤退化的根本原因。 土壤退化表现在土壤侵蚀、土壤风蚀沙化、土壤盐碱化、土壤污染等方面。 土壤退化的类型 ?水蚀?风蚀?化学性损蚀?物理性损蚀 6.4.2 土地沙漠化 沙漠化——是指非沙漠地区出现以风沙活动、沙丘起伏为主要标志的沙漠景观的环境退化过程。 沙漠化的危害 严重破坏生态环境; 破坏经济发展，引发战争或内乱; 促使人口大量涌入城市。 沙漠化的防治 沙丘固定;土壤保护;增加绿化。 中国沙漠与沙漠化概况 我国约有一半国土处于干旱、半干旱地带，沙漠、沙漠化土地约占国土总面积的16,(153万km2)。我国是世界上沙漠面积较大、沙漠分布较广、沙漠化扩展速度较快、沙漠化危害较重的国家。 6.4.3土壤污染 重金属污染与农药污染为主。 6.4.4建设占用 主要是居住用地和工业用地。 6.5 土壤资源的可持续利用 土壤质量 土壤质量(soil quality) 是指土壤具有维持生态系统生产力和动植物健康而不发生土壤退化和其他生态环境问题能力的高低。 土壤圈及其在地理环境中的地位 单个土体、土壤个体、土壤发生层的概念 土壤腐殖质的概念及其意义 土壤温度的日变化和年变化 土壤的酸碱性及其意义 成土因素学说及各成土因素的作用 土壤形成的基本规律 土壤发生学分类与诊断学分类的关系 我国常见土壤类型及其分布 世界和我国土壤资源概况 第六章 生物地理学 【本章要点】 1 生物圈的概念 2 生物与环境的关系 3 生物群落及其动态 4 生态系统主要类型 5 植物与环境相互关系 6 物种多样性与保护 第一节 生物圈 1.1 生物圈的概念 概念:地球上有生命的部分，包括生物、人类及其生存环境的总体。 集中范围:海面以上9千米,海面以下10千米——厚度19千米; 极端情况:9千米以上高空、极端干旱、极高温(140?)、极低温(,190?)环境下，虽无正常代谢作用，但仍有生命存在。 生物五界系统 1、原核生物界 2、原生生物界 3、植物界 4、真菌界 5、动物界 1.2 生物与环境 环境因素与生物的相互影响 – 生态因素:在环境中对生物的生命活动起直接作用的那些环境要素叫做生态因素。 – 生境:生物或其群体具体居住地段的所有生态因素的总体叫做生境。 – 生存条件:指生态因素中生物生存不可或缺的那些因子;例如: 光、热、水、气、土 等; – 限制因素:一个或几个生态因素的质或量低于或高于生物忍受的极限时，不论其他生物 合适与否，生物的生存和发育都会受到影响 生物的适应性:是指生物的形态结构，生理机能，个体发育和行为等与其生存的一定环境条件相统一，彼此适合的现象。 生物的指示现象:根据生物种或他们的群体，或生物的某些特征来确定地理环境中其他成分的现象。如气候指示、水指示、地质指示现象 1.3 生物群落 1.3.2 生物种群和群落 种群:占据着一定环境空间的同一种生物的个体集群叫做种群。 具有出生率，死亡率，年龄结构，分布格局和某些动物种群独有的社群结构特征。 群落:在自然界，任何生物物种都不是孤立的生存的，总有许多其他生物种与之间群共居，形成一个完整的生物群体。正如种群是个体的集合体一群，群落是种群的集合体，是一个比种群更复杂更高级的生命组织层次。 生物群落:在一定地段的自然环境条件下，又彼此在发展中有密切联系的动物，植物和微生物有规律的组合成的生物群体，叫做生物群落。 植被:一个地区全部植物群落的总体，叫做该地区的植被。 生物群落的动态 群落的季相:在气候季节变化明显的地区，植物在不同季节通过发芽，展叶，开花，结果和休眠等不同的物候阶段，使整个群落在各季表现出不同的外貌。 演替:在一定地段上一个群落被性质不同的另一个群落所代替的现象。群落演替还因其发展 方向不同分为顺行演替和逆行演替。 , 顺行演替:总趋势朝向逐渐符合于当地主要生态环境条件。 , 逆行演替:群落由于受到干扰破环而驱使演替过程倒退。 种群年龄结构 存活曲线 I: 生理寿命前很少死亡，如人和大型兽类 II:各年龄平均死亡，如鸟类和多年生植物 III:幼年期死亡率很高，如海洋鱼类等。 种群无限环境中数量增长模式 t世代不重叠的种群:如一年生植物和昆虫 NN,,t0世代重叠的种群:如人类。 rtNNe,t0种间关系 正相关关系 – 互利共生:地衣—藻菌共同体 – 偏利共生:地衣、苔藓附着树上 – 原始协作:鸟类、昆虫和植物 负相关关系 – 竞争:如草原食草动物之间 – 捕食:狼和羊 – 寄生:跳蚤、虱子、蛔虫。。。 – 偏害:胡桃树—周边植物、青霉素—细菌 1.3.3 种群地位 优势种 建群种:优势种中最有优势者 附属种:包括伴生种和偶见种。 生态位:物种在生物群落总的地位和角色。 基础生态位:无任何竞争者和捕食者是物种所占据的最大空间。 1.4 生态系统 1.4.1 生态系统概念 任何生物群落总是通过连续的能量-物质交换与其生存的自然环境不可分割的相互联系和相互作用，共同形成统一的整体，这样的生态功能单位就是生态系统。 1.4.4 生态系统的功能 生产:绿色植物通过光合作用，吸收和固定太阳能，将无机物转化成有机物的生产过程称为植物性生产或初级生产。 能量流动:从植物固定太阳能开始，太阳能转化为生物化学能是生态系统中可利用的基本能源。特点是单向流，能力传递的金字塔定律(十分之一定律) 物质循环:生物地球化学循环，各种元素和化合物在生态系统中的一种循环式流动。包括水循环、气体型循环和沉积型循环。 碳循环 氮循环 1.5 地球上主要生态系统类型 陆地生态系统:全球陆地面积约占总面积的三分之一，但陆地生物群落的现存生物量却占了地球的99%以上。主要包括:森林生态系统，草原生态系统，荒漠生态系统。(*可以参考2.8节 植被类型) 水域生态系统:包括淡水生态系统和海洋生态系统。后者的生产者由体形很小，数量极大，种类繁多的浮游植物组成 人工生态系统:包括农业生态系统和城市生态系统 第二节 植物与环境 2.1 气候对植物的影响 2.1.1 光对植物的影响 1、光谱成分 2、光照强度:直接影响(生长、发育); 3、光照时间: 长日照植物(14~17小时)，如大麦等; 短日照植物(8~12小时)，如水稻等; 中间性植物(约12小时)。 4、阳性植物、阴生植物和耐阴植物 2.1.2 温度对植物的影响 1、最高、最低温度界限与最适温度范围 2、 植物对低温和对高温的适应 (1)低温对植物的生态作用 寒害:温度0?以上植物已受害; 冻害:温度0?以下植物才受害。 (2)植物对低温的生态适应 枝叶紧靠及缩小成垫状，植株平卧，叶变红，球茎、根状茎、块根等;树枝花蕾的外面 被茸毛，牙有牙鳞，冬季落叶，细胞内的糖、油脂等物质增加。 (3)高温对植物的生态作用 伤害作用: 呼吸作用大于光合作用 (4)植物对高温的生态适应 木栓组织发达;叶具光泽、发射强光;被毛或鳞粃;叶垂直排列，叶缘对着阳光。加强 蒸腾作用，增加细胞内可溶物的浓度，反射红外线，减少细胞内的含水量。 2.1.3 水分对植物的影响 2、按照水分因素区分的生态类群 (1)旱生植物:环境缺水、气体充足、温度低 (2)湿生植物: 湿度大，土壤湿润。 (3)中生植物:中等湿度。介于旱生植物和湿生植物之间。 (4)水生植物:水分丰富，气体不足，光质较弱。 2.2 土壤对植物的影响 1、土壤的物理性质，如土壤的机械组成 2、土壤的化学性质，土壤酸碱性、盐碱度、肥力 2.4 生物因素之间的相互关系 2.4.1动物对植物的影响 1、直接影响 (1)传播果类和种子 (2)传粉 (3)啃吃和破坏 2、间接影响 (1)寄生:如无根藤; (2)共生:如根瘤菌; (3)附生:如附生兰; 2.5人类对植物的影响 1、植物的自然面貌受到破坏 2、植物的天然种受到改变 3、环境污染 2.7.2 植物群落的外貌和结构 1、植物群落的外貌 (1)生活型 ?