伍光和自然地理学笔记

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自然地理学笔记

第一章 地球

考试要求

1、掌握太阳系行星运动特点及地球运动的意义

2、掌握地球表面的基本形态和特征

A、掌握太阳系行星运动特点及地球运动的意义

一：太阳系行星运动规律

很早的时候，人们根据自己的直观感觉，认为地球是宇宙的中心，这也符合宗教的教义。但是这样的地球中心说和观测的现象存在着矛盾，使得一些现象无法解释。当哥白尼提出“日心说”把地球排除出宇宙的中心，以太阳取而代之以后，看起来好像杂乱无章的星星世界，显现出惊人的统一性。受时代的局限，哥白尼的体系也存在缺陷。比如认为太阳是宇宙的中心等。揭示太阳系行星运动真实规律的，是德国天文学家开普勒（1571—1630）。他经过对前人观测记录的严密分析，提出著名的行星运动三定律：

1：所有行星分别在大小不同的椭圆轨道上绕太阳运动，太阳位于行星轨道椭圆的二个焦点之一。这是行星运动第一定律，也叫轨道定律。

2：在同样的时间内，行星向径在其轨道平面上扫过的面积相等。这是行星运动第二定律，也叫面积定律。 3：任何两个行星绕太阳公转的周期的平方之比，等于它们与太阳的距离的立方之比。为行星运动第三定律，也叫周期定律。设 T1和T2分别表示两行星的公转周期，a1和a2分别表示它们与太阳的平均距离（即各自轨道的半长轴），得公式：

二:掌握地球运动的意义 自转与公转

(一)：地球自转的地理意义 地球转产生的自然现象是多方面的

1：产生了昼夜更替的现象，并使地表个中国成具有一昼夜的节奏

由于地球是一个不发光，也不透明的球体，所以在同一时间里，太阳之能照亮地球表面的一半，向着太阳的半球是白天。由于地球不停的自转，昼夜交替的周期不长，这样使得地面白昼增温不至于过分炎热，黑夜冷却不至于过分寒冷，从而保证了地球上生命有机体的生存和发展。 节律性。

2：由于自转，产生了地球自转偏向力 公式：

角速度与纬度正弦的积，只影响方向，不影响速度。而运动物体的速度影响偏转力的大小。物体静止不动，偏转力也就为零。 影响气团、洋流、流水等。

北半球向右偏，南半球向左偏。

3：造成地球上同一时刻，不同经度的地方有不同的地方时

一个地方正当午时，距它180度的地方，正当午夜。说明每隔15度精度，时差相差一个小时。为此人们划定了地球的时区。共24个时区。以本初子午线为中心，东西7度30分为中时区。东西各加15度为东一区、西一区。自西向东，每过一个时区，要加一个小时，过了国际日期变更线要减去一日。

4：天体引力产生潮汐，由于自转，相反的潮汐又阻碍它的运动。4万年一昼夜延长一秒。但是却具有不可忽视的意义。

5：地球整体的自转，同它的局部运动也有密切的关系。可以影响大陆漂移、地震、潮汐摩擦、洋流等。 此外，自转产生的离心力，也是影响地球形状的原因。

(二)：地球公转的意义

1：昼夜长短的变化

在太阳的照射下，地球被分为昼夜两个半球：向太阳的半球是昼半球，背太阳的半球是夜半球。昼夜两半球之间的分界线，被叫做晨昏线，是地球的一个大圆。昼夜的长短，视晨昏圈分割纬线的情况而定。一般情形下，纬线被晨昏圈分割成两部分：位于昼半球的部分叫昼弧；位于夜半球的部分叫夜弧。昼弧和夜弧的弧长，决定该地的昼长和夜长。