高位芽植物; ?地上芽植物;?地面芽植物; ?隐芽植物;?一年生植物。 (2)生长型 ?乔木; ?灌木;?草本; ?藤本; 2、植物群落的结构 (1)垂直结构: 乔木层、灌木层、草本层、地被层。 (2)水平结构: 均匀是相对的，镶嵌是绝对的。 2.8 植被类型 植被——指某一地区全部植物群落的总称。分为自然植被和人工植被。 2.8.1 热带植被 1、热带雨林——主要特征: 种类丰富，优势种难分; 2、红树林 主要分布于热带滨海地区，受周期性海水浸淹的淤泥海滩上耐盐的常绿乔灌木植物群落。有红树植物。种类成分比较贫乏，以红树科为主 3、季雨林 指分布在热带有周期性干湿季节交替地区的森林。 4、热带稀疏草原 是一种阳性、旱生、适高温的多年生草本植物占优势，并散生一些耐旱、矮生、稍为直立的乔灌木的植物群落。 2.8.2 亚热带植被 常绿阔叶林 硬叶阔叶林 2.8.3 温带植被 1、夏绿阔叶林——指夏季长叶冬季落叶的乔木组成的森林植被类型。主要特征: 2、针阔叶混交林 指夏绿阔叶林和寒温带针叶林之间的过渡类型。 3、泰加林(针叶林) 2.8.4 荒漠植被 ?热带亚热带 ?温带 2.8.5 草原植被 由低矮旱生多年生草本植物(有时为旱生的小半灌木)组成的植物群落。分草甸草原、典型草原和荒漠草原。 2.8.6 寒带植被 冻原——由微温的北极和北极高山成分的苔藓地衣小灌木和多年生草本植物组成的群落。 2.8.7 隐域植被 1、 草甸 草原 热带草原 共同点:草本为建群种 2、沼泽 3、水生植被 2.9 植物的分布与区系 2.9.1 植物分布区 1、分布区的概念:某一植物分类单位(科、属、种)分布于一定空间的总称。 5、特有种、孑遗种和替代种 (1)特有种——仅分布在某一地区，而不在其它地区分布的植物。 (2)孑遗种 (3)替代种——指由共同祖先派生出来，特征相似的种各占有独特的分布区，空间上相互替代，这种现象称为地理替代现象，这种植物称为替代种。如落叶松系列。 2.9.2 植物区系 2、世界植物区系分区 ?泛北极植物区; ?古热带植物区; ?新热带植物区; ?澳大利亚植物区; ?好望角植物区; ?南极植物区。 第三节 生物多样性 3.1 生物多样性 生物多样性(Biodiversity):是大自然物种拥有程度的笼统术语。 包含三个不同层次: 1、遗传多样性 2、物种多样性 3、生态系统多样性 3.1.1遗传多样性 即基因多样性:指地球上生物个体中所包含的遗传信息之总和。 3.1.2 物种多样性 指地球上生命有机体的多样化。 3.1.3 生态系统多样性 指生物圈内的生境、生物群落和生态过程的多样化。 3.1.4 生物多样性的价值 1、直接经济价值: A、生产性使用价值(市场交易); B、消费性使用价值(直接消费); 2、间接经济价值: A、非消费性使用价值; B、选择价值; C、存在价值。 3.2生物多样性现状与问题 3.2.2 物种濒危与灭绝 受威胁物种是指那些在自然分布区中为数不少，但数量正在减少或可能会濒危的物种。 濒危指残存个体数极少，以致会在大部分或所有分布区灭绝的物种。对大型动物，成熟个体 ,2500头(只); 灭绝是物种濒危发展的最终结果。对于大型动物来说，成熟个体,500 头(只);如果某物 种有50年时间以上没人见过其活体，则认为其已灭绝。 “阿里效应” 一旦物种的数量低到一定的程度，这个物种自身便很难进行成功的繁育。 3.2.3生境破坏与物种大规模灭绝 (1)湿地生境 (2)荒地生境 (3)过度捕猎和砍伐森林 (4)生物入侵 是指外来物种从外地自然传入或人为盲目,无意引入后成为野生状态，并对本地生态系统造 成危害的现象。 防范生物入侵的措施 ?加强检疫，截获有害外来物种。 ?建立和加强对外来物种引种的风险性评估。 ?开展对外来入侵物种的生物学研究。 ?加强宣传教育，建立新的生物防卫道德。 (5)破坏天然生境 (6)生境孤岛化 (7)生境污染 3.3 自然保护区 指具有保护自然环境和自然资源性质的一定空间范围的总称。 3.4 生物多样性保护战略 第七章 地貌概论 第一节 研究内容 1.1 基本概念 地貌学:geomorphology. geo代表地球，morphe代表形态，Logos代表学科。因此，从字面上理解,地貌学是关于地表形态的科学 地貌学定义:是研究地表形态特征及其成因、演化、内部结构和分布规律的科学。 地貌形态要素:地形面、地形线、地形点; 地貌与地形:含义基本相同; 正地形:相对高起的地形; 负地形:相对低下的地形; 顺地貌:地貌形态与地质构造一致; 逆地貌:地貌形态与地质构造不一致; 1.2 研究内容 地貌学的研究内容是地球表面各种形态的特征、地貌的成因、地貌的演变过程、地貌的内部结构和地貌的空间分布规律。 地形包括固体地球与水圈和大气圈界面的全部, 大陆及其边缘的地形以及海底的形态，都属于地貌学的研究范围。 地貌是内营力和外营力共同作用于地表的结果。 地貌= f (物质，构造，内营力，外营力，时间) 1.2.3 各种地貌有不同的内部结构。 按地貌形成的侵蚀作用和堆积作用，可划分为切割型、叠置型、切割-叠置型和叠置-切割型等四种地貌结构类型。 在侵蚀作用占主导地区，切割新生代以前的岩层所形成的地貌，称为切割型地貌。 在堆积作用占主导地区，地面发生大量堆积，沉积物一层叠加在一层之上，由这种叠加结构组成的地貌，称叠置型地貌。 如果切割型地貌形成后，由于构造运动方向改变，或者由于气候的冷暖或干湿的变化，由侵蚀作用转变为堆积作用，在被切割的部位发生堆积，就形成切割—叠置型地貌。 如由堆积作用转变为侵蚀作用，在叠置型地貌基础上发生侵蚀，就形成叠置—切割型地貌。 1.2.4 各种类型和成因的地貌都有一定的分布规律。 以内营力作用为主的地貌来说，地貌的分布和大地构造单元、地壳运动方向以及构造线的走 向都有一定的联系。 以外营力作用为主形成的地貌，则有呈纬度水平分布和沿山地垂直分布的规律。全球可划分出不同的气候带或气候区，各个气候带或气候区的外营力作用有其独特的方式和不同的强度，从而形成不同的地貌分布规律与地貌组合特征。 寒冷气候地貌带 温湿气候地貌带 干旱气候地貌带 湿热气候地貌带 第二节 主要理论和方法 2.1 戴维斯的侵蚀循环模式 他认为地貌演化经历青年、中年到老年的过程。在戴威斯的模型中，构造作用是激发因素，发生在地貌旋回的开始。地形的构建(building)发生在旋回的开始阶段。接着，地貌过程(外营力)作用并剥蚀地形，最终形成准平原(peneplain)。 地理循环学说 戴维斯认为地貌发育有三要素，即构造、营力、时间。认为地貌的准平原化发育过程经历三个阶段:幼年期、壮年期、老年期。 2.2 彭克模式 彭克提出随时间象波浪一样的构造作用。在这种情况下，变形的强度逐渐增加达到一个最大值，然后逐渐衰减而消失。地貌过程(外营力)对抬升地区从造山运动开始就进行作用，所以产生的景观是变形和侵蚀共同作用的结果。当造山作用衰弱，侵蚀作用赶超变形速率，造成地形的逐渐降低。 地形分析 彭克专注坡地形态研究，认为内、外力同时作用，而地貌形态则揭示了内、外力的关系 2.3 John Hack 动态平衡 当构造变形和外营力侵蚀长期作用，地貌将达到一种动态平衡(dynamic equilibrium)。对一定强度的岩石，即使构造作用持续很长的时间，地形也不能无限地增高。随着地形越来越高，地形起伏使岩石达到破裂极限，将发生崩塌与滑坡。随着岩石的不断抬升，坡地的破坏将限制地形的高度。最终，地形达到近似稳定状态或达到动态平衡。在这种模型中，山地抬升的速率和侵蚀的速率将达到长期平衡。不同于戴威斯和彭克的模型，该模型中构造抬升一直发生，没有变小或突然消失。同样，达到最大的高度后，不发生景观进化，而是简单地在平衡地形附近波动，直到构造作用发生变化。 2.4 地貌学研究方法 多假设法-method of multiple working hypotheses 1. 观察事实-observasion of facts 2. 提出多个假设-development of multiple working hypotheses 3. 求证假设-testing hypotheses 第八章 外动力地貌 知识要点 外动力地貌的成因 外动力地貌的发育过程 外动力地貌的分布规律 第一节 坡地地貌 坡地上的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，称为坡地地貌。坡地地貌的形成与发展大致可分成两个阶段: 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。 1.1 风化作用 风化作用:岩石在地表或接近地表的地方，在温度变化、水及水溶液的作用、大气及生物作 用等影响下发生的破坏作用。 (1)物理风化:岩石发生机械破碎，没有显著的化学成分的变化的作用。主要由温度变化及由此而产生的水的冻结和融化等作用引起的。 (2)化学风化:岩石在水、氧气、二氧化碳等作用下发生的化学分解作用。化学风化最突出的是氧化作用和水溶液的作用。 1.2 崩塌 一、崩塌作用方式 斜坡上的岩屑或块体，在重力作用下，快速向下坡移动，称为崩塌。崩塌按发生的地貌部位和崩塌方式又可分为山崩、塌岸和散落。 山崩(rockfalls, debris avalanches)是山岳地区常发生的一种大规模崩塌现象，山崩时，大块崩落石块和小颗粒散落岩屑同时进行，崩塌体能达数十万立方米。山崩常阻塞河流、毁坏森林和村镇。 河岸、湖岸(库岸)或海岸的陡坡，由于河水、湖水或海水的冲蚀，或地下水的潜蚀作用以及冰冻作用，在岸坡的水面位置常被掏空，使岸坡上部物体失去支持而发生崩塌，称为塌岸。 散落是岩屑沿斜坡向下作滚动或跳跃式地连续运动。其特点是散落的岩屑连续地撞击斜坡坡面，并带有微弱的跳动和向下作旋转运动，跳动是岩屑从某一高度崩落到下坡形成反跳，也可能是快速滚动的岩屑撞击不平整的坡面而跳起。 1(崩塌堆积地貌 沿斜坡崩塌的物体在坡度较平缓的坡麓地带，堆积成半锥形体，称倒石堆(岩屑堆,talas)。 倒石堆下部基岩一般是由不同角度线段组成的斜坡。在坡脚处，地面近于水平，称为倒石堆的基底;往上部去，基岩斜坡逐渐增大，倒石堆开始发育的时候，岩屑不会在这里堆积,常是崩落岩屑发源地，称为基坡。基坡不断后退，原来陡峭的基坡坡度变缓，倒石堆不断增长，其顶点逐渐向上移动，被倒石堆埋藏的下部不再被破坏。按此方式发展，基坡坡度从下往上就逐渐变小，呈一上凸形的剖面线 2(崩塌的物质结构 组成倒石堆的物质多为大小不一，棱角明显的碎石。碎石的颗粒组成与基坡岩性有关。 倒石堆碎屑颗粒大小混杂，没有明显的排列层序。总的来说，一般较大的岩块可以滚落到倒石堆的边缘部位才停积下来，而一些较小的碎屑多堆积在倒石堆的顶部。 1.3 滑坡(landslides) 斜坡上的大块岩(土)体，由于地下水和地表水的影响，在重力作用下，沿着滑动面整体向下滑动，称为滑坡。 滑坡常发生在松散土层中，或沿松散土层和基岩接触面而滑动，也有沿岩层层面或断层面滑动。滑坡体的滑动速度一般很缓慢，一昼夜只有几厘米，甚至几个月才移动几厘米。但在一些特殊情况下，如暴雨或大地震时，滑坡速度可以很快。 1.4 土屑蠕动(creep) 斜坡上的碎屑或土壤颗粒在重力作用下缓慢向下坡运动，称为土屑蠕动。由于颗粒或岩屑之间的相对位移小，运动过程缓慢，不易一下觉察出来，如时间久了，斜坡上各种物体就显出变形。例如电线杆歪斜，树杆弯曲，土墙或篱笆墙向斜坡下方倾斜和斜坡草皮向下坡移动等。 土屑蠕动不论是在寒带地区、温带地区或热带地区 都可发生，它的形成主要是由于温度变化或湿度变 化而引起斜坡碎屑和土壤颗粒的物理性质改变所 致。另外，植物根的生长和动物的践踏也有助于斜 坡上的土屑蠕动。 在寒冷地区，斜坡上冬天地面冻结而膨胀隆起从AB 到CD，土壤中的颗粒或碎屑M随着地面膨胀沿垂 直坡面方向上升到Mˊ;解冻时，地面恢复到原来 位置AB，但颗粒或碎屑受重力作用则由Mˊ移到 M″ 斜坡上的碎屑或土壤颗粒因日温差或干湿变化而发 生胀缩，也可造成向下坡蠕动。当碎屑颗粒受湿或 增温时，体积膨胀，颗粒相互挤压，碎屑被挤出原 来位置而向下坡移动(图2-10.A);碎屑变干或降温 时，体积缩小，其间形成空隙，使上部碎屑失去支 持引起下移 斜坡上的裂隙、动物洞穴或植物根系腐烂留下 的空洞，都可使上坡物质失去稳定而向下移动。其 它如树木摇摆和动物践踏也有助于斜坡物质向下移动。 坡地上发生崩塌、滑坡和土屑蠕动造成的坡面侵蚀，称坡面重力侵蚀。由此形成的堆积物称重力堆积物。 1.5 坡面侵蚀和坡积裙 大气降雨或冰雪融化后，在倾斜的坡地上，形成面(片)状水流。面状水流是由许多细小股流组成的，它们无固定流路，在这种水流作用下，可使坡面降低，称为坡面流水侵蚀。被侵蚀的物质堆积在坡脚处，称坡积物，它们围绕坡地边缘分布，形似衣裙的花边，称坡积裙。 坡面侵蚀作用范围广，侵蚀量大，尤其在由松散细粒沉积物组成的裸露斜坡上更为明显，常造成严重的水土流失。 一、坡面流水侵蚀 坡面流水侵蚀只出现在降雨或融雪时期，故雨滴冲击作用和坡面径流侵蚀作用是坡面流水侵蚀的两种主要作用。 1(雨滴冲击作用 (溅蚀) 雨滴降落的最高速度可达7,9m/s, 雨滴降落能使粒径小于0.5mm的土粒离开原位被激溅到离地面60cm以上的高度，水平方向激溅的距离可超过1.5m。 在10%坡度的坡面上土粒受到雨滴冲击后，约有60,70%向下坡移动，只有25,40%向上坡溅移。土粒向上下坡溅移距离和数量的差异，随着地形坡度加大而增加。 2(坡面径流侵蚀 坡面径流侵蚀力大小与地形、土壤和植被等因素有关。 地形(坡长、坡度和坡形)控制坡面流水冲刷速度和冲刷量。从理论上说，坡面愈长，愈到下坡水量愈多，水流的能量也增强。但是，随着坡长的增长，水流挟带的泥沙量也随之增多， 需要消耗一部分能量，而使水流侵蚀能力减小。因此，坡面径流侵蚀能力并不是随坡长增加而直线加大。 二、坡积裙 坡积裙的纵向地形线呈微凹下的曲线，坡度一般为7?,10?，边缘逐渐变缓。坡积裙的前缘部分常堆积在山麓平原或山间盆地边缘，或是在河谷底部，最边缘与其它成因类型的沉积物相互穿插(图2-13)。 A(上缘部;B(前缘部;C(边缘部 dl坡积物;al冲积物 第二节 流水地貌 河流是地表线形凹槽内天然流水的通称。 河流水流来自大气降水。河流中的水流是地 表水流最主要的形式。 河流作用是塑造地貌最普遍通最活跃的外 营力之一。 凡由河流作用形成的地貌，称河流地貌 河流作用塑造的地貌极其多样。从河谷横剖 面看，可分谷底和谷坡两大部分(图3-1)。谷底包括河床和河漫滩，谷坡是河谷两侧的 岸坡，常有阶地发育。谷坡与谷底的交界处，称为谷坡麓，谷坡与原始山坡或地面的交界 处，称为谷肩，也称谷缘。 