由于黄赤交角的存在，使太阳直射点发生南北移动，因此，除了在赤道和春秋分日外，各地的昼弧和夜弧

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都不等长。

自3月21日（北半球春分日）至9月23日。是北半球的夏半年。太阳直射北半球，北半球个纬度昼弧大于夜弧，昼长大于夜长，纬度越高，白昼越长，黑夜越短。北极四周，太阳正日不落，叫做极昼现象。南半球反之。6月22日，是北半球的夏至日，这一天，北半球昼最长。北极圈以北，都是白昼，南半球反之。 9月23至次年的3月21是北半球的冬半年。12月22日为北半球的冬至日。每年的3月21和9月23。太阳直射赤道，全球各地昼夜等长，各为12小时。

2：正午太阳高度的变化

太阳高度，是指太阳对于地平的高度角。它在很大程度上决定地面或得太阳热能的多少。太阳高度最大的时候，地面上得热最多（光束面积、途径短）。

一日之内，太阳以不同的高度照射地面。正午时刻，它升的最高，称正午太阳高度。由于地球的公转，在不同的日期内，同一地点正午太阳高度是不同的。对于地球上的四季的形成来说。昼夜长短和正午太阳高度是两个主要的因素。前者影响日照时间的长短，后者决定辐射强度的大小。气候（climate）希腊原意为“倾斜”指的就是正午太阳高度。

3：四季

由于黄赤交角的存在和地球的公转，造成地球上各地昼夜长短和正午太阳高度的变化，一年分成春夏秋冬四季。但是，严格的说，只有中纬度地带才是四季分明的。

季节变化是半球性的现象，南北两个半球没有同事来临的同一季节，而总是彼此相反。这是因为影响季节变化的两个主要的因素：昼夜长短和正午太阳高度的变化是半球性的。这两个因素影响地球所得太阳热量在南北两个半球之间的分配。

太阳直射的半球，昼长夜短，正午太阳高度较大，太阳热量集中，是夏季，非太阳直射的半球是冬季。春秋二季是夏冬之间的过渡季节。

如果太阳始终直射赤道，全球各地昼夜等长，正午太阳高度不变，南北半球获得的热量始终不变，也就无所谓季节变化了。

B、掌握地球表面的基本形态和特征

一、海陆分布

地球表面明显地分为海洋和陆地两大部分。连续的广阔水体称为世界洋，它是海洋的主体。被海洋所环绕，但突出于海洋面上的部分则称为陆地。大陆是陆地的主体；岛屿是陆地的组成部分。

在地球表面积中，海洋与陆地的面积比约为 2.5∶1，海洋占有明显的优势。这种情况至少在太阳系是独一无二的，故有的学者曾严肃地称地球为“水球”。

地表的海陆分布不均匀。以新西兰东南为中心，包括太平洋主体的半球，海洋占90.5％而陆地面积极小，因而有水半球之称。另外的半球以法国南特附近为中心，虽然名为陆半球，陆地面积占47.3％，仍然比水域小。从传统的南北两半球来看，陆地的 2/3 集中于北半球，占该半球面积的 39.3％。在南半球，陆地只占总面积的19.1％。

全球共有七个大陆，即亚洲、欧洲、非洲、北美洲、南美洲、澳大利亚和南极洲。亚洲大陆和欧洲大陆虽以乌拉尔山脉、乌拉尔河、里海、高加索山脉、博斯普鲁斯海峡、达达尼尔海峡为分界，但实际上它们是连在一起的整体，合称亚欧大陆。所以也可以说全球共有六个大陆。亚洲大陆与非洲大陆的分界线是苏伊士运河。北美与南美以巴拿马运河为界。澳大利亚和南极大陆各以自己的海岸线为界。

除南极洲外，所有的大陆都是成对的。例如北美和南美，欧洲和非洲，亚洲和澳大利亚。

仔细研究大陆的轮廓，将发现每个大陆都是北部比较宽广，向南逐渐变窄，像一个底边位于北方的三角形。甚至南极大陆也可以称为三角形，其狭窄部分对着南美。

还应该指出，南半球各大陆西边都向里凹进，而东边则向外突出。非洲西海岸和南美洲东海岸在形态上具有明显的相似性。在1公里深的大陆坡上把这两个大陆拼接起来，平均误差只有88公里。用同样方法将南美、非洲、北美和格陵兰都拼接在一起， 如将西班牙做一些转动， 平均误差也不超过130公里。这样拼接的结果，给人一种强烈的印象：某些大陆似乎原来是连在一起，以后才分开的。二十多年来板块学说的崛起和大陆漂移学说的复苏，已为这一问题提供了肯定的答案。