从整个流域看，上游河谷狭窄，多瀑布，中游河谷较宽，发育河漫滩和阶地，下游河床坡度 较小，河谷宽浅，多形成曲流和汊河，河口段形成三角洲和三角湾 2.1 河流流水作用 河流流水沿沟谷流动，水流动能与水质量和流速的平方成正比。水量增加或流速加大，流水 作用能力加强，进行侵蚀，并将侵蚀产物向下游搬运;反之，流水作用能力减弱，便发生堆 积。流水作用总是以侵蚀(erosion)、搬运(transportation)和堆积(deposition)三种方式进行，并 形成相应的河流地貌。 2.1.1 环流和漩涡流 河流水流作用还和水流结构有关，河流水流流束线呈螺旋状运动，形成环流和漩涡流，它们 对河流地貌的形成有着重要意义。 1 横向环流 弯曲河道中，从凸岸由水面流向凹岸的水流(表流)和从凹岸由河底流向凸岸的水流(底流)构成一个连续的螺旋形向前移动的水流，称横向环流。 横向环流的作用影响河流侵蚀和堆积的部位，促进曲流的进一步发展。曲流带外侧(凹岸)流速大，流水对河岸的侵蚀强，侵蚀物质大部分被搬运到下一个弯曲带，堆积在同侧河岸的凸岸。长久持 续的这种过程使河流更加弯曲。 2(漩涡流 当水流绕过障碍物，如沙波的脊部、河床基岩岩槛以及各种人工建筑物时，都会产生漩涡流。 一种漩涡流是围绕垂直于河床底面的轴线旋转，因而掏蚀河岸。 另一种漩涡流是由于河床底部水流翻过沙波脊或基岩岩槛形成的，它的轴线方向与河床底面平行，漩涡流围绕平行河床底面的轴线旋转，这种漩涡流能使从沙波迎水面带来的物质搬到背水面堆积下来，使沙波向前移动。 2.1.2 河流的侵蚀作用 河流水流有破坏地表并掀起地表物质的作用。水流破坏地表有三种方式，即冲蚀作用(hydraulicking(水力冲蚀)、磨蚀作用(abrasion)和溶蚀作用(corrosion)，总称为河流的侵蚀作用。 冲蚀:水流流过泥沙时，其上部流速快，压力小，通过泥沙下部的水流，受到较大阻力，流速小，压力大，因而在泥沙颗粒上下产生压力差，使泥沙颗粒获得了上升力，掀起河底表层松散颗粒。另外，水流对泥沙还有迎面冲击力，使被掀起的泥沙向下游移动，形成侵蚀。 磨蚀:在坡度大的山地河流中，流水可推动很大的砾石使其移动，这些砾石在移动过程中，还能互相撞击或磨蚀河床底部而进行侵蚀。 溶蚀:河流水流对可溶性岩石如石灰岩进行溶解所产生的一种破坏现象。 河流侵蚀按方向可分为下切侵蚀(vertical erosion)和侧方侵蚀(lateral erosion)两种。 下切侵蚀是水流垂直地面向下的侵蚀，其效果是加深河床或沟床。下切侵蚀可以沿较长的河段同时进行，也可以从源头或河口开始向上游侵蚀或瀑布的后退来实现，又称向源侵蚀(溯源侵蚀, headward erosion)。 侧方侵蚀也称旁蚀，是河流侧向侵蚀的一种现象。这种侵蚀的结果是使河岸后退，沟谷展宽，或者形成曲流。 2.1.3 河流的搬运作用 河流水流在流动过程中携带大量泥沙和推动河底砾石移动的作用，叫河流搬运作用。河流水流搬运的方式有三种。 1(推移(traction, bed load) 推移是流水使泥沙或砾石沿底面滚动或滑动，主要是泥沙或砾石受水流的迎面压力作用所致。 2(跃移(saltation) 跃移是床底泥沙呈跳跃式向前搬运。 3(悬移(suspended load) 悬移是较细小颗粒在流水中呈悬浮状态搬运。 2.1.4 河流的堆积作用 河流流水挟带的泥沙，由于河床坡度减小，水流流速变慢，水量减少和泥沙增多等都可引起搬运能力减弱而发生堆积。由流水堆积在沟谷中的沉积物称为冲积物(alluvium)。 河流的侵蚀、搬运和堆积三种作用是经常发生变化和更替的。对一条河流来说，在正常情况下，上游多以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主，如果海面下降，下游地段亦可转化为侵蚀作用为主，当河流水量减少，泥沙增多，在河流上游的某一地段也可能出现堆积作用为主。另外，在同一河段，侵蚀、搬运和堆积是同时进行的，例如弯曲河段在凹岸侵蚀，同时在凸岸就发生堆积。 2.2 河床 河谷中枯水期水流所占据的谷底部分称为河床(bed)。 河床横剖面呈一低洼的槽形。 从源头到河口的河床最低点连线称为河床纵剖面(longitudinal profile)，它呈一不规则的曲线。 2.2.1 河床纵剖面的形成与发展 河床纵剖面是河流作用形成的，每条河流下切侵蚀的最大深度并不是无止境的，往往受某一 高度基面控制，河流下切到接近这一基面后即失去侵蚀能力，不再向下侵蚀，这一基面称为河流侵蚀基准面(baselevel)。 侵蚀基准面的变化影响河床纵剖面的发展: 当侵蚀基准面下降时，如果出露的地面坡度较大，则流速加大，侵蚀作用加强，开始在河流的下游发生侵蚀，然后逐渐向上游扩展，即向(溯)源侵蚀，河床纵向坡度变大。 当侵蚀基准面上升时，水流搬运泥沙能力减弱，河流发生堆积，河床纵向坡度变小。 2.2.3 河床中的地形 河床发展过程中，由于不同因素影响侵蚀和堆积作用，在河床中形成各种地貌，如河床中的浅滩与深槽、沙波，山地基岩河床中的壶穴和岩槛等。 1( 浅滩与深槽 (riffles and pools)浅滩是河床底部的一些不同规模的冲积物堆积体，它们有的分布在岸边，称边滩，有的分布在河心，称心滩。浅滩与浅滩之间较深的河段，称深槽。 2(沙波(ripples) 沙波是河床中的堆积地貌(图3-10)，一般河流中都可见到。沙波的脊线走向与河岸线斜交。沙波的横剖面不对称，陡坡朝向河流的下游，达30?左右，迎水面的一坡较缓。水流不断搬运沙波迎水面一坡上的沙粒，在背水面一坡堆积下来，沙波便不断向下游移动。沙波的存在使枯水期河床的岸边线成为许多小沙嘴，它们略向下游斜伸，沙嘴之间成为小河湾(图3-11)。 3(壶穴与岩槛 壶穴(potholes)是基岩河床中被水流冲磨的深穴(图3-13)，其深度可达数米到几十米。壶穴多是在瀑布下方，由湍急水流冲击河床基岩而成。如果河床基岩节理发育，或是构造破碎带，水流则往往沿岩石节理面或破碎带冲击和掏蚀河床。一旦河床被掏蚀成穴后，就在壶穴处形成漩涡流，一些砾石随着漩涡流一起运移，对河床进行磨蚀，在河床两侧或床底形成很光滑的磨光面。 岩槛是基岩河床中较坚硬岩石，横亘于河床底部形成的瀑布或跌水，并构成上游河段的地方侵蚀基准面。岩槛的形成与构造或岩性有关，有些活动断层可直接形成岩槛，岩槛位置和断层位置一致;有时岩槛位于活动断层上游方一定距离，这是因岩槛向源后退之故。前者表明断层活动时期很近，后者说明断层活动已有相当长时期。穿插在基岩中的岩脉，也常形成岩槛。 2.2.4 河床平面形态(channel pattern) 河床平面形态有平直的(straight)、弯曲(meandering)的和分汊的(braided)。弯曲的河床称曲流(meanders)，分汊的河床称辫流(braided river)。 1 曲流 弯曲指数=河流长度/河谷长度 弯曲指数=深泓线长度/河谷长度 弯曲指数=河床长度/曲流带轴线长度 曲流波长(L)=kQx Q=流量，k,x为常数 曲流形成后，不断侧蚀，同时还不断向下游迁移，在其迂回范围内，形成曲流带。当河床弯曲愈来愈大时，这条河流的上下河段愈来愈接近，形成狭窄的曲流颈。洪水时，曲流颈可能被冲开，河道取直称为截弯取直(neck cutoff)。截弯取直后，弯曲河道被废弃，形成牛轭湖(oxbow lake)。 根据地质条件和曲流发育状况，将曲流划分为自由曲流和深切曲流(incised meanders) : 1 自由曲流又称迂回曲流，它常形成在地壳下沉的宽广的冲积平原地区，河谷宽阔，河床不受河谷的约束，能较自由地迂回摆动。 2 曲流形成后，由于地壳抬升，曲流深切到基岩中，称为深切曲流。深切曲流发育在山地，根据它下切和侧蚀情况，又可分为嵌入曲流(intrenched meanders)和内生曲流(ingrown meanders)。 嵌入曲流是在地壳急剧抬升时，曲流保持原形切入基岩中形成的。 内生曲流是当构造上升速度较慢，曲流在下切过程中，并继续进行侧蚀而成。内生曲流发育过程中，曲流更加弯曲，曲流颈也愈来愈窄，洪水期水流漫溢而截弯取直，原来的弯曲河道被废弃。被废弃的曲流所环绕的孤立小丘，称为离堆山。如果地壳继续抬升，取直后的河床则继续加深，使被废弃的曲流位置相对抬高，形成高位废弃曲流。 2(辫流(braided streams) 有些河流的河床分成许多汊，宽窄相间，时分时合,形似发辫，称为辫流。 2.3 河漫滩 河流洪水期淹没河床以外的谷底部分，称为河漫滩(floodplain)。 平原河流河漫滩发育，较宽广，常在河床两侧分布，或只分布在河流的凸岸。 山地河谷比较狭窄，洪水期水位高度较大，河漫滩的宽度较小，相对高度却比平原河流的河漫滩要高。 河漫滩的结构 洪水期河漫滩上水流流速较小，环流从河床中带到河漫滩上的物质，主要是细砂和黏土，称为河漫滩相冲积物(overbank deposits);下层是由河床侧方移动沉积的粗砂和砾石，称为河床相冲积物(channel deposits)，这样就组成了河漫滩的二元沉积结构。 2.4 泥石流 泥石流是山地沟谷中含大量松散固体碎屑的洪流，它常在暴雨或融雪时期突然暴发，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，下游出山口堆积成泥石流堆积扇。 2.5 洪(冲)积扇(alluvial fans 山麓带常处于构造下沉状态，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(图3-22)。 2.6 冲积平原 冲积平原是在构造沉降区由河流带来大量冲积物堆积而成的平原。 冲积平原根据地貌部位和作用营力可分为山前平原、中 部平原和滨海平原三部分 2.7 河口区地貌 河流入海或入湖的地段是河流和海洋或湖泊相互作用的 区域，称为河口区。 如果河流带来的泥沙超过海洋或湖泊的搬运能力，则形 成向海(湖)突出的堆积体，平面形态象一个尖顶向陆 的三角形，称为三角洲。 如果河流、海洋或湖泊的侵蚀作用大于河口区的堆积作 用，就形成一个喇叭形的河口，称为三角湾或三角港。 2.8 河流阶地(river terraces) 河流下切侵蚀，原先的河谷底部(河漫滩或河床)超出 一般洪水位以上，呈阶梯状分布在河谷谷坡上，这种地 形称为河流阶地。 阶地按地形单元划分为:阶地面、阶地陡坎、阶地前缘 和阶地后缘(图3-33)。阶地高度是从河床水面起算，阶地宽度指阶地前缘到阶地后缘间的距离，阶地级数从下往上依次排列。 河流阶地沿河分布并不是连续的，多保留在河流的凸岸，阶地在两岸也不是完全对称分布的(图3-34)，由于构造运动、气候变化和支流注入等因素影响，同一级阶地的相对高度在不同河段也有不同。 2.8.1 河流阶地的成因 流发育到一定阶段，河床侧蚀迂回，展宽河谷，河流暂时接近相对平衡状态，这时进入河流的冲积物和河流搬运的冲积物近似相等，两者之比—相对负载—接近于1 。如果相对负载发生变化，河流的动力状态也将随之改变，相对负载大于1时，河流将发生堆积;相对负载小于1时河流将加强侵蚀。在后一种情况下，河床就会下切侵蚀形成阶地。由此可见，形成河流阶地必须具有两个条件，具有较宽阔的谷底和河流下切侵蚀。 第三节 冰川地貌 在高山和高纬地区，年平均温度在0?以下，当降雪的积累大于消融时，地表积雪逐年增厚，经一系列物理过程，积雪就逐渐变成冰川冰。冰川冰受自身重力作用或冰层压力作用缓慢运动，就形成冰川(Glaciers)。(地表长年存在并能自行运动的天然冰体) 3.1 冰川和冰川作用(glaciers and glacial processes) 3.1.1 雪线(firn line or firn limit) 在中低纬度山区,在气候年变化不大的若干年内，每年最热月积雪区的下限大致在同一海拔 高度，这一高度的界线称雪线。 雪线处的年降雪量等于消融量，即雪的积累量和消融量处于平衡状态。 3.1.2 冰川形成过程(formation of glaciers) 积雪(snow)变成冰川是先由新雪变成粒雪(firn or neve)，再由粒雪变成冰川冰(glacial ice)，最后形成冰川(glaciers)。 雪粒晶粒不断扩大而成粒雪，粒雪的密度比新雪大得多，一般是0.4,0.7 g/cm3，在自重作用下，粒雪不断压实或融水渗浸再结晶，使晶雪密度不断增大，当达到0.8 g/cm3时，晶粒间失去透气性和透水性，便成为冰川冰。 3.2 冰川地貌(Glacial landforms) 冰川地貌分为冰蚀地貌、冰碛地貌和冰水堆积地貌三部分。 3.2.1 冰蚀地貌(Erosional landforms) 各种冰蚀地貌分布在不同部位。雪线附近及其以上有冰斗、刃脊和角峰;雪线以下形成冰川谷，在冰川谷内或大陆冰川的底部发育羊背石。 1 冰斗(Cirques)、刃脊(Arête)和角峰(Horns) 冰斗是山地冰川重要的冰蚀地貌之一，它位于冰川的源 头。典型的冰斗是一个围椅状洼地(图a)，三面是陡峭 的岩壁，底部是磨光的岩石斗底，向下坡有一开口，开 口处常有一高起的岩槛。 冰斗形成在雪线附近。在平缓的山坡上，或在山坡上流 水侵蚀的浅洼地处，常能聚积多年的积雪，雪线附近的 积雪冻融频繁，岩石受寒冻风化破坏，形成许多岩屑， 在重力和融雪水的共同作用下，岩屑不断地向低处搬运， 使雪线附近形成洼地(雪蚀洼地Nivation basins)。洼地 形成后，为积雪创造更有利的堆积条件，积雪不断增厚， 逐渐变成粒雪，进而演化成冰川。冰川形成后，它的运 动对底床产生磨蚀和拔蚀作用，使底部不断加深，在冰 斗开口处留有与坡向相反的岩槛，这时就形成典型的冰 斗(Cirques)。 由于冰斗发育在雪线附近，可根据古冰斗底部的高度， 推断当时的雪线高度。 随着冰斗的不断扩大，冰斗壁后退，冰斗的位置也不断 向上坡移动至雪线以上。相邻冰斗之间的山脊形成刀刃 状，称为刃脊(Arête)(图5-9(b))。几个冰斗后壁所交 汇的山峰，峰高顶尖，称为角峰(Horns)(图5-9(c))。 2(冰川谷(Glacial troughs)和峡湾(Fjords) 冰川谷的横剖面形似U形，故称U形谷，也称槽谷。槽谷的两侧有明显的谷肩，谷肩以下的谷壁平直而陡立，冰川谷两侧山嘴被侵蚀削平形成冰蚀三角面(Truncated spurs)。 槽谷的形成是冰川下蚀和展宽的结果。冰川冰的厚度越大，下蚀力越强，有些槽谷可深达千米，美国加里福尼亚州的约斯迈特槽谷深900,1200 m，冰川下蚀量有450 m，床底还有300 m厚的松散堆积物。 在高纬地区，大陆冰川和岛状冰盖能伸入海洋，由于冰川很厚，当冰体入海尚未漂离之前，在岸边侵蚀成一些很深的槽谷，冰退以后，槽谷被海水侵入，称为峡湾(Fjords)。峡湾是槽谷的一种特殊形式，挪威海岸峡湾的长度达220 km，世界上最深的峡湾在南美巴塔哥尼亚海湾，深达1288 m。 3 羊背石、冰川磨光面和冰川擦痕 羊背石(Roches moutonnes)是冰川基床上的一种侵蚀地形，它是由基岩组成的小丘，远望犹如匍匐的羊群，故称这些小丘为羊背石。羊背石的平面为椭圆形，长轴方向和冰流方向一致，向冰川上游的一坡由于受冰川的磨蚀作用，坡面较平，坡度较缓，并有许多擦痕;向冰川下游方的一坡受冰川的侵蚀作用，被冰川挖掘得坎坷不平，坡度也较陡。 在羊背石上或冰川槽谷谷壁上以及在大漂砾上常因冰川作用形成磨光面。当冰川搬运物是砂和粉砂时，在比较致密的岩石上，磨光面更为发育。如果冰川搬运物多是碎石，则在谷壁基岩上常刻蚀成条痕或刻槽，称为冰川擦痕(striations)。冰川擦痕一般长数厘米至1m，深为数毫米，成钉形，擦痕的一端粗，另一端细，细的一端指向冰川下游。漂砾上的冰川擦痕形成时虽和冰川流向有关，但漂砾随冰川一起运动，随时都在改变自己的位置，可再次受到刻蚀，故漂砾上的冰川擦痕呈不同方向。 3.2.2 冰碛地貌(Depositional landforms) 由冰川侵蚀搬运的砂砾堆积形成的地貌，称冰碛地貌。有以下几种类型。 1(冰碛丘陵(基碛丘陵)(Ground moraines) 冰川消融后，原来的表碛、内碛和中碛都沉落到冰川谷底，和底碛一起统称基碛。这些冰碛物受冰川谷底地形起伏的影响或受冰面和冰内冰碛物分布的影响，堆积后形成波状起伏的丘陵，称冰碛丘陵或基碛丘陵。 2(侧碛堤(Lateral moraines) 侧碛堤是由侧碛和表碛在冰川退缩以后共同堆积而成。它在冰川谷的两侧堆积成堤状,向下游方向常和冰舌前端的终碛堤相连(图),向上游方向可一直延伸到雪线附近。 3(终碛堤(尾碛堤)(End moraines) 当冰川的补给和消融处于相对平衡状态时，冰川的末端较长时期地停留在某一位置，这时由冰川上游搬运来的物质，在冰川尾端堆积成弧形的堤，称终碛堤(尾碛堤)。 4(鼓丘(Drumlins) 鼓丘是由一个基岩核心和冰砾泥组成的一种小丘(图5-13)。它的平面呈椭圆形，长轴与冰流方向一致，纵剖面呈不对称的上凸形，迎冰面一坡陡，是基岩，背冰面一坡缓，是冰碛物。它的高度可达数十米。北美的鼓丘高度为15,45 m，长450,600 m，宽为150,200 m。欧洲有些鼓丘高只有5,10 m，但长度可达800,2600 m，宽300,400 m。 鼓丘分布在大陆冰川终碛堤以内的几公里到几十公里范围内，常成群分布。山谷冰川终碛堤堤内也有鼓丘分布，但数量较少。鼓丘的成因是冰川在接近末端，底碛翻越凸起的基岩时，搬运能力减弱，发生堆积而形成的。 第五节 荒漠地貌 地球上有两大荒漠区，一是干旱区荒漠(desert)，一是极地区荒漠。本节所介绍的是干旱区荒漠地貌。 干旱区荒漠气候极端干燥，年蒸发量超过年降水量数倍至数十倍，年温差和日温差都较大，地表径流贫乏，植被稀疏，物理风化很强，风力作用强劲。 干旱荒漠地区的主要地貌营力是风力作用，其次是风化作用、重力作用和流水作用，它们在荒漠地貌形成过程中都有一定影响。 5.1 荒漠区的分布 全世界干旱区荒漠一是分布在南北纬15?,35?之间，由副热带高压引起的干旱荒漠;另一是在北纬35?,45?之间的温带、暖温带大陆内部的干旱荒漠 5.2 风力作用 由于荒漠区有上述许多自然地理特征，因而那里风的作用很强。风的作用表现为气流沿地表 流动时对地面物质的吹蚀、磨蚀、搬运和堆积过程。 5.2.1 风蚀作用(wind erosion) 地表物质在风力作用下脱离原地称为风蚀作用。风蚀作用包括吹蚀作用(deflation)和磨蚀作用(abration)。 5.2.2 风的搬运作用 风携带各种不同粒径的沙粒，使其发生不同形式和不同距离的位移，称为风的搬运作用。风的搬运作用表现为风沙流，当近地面风速大于4m/s时，0.10,0.25mm粒径的沙粒就能形成风沙流。一般来说，被风吹扬的沙粒颗粒大小和风速成正比。 5.2.3 风积作用 风所搬运的沙粒由于条件改变而发生堆积。产生风积作用的原因是挟沙气流在运动过程中遇到山体阻碍，或地面草丛、建筑物阻挡，风速减慢，形成沙粒堆积。 5.3 风地貌 风对地面物质的吹蚀、搬运和堆积过程中，形成各种风蚀地貌和风积地貌，统称风成地貌。 5.3.1 风蚀地貌(Aeolian erosional forms) 风的吹蚀作用仅限于一定高度，因风挟沙量在近地表10 cm高处最多，跃移的沙粒上升高度一般不超过2 m，所以风蚀地貌在近地面处最明显，主要风蚀地貌有以下几种。 1(石窝(风蚀壁龛)(Aeolian erosional pits and caves) 陡峭的岩壁受风沙的吹蚀和磨蚀，岩壁表面形成大小不等，形状各异的小凹坑，其直径大多约20 cm，深达10,15 cm，有群集，有分散，使岩石表面具有蜂窝状的外貌，称为石窝。 石窝的形成是因干旱区的昼夜温差较大，使岩石表面在物理风化和化学风化的频繁作用下，岩石表面呈片状剥落，形成很多浅小的凹坑。以后，风沙就沿此凹坑向里钻磨，被带到凹坑内的沙粒受风力作用在凹坑内发生旋转，不断地磨蚀凹坑的内壁，结果形成口小坑大的石窝。 2(风蚀蘑菇(Mushroom rocks)和风蚀柱(wind-carved columns) 突起的孤立岩石，尤其是裂隙比较发育的不太坚实的岩石，受风蚀作用后而成上部宽大，下部窄小的蘑菇状地形，称风蚀蘑菇(图7-5)。它是由于近地面的风沙流的含沙量较大，对岩石下部侵蚀较强而形成的。 如果风蚀蘑菇顶部岩石的重心和基部岩石不一致，则上部岩石很容易坠落下来。坠落下来的大石块如在地上不稳定，当刮大风时，则能随之摇摆，称为摇摆石或风动石(swinging stone)。 垂直裂隙发育的岩石，在风长期吹蚀下，形成一些孤立的石柱，称为风蚀柱 3(雅丹(风蚀土脊)(yardangs) 雅丹原是我国维吾尔族语，意为陡峭的土丘。现为国际通用术语，指一种流线型的风蚀山丘(土堆)，其长度从数米到数公里不等。可在任何弱固结的沉积物上发育。雅丹常发育在非常干旱，植被稀少的荒漠中，且每年大部分时间都由强劲的单向风吹蚀着。 4.风蚀洼地(defletion hollows or blowouts) 松散物质组成的地面，经风吹蚀以后，形成宽广而轮廓不太明显的风蚀洼地。它们多呈椭圆形，成行分布，并沿主风向伸展。单纯由风蚀形成的洼地，规模较小，一般直径只有几十米，深度仅1米左右。一些大型风蚀洼地，是在流水侵蚀基础上再经风蚀改造而成，深度可达10米左右。 5. 风蚀残丘 经长期风蚀后，原始地面不断缩小，最后残留下来的小块原始地面称为风蚀残丘。它的外形各不相同，以桌状平顶较多，亦有成尖峰状的，高度一般在10,30 m不等。 在岩性强弱相间的水平岩层地区，经风力长期吹蚀，塑造成一些顶平壁陡的残丘，远远望去，好似废毁的千年城堡，谓之风蚀城堡。 5.3.2 风积地貌 风积地貌的形成和含沙气流结构、运动方向以及含沙量的多少有关。根据含沙气流结构等特征，可划分以下四种风积地貌类型(图7-7)。 1 信风型风积地貌 单向风或几个近似方向风的作用下形成的各种风积地貌。这种类型的风积地貌又称信风型风积地貌。荒漠地区主要形成新月形沙丘、纵向新月形沙丘和纵向沙垄，在荒漠区的边缘或在海岸带、湖岸带非荒漠区常有抛物线沙丘发育。它们的形态走向和起沙风的合成风向之间夹角小于30?，或近于平行，这类沙丘又称纵向沙丘。 (1)新月形沙丘(barchan dunes )。新月形沙丘平面形状如新月，故称新月形沙丘。它的高度不等，一般为几米到十几米，最高可达30 m。新月形沙丘纵剖面的两坡不对称，朝向风向的一坡称迎风坡，坡形微凸而平缓，坡度一般在10?,20?之间;相反的一坡称背风坡，或叫落沙坡，坡形下凹，坡度较陡，一般为28?,33?左右，有时达36?。背风坡的坡度大小和不同粒径沙粒的休止角有关。在新月形沙丘背风坡的两侧形成近似对称的两个尖角，称为新月形沙丘的两翼，此两翼顺着风向延伸。在迎风坡与背风坡连接的地方，形成弧形的脊，称为新月形沙丘脊(图7-8)。单个新月形沙丘多分布在荒漠边缘地区，有时沙质海滨地带也有分布。 (2)纵向沙垄(Longitudinal dunes) 纵向沙垄是沙漠中顺着主要风向延伸的垄状堆积地貌。垄体较为狭长平直。纵向沙垄的不同部位，形态不一，在它的前端有明显的迎风坡，在沙垄的中部，垄脊平缓，两侧斜坡较对称，沙垄的尾部两侧斜坡较平缓。沙垅的表面发育许多新月形沙丘和沙丘链，又称复合纵向新月形沙丘。 沙垄的规模各地不同。 (,)抛物线沙丘。抛物线沙丘平面形态呈弧形，弧形突出方向指向下风向，两个尖角指向上风向。抛物线沙丘是一种固定或半固定的沙丘，在水分和植被条件较好的荒漠边缘地区或者海岸带常有发育。海岸带的抛物线沙丘常由海滨沿岸沙堤演化而成，当沙堤受海风作用向岸方向移动时，遇到植物灌丛阻碍而移动速度减慢或停积下来，在两灌丛之间，没有植物阻挡的沙堤继续往前移动，就形成弧形的抛物线沙丘。如果风力较大，抛物线沙丘的弧形突出部分继续向前延伸，使抛物线沙丘变得越来越长，形如发针，又称发针沙丘。风力继续增大，沙丘继续前移，以致使中部断开，形成平行的两条纵向小沙垄，称为双生纵向沙垄。 2(季风-软风型风积地貌 在两个方向相反的风向交替出现时，而其中一个风向占优势所形成的风积地貌，称季风—软风型风积地貌。季风和山谷风或海陆风都能形成两个相反的风向。此外，由于地形的影响，气流发生反射，亦可产生两个方向相反的风。季风—软风型风积地貌有新月形沙丘链，横向沙垄等，它们的排列延伸方向与起沙风合成风向的夹角大于60?或与近于垂直，沙丘经常是前后往返式移动。这一类型的沙丘又称横向沙丘。 (1)新月形沙丘链。新月形沙丘的翼角彼此相连而成新月形沙丘链。新月形沙丘链在变化不大的气流作用下多为平行新月形沙丘链，有时新月形沙丘链前后互接，它们往往是前后往返移动。这种风积地貌在我国季风气候区的沙漠比较发育，如阿拉善南部的腾格里沙漠，冬季西北风盛行，夏季东南季风亦能达到，因此在这里形成北东—南西走向的新月形沙丘链。 (2)横向沙垄。横向沙垄是一种巨形的复合新月形沙丘链，长可达10,20 km，高50,100 m左右，最高可达数百米，两相邻沙丘链之间的距离达1.5,3.0 km。其中被一些与沙垄垂直的短小新月形沙丘链所分割，形成一个个封闭的低地。整个沙垄体较为平直，从横剖面上看，斜坡两侧不对称，背风坡陡峭，迎风坡平缓。在横向沙垄上形成许多次一级的新月形沙丘链。这种地形在我国塔克拉玛干沙漠和巴丹吉林沙漠中有大面积分布。 第六节 海岸地貌 海岸是陆地与海洋相互作用的有一定宽度的地带，其上界是风暴浪作用的最高位置，下界为波浪作用开始扰动海底泥沙处。现代海岸带由陆地向海洋可划分为滨海陆地、海滩和水下岸坡三部分(图9-1)。 滨海陆地(后滨,Backshore)是高潮位以上至风暴浪所能作用的区域。在此范围内有海蚀崖、沿岸沙堤及潟湖低地等，它们大部分时间暴露在海水面以上，只在特大风暴时才被海水淹没，这一地带又称潮上带。 高潮位和低潮位之间的地带，称潮间带(前滨,foreshore)，主要是海滩(Beach)(沙滩和岩滩)或潮滩(粘土和细粉砂)。 水下岸坡(近滨,Nearshore)是低潮位以下到海浪作用开始掀起海底泥沙处，即大约是1/2波长水深的位置。水下岸坡在平均海面高度以下，只受浅水波的作用，又称潮下带。 6.1 海岸动力作用 海岸动力作用有波浪、潮汐、海流和河流等。其中以波浪作用为主，潮汐作用只在有潮汐海岸对地貌起塑造作用，海流对海岸的地貌作用也没有波浪和潮汐作用那样显著，河流作用只局限在河口地带。 6.1.1 波浪作用(Wave) 波浪作用是海岸地貌形成过程中最为活跃的营力之一。风对海面作用，使水质点作圆周运动，海面水体随之发生周期性起伏，形成波浪。 6.1.2 潮汐作用(Tide) 潮汐是在太阳和月球引力作用下发生的海面周期性涨落现象。在很多地方为半日潮-在一昼夜有两次高潮和两次低潮，也有地方发育全日潮。 潮流在海岸、河口或海湾内为往返流动。由于地球旋转的影响，海洋中潮流的方向和流速时时在变化，北半球按顺时针方向偏转，南半球是逆时针方向偏转。在河口区的潮流，涨潮流与河水流向相反，落潮流与河水流向一致，因而落潮时的下行潮流水量大于涨潮时的上行潮流水量。此外，由于潮流咸水和河流淡水的密度不同，涨潮流沿底层上涌，淡水沿表层下行，在底层形成咸水楔，它可对上游河流相当长的一段水流起顶托作用。 在海峡和岛屿之间，由于地形变窄，潮差大，潮流流速也加大，尤其在海峡两端可以形成强大的潮流。当潮流流速为10,20 cm/s时，就可掀起粉砂淤泥，当潮流流速达到250,300 cm/s时，可搬运大石块，并把海底冲出很深沟槽。潮流作用能在潮间带形成潮滩、潮沟，在水下浅滩形成潮流沙脊和潮流通道。 6.1.3 海流作用 海流的形成可由风的作用、气压梯度、海水的密度和温度、江河淡水注入以及潮汐等影响所致。有些海流有定向性，每年大致向一个方向流动，流速和水量没有多大变化，也有一些海流方向和流速不固定。 6.1.4 海啸(Tsunami) 海啸是由突发的海底错动、海底滑坡、海底火山喷发、或滑入海洋中的陆上滑坡引起的巨型波浪。海啸波浪非常巨大，发源于局部并向四周传播，如同将石块投入水池一样。由构造错动海底，伴随地震的大型波浪又称地震海浪。 6.2 海岸地貌 (Coastal landforms) 波浪侵蚀和堆积过程中对海岸进行塑造，形成海岸侵蚀地貌和堆积地貌。 6.2.1 海岸侵蚀地貌 波浪侵蚀作用在基岩海岸最明显。基岩岸的水深大，外来的波浪能直接到达岸边，将大部分能量消耗在对岩壁的冲击上。 在海浪长期侵蚀下，基岩不断 崩塌后退，形成高出海面的基 岩陡崖，叫海蚀崖(Sea cliffs)。 海蚀崖的下部，大致与海面高 度相等处，在波浪的不断冲掏 下形成凹槽，叫海蚀穴 (wave-cut notch)。深度比宽度 大的叫海蚀洞(sea caves)。在 节理发育或夹有软弱岩层的 基岩中，海蚀洞可达几十米 深， 冲入洞中的浪流及其对空气 的压缩作用，可将洞顶击穿， 形成海蚀窗(blowhole)。 向海突出的岬角同时遭受两个方向波浪作用，可使两侧海蚀穴蚀穿而成拱门状，称海蚀拱桥或海穹(sea arches)。 海蚀拱桥崩塌后，留下的岩柱或坚硬岩石侵蚀残留成突立的岩柱，都叫海蚀柱(sea stacks)。 海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台，称为海蚀平台(图中岩滩)(wave-cut platform; abrasion platform; shore platform)。由于岩性和构造的差异，海蚀平台表面常有一些突出的岩脊和小陡坎。抬升的古海蚀平台称为海蚀阶地. 6.2.2 海岸堆积地貌 根据外海波浪向岸作用方向与岸线走向之间的角度不同，海底泥沙有作垂直岸线方向移动和平行岸线方向移动两种状态，前者称泥沙横向移动，后者称泥沙纵向移动。它们各自形成不同的堆积地貌。 泥沙横向移动过程可形成各种堆积地貌，它们是:水下堆积阶地、水下沙坝、离岸堤、沿岸堤、海滩和潟湖等。 (1)水下堆积阶地。分布在水下岸坡的坡脚，由中立带以下向海移动的泥沙堆积而成。在粗颗粒组成的陡坡海岸，水下堆积阶地比较发育。 (2)水下沙坝(submerged longshore bars)。是一种大致与岸线平行的长条形水下堆积体。水下沙坝的位置常发生迁移，风浪大的季节，沙坝向海方向移动;风浪小的季节，沙坝向陆方向移动。 (3)离岸堤(barrier bars)。离岸堤是离岸一定距离高出海面的沙堤，又称岛状坝。海面下降可以使水下沙坝出露海面形成离岸堤，也可能在一次大风暴海面高涨时形成水下沙坝，风暴过后，海面水位迅速退到原来位置，水下沙坝露出海面形成离岸堤 (4)沿岸堤(longshore bars)。沿岸堤是沿岸线堆积的垅岗状沙堤，由波浪将外海泥沙搬运到岸边堆积而成，或是由水下沙坝演化形成。 (5)潟湖(lagoon)。由离岸堤或沙嘴将滨海海湾与外海隔离的水域称潟湖。潟湖有通道与外海相连，并有内陆河流注入，但也有些潟湖与外海完全隔离封闭，或只在高潮时海水进入潟湖。随着海水和河水进出潟湖的比例变化，潟湖湖水可淡化也可咸化。 (6)海滩(beach)。海滩是在激浪流作用下，在海岸边缘的沙砾堆积体，其范围从波浪破碎处开始到滨海陆地。激浪流分为向岸的进流和向海的退流，进流受重力和水流下渗的影响，流速逐渐减小，当流速等于零时，就形成退流。退流虽顺坡而下，重力可加大流速，但因水流下渗，水量减少而使流速变小。因而进流和退流的速度在不同位置是不同的，海滩上每一 点的进流速度总是大于退流流速。 2(泥沙纵向移动( longshore currents)及其形成的海岸堆积地貌 当波浪的作用方向与岸线呈斜交，海岸带泥沙所受的波浪作用力和重力的切向分力不在一条 直线上，泥沙颗粒按两者的合力方向沿岸线方向移动，称为泥沙纵向移动。 由于岸线走向变化使波浪作用方向与岸线夹角增大或减小，波浪作用强度都将减弱而发生堆 积。此外，如河流入海带来大量泥沙，或在波影区水域也会使泥沙流过饱和而发生堆积。海 岸堆积形成各种堆积地貌，如海滩、沙嘴、连岛坝和拦湾坝等。 (1)海滩(beaches)。凹形海岸纵向移动的泥沙形成的海滩。在AB段，波浪作用方向与岸线夹角大致为45?(φ)，当有一股达到饱和状态泥沙流从A向B移动，到达B点后，由于海岸方向改变，使波浪作用方向与岸线夹角大于45?(φ+A),泥沙搬运能力降低而发生堆积，形成海滩。 (2)沙嘴(spits)。在凸形海岸，一端与陆地相连，另一端向海伸出的泥沙堆积体，叫沙嘴。在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45?(φ)，BC段的夹角小于45?(φ-A)，当泥沙流进入BC段时，搬运能力降低，在海岸转折处发生堆积并不断向前伸长，便形成沙嘴。沙嘴的尾端常呈向岸方向弯曲形状。 (3)拦湾坝(baymouth bars)。海湾外侧湾口处堆积的沙坝。由于海岸外侧岬角为屏障，在岬角的内侧海域，形成波影区波能降低，进入波影区的泥沙搬运能 力减弱便发生堆积形成沙嘴，沙 嘴不断增长与岬角相连形成拦 湾坝。 (4)连岛坝(tombolos)。连接岛 屿与陆地的沙坝。岸外有岛屿， 在岛屿与陆地之间形成波影 区，波影区的波浪作用能量减 弱，搬运能力降低，泥沙流进 入波影区后将逐渐在岸边堆 积下来，形成三角形沙嘴，并 逐渐扩大，与岛屿连在一起形 成连岛坝，或者岛屿向海的一 面受到冲蚀，被冲蚀的物质在 岛屿两侧后方堆积成两个沙嘴，最后沙嘴与岸相接也可形成为连岛坝。 第九章 岩石地貌 知识要点 岩石地貌的主要种类及形态特点 岩石地貌的成因与发育过程 岩石地貌的分布规律 第二节 黄土地貌 黄土是主要由风形成的粉砂沉积物。黄土以黄色调为主，具有质地均一，多孔隙，富含CaCO3，垂直节理发育，透水性强，易沉陷等物理化学性质。 由黄土构成的地貌叫黄土地貌。 黄土无论在成因与岩性特征上都与气候有密切的关系，因此在古环境研究中占有十分重要的地位。 黄土疏松，矿物养分丰富，土层深厚，对农业生产极为有利，但由于多数地处半干旱地区，生态平衡脆弱，植被稀疏，暴雨集中，黄土易被冲刷，造成严重的水土流失，给农业生产带来一定的不良影响。另外，由于黄土的结构和岩性的特点，很易发生沉陷，对工程建设也有一定影响。因此，研究黄土和黄土地貌具有经济上的重要意义。 2.1.2 中国黄土地层划分 我国黄土地层可划分为午城黄土，离石黄土和马兰黄土。 马兰黄土:命名地点在北京西山斋堂。灰黄色，含1-2条灰黑色古土壤，钙结核少见。 离石黄土:标准地点在山西离石县陈家崖。中部和底部含两层砂质黄土层。发育13-14层间隔较大的褐土型古土壤。 午城黄土:标准地点在山西隰县午城镇。棕红色，除含有一层较厚的砂质黄土外，由18-20层间隔小、厚度薄的古土壤与黄土叠覆而成。 2.2 黄土地貌类型 黄土地貌可分为黄土沟谷地貌，黄土沟(谷)间地地貌和黄土潜蚀地貌(黄土喀斯特)等几种类型。 形成上述各种黄土地貌的原因，除了黄土本身的特点外，还受黄土堆积前的古地形和黄土区的各种外营力作用，如流水作用、重力作用、地下水作用和风的作用等。 2.2.1 黄土沟谷地貌 黄土区千沟万壑，地面被切割得支离破碎。根据 黄土沟谷形成的部位、沟谷的发育阶段和形态特 征，可将黄土沟谷分为以下几种。 黄土沟谷发育的阶段 (a)纹沟;(b)细沟; (c)切沟;(d)冲沟 1.坡面地形线;2.沟底地形线 (1)纹沟(rills) 在黄土的坡面上，降雨时形成很 薄的片状水流。由于原始坡面上的微小起伏和石 块、植物根系或草丛的阻碍，水流可能发生分异， 聚成许多条细小的股流，侵蚀土层，即形成细小 的纹沟。这些细小的纹沟彼此穿插，相互交织在 一起。纹沟的重要标志是没有沟缘线，沟底纵剖面与斜坡面纵剖面一致，经耕犁可立即消失。 (2)细沟 (shallow gullies) 坡面水流增大时，片流就逐渐汇集成股流，侵蚀成大致平行的细沟。细沟的宽度一般不超过0.5m，深度约0.1,0.4m，长数米到数十米。细沟的谷底纵剖面呈上凸形，下游开始出现跌水，横剖面呈宽浅的―V‖字形，沟坡有明显的转折。 (3)切沟(gullies) 细沟进一步发展，下切加深，切过耕作土层，形成切沟。切沟的宽度和深度均可达1,2m，长度可超过几十米。切沟的纵剖面坡度与斜坡坡面坡度不一致，沟床多陡坎。横剖面有明显的谷缘 (4)冲沟 (valley) 切沟进一步下切侵蚀，形成冲沟(图d)。冲沟的规模较大，长度可达数 公里或数十公里，深度达数十米至百米，常下切到早、中更新世黄土层或上新世红土层。冲沟纵剖面呈一下凹的曲线，与斜坡凸形纵剖面完全不同。 2.2.2 黄土沟(谷)间地地貌 黄土沟(谷)间地地貌可分为塬、墚、峁三种类型。塬、墚、峁是黄土高原的黄土堆积的原始地面经流水切割侵蚀后的残留部分。它们的形成和黄土堆积前的地形起伏及黄土堆积后的流水侵蚀都有关 黄土塬是黄土堆积的高原面，四周为沟谷的沟头向源侵蚀，从平面上看，黄土塬常呈花瓣状(图8-3)。塬的顶面部分地势极平坦，坡度不到1?，塬的边缘地带的坡度可增至5?。 黄土墚是长条形的黄土高地。根据黄土墚的形态可分为平顶墚和斜墚两种。黄土平顶墚的顶部较平坦，宽度不一，多数为400,500 m，长可达数公里。平顶墚的横剖面略呈穹形，坡度达1?,5?，沿分水线的纵向坡度只1?,3?。墚顶向下有明显的坡折，转而为坡长较短、坡度较大(一般在10?以上)的墚坡。 黄土峁是一种孤立的黄土丘，平面呈椭圆形或圆形，峁顶地形呈圆穹形。 岩溶地貌