地球上的海陆分布形式对南北两半球的气候有很大的影响。南半球由于水面广阔，气候比较温和，普遍具

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有海洋性特征。北半球温度变化的幅度比南半球高8℃左右。

二、海陆起伏曲线

地球上各大陆高出海平面的平均高度和各大洋底部低于海平面的平均深度存在着很悬殊的差别。南极洲平均海拔2263米，历来被视为世界上最高的大陆。实际上它是由于地表覆有巨厚的冰盖所致。以裸露地表而论，亚洲大陆最高（950米），以下依次为北美（700米）、非洲（650米）、南美（600 米）、欧洲（300 米）等。

太平洋平均深度达4300米，是世界最深的海洋，其次为印度洋（3897米）、大西洋（3626米），而以北冰洋为最浅（1205米），同样表现出泛对称性。地球上最高的山峰出现在最大的大陆上，最深的海沟分布于最大的大洋中。

大部分陆地在海拔1000米以下，平均海拔为875米；海洋面积大，大部分海区深度在3000—6000米，平均深度约3800米。

三、岛屿

同样被海洋所环绕，但面积远比大陆小的小块陆地，称为岛屿。实际上，不仅海洋中有岛屿，河流、湖泊，甚至水库中都可以形成岛屿。这里主要介绍海洋中的岛屿，这种岛屿可以分为大陆岛和海洋岛两类：

1.大陆岛 位于大陆附近，在地质构造上与邻近的大陆有密切的联系。大陆岛本来是陆地的一部分，由于大陆的某些部分发生破裂或沉陷而被海水所淹没，使它与大陆分离，形成了岛屿。但它的基础仍固定在大陆架或大陆坡上（例如马达加斯加岛、斯里兰卡岛、科西嘉岛、新地岛、格陵兰岛、我国的台湾岛和海南岛）。许多大陆岛常成列分布在大陆外围，形成弧形列岛，亚洲大陆东岸的弧形列岛是最典型的例子。

2.海洋岛 面积比大陆岛小，与大陆在地质构造上没有直接联系，从来不是大陆的一部分。海洋岛又可按成因分为火山岛和珊瑚岛两类。

（1）火山岛：火山岛是海底火山喷发形成的岛屿。火山喷发首先形成了海底火山，多次喷发使海底火山逐渐增高，最后露出海面成为火山岛。火山岛面积不大，但地势高峻。火山岛主要分布在太平洋西南部、印度洋西部和大西洋中部。夏威夷岛是最著名的火山岛，它的基础位于深达4600m的海底，而最高处又高出海平面4166m。1973年1月火山爆发后才形成的，位于冰岛以南的大西洋中的一座火山岛，是世界上最年轻的岛屿。

（2）珊瑚岛：珊瑚岛是由珊瑚礁构成的岩岛。它们的分布与气候条件有着密切的关系。热带、亚热带浅海的暖水中生长的珊瑚死亡后，残骸堆积下来，新珊瑚又在其上繁殖。这种珊瑚残体，以 35—335年1米的速度增高，最后露出海面，即成为珊瑚礁。珊瑚礁可以分为岸礁、堡礁和环礁三种。岸礁紧密连着大陆或岛屿的海岸；堡礁与陆地之间隔开一条水带；环礁呈近似圆环状，但通常有缺口与海洋相通，环礁中间是平静的礁湖。澳大利亚东岸的大堡礁是世界上规模最大，最著名的珊瑚礁，沿海岸分布，南北长达1900公里，东西宽约2—150公里；落潮时露出水面，涨潮时大半被淹没。我国南海诸岛：东沙群岛、中沙群岛、西沙群岛和南沙群岛都是珊瑚岛。

四、地球表面的基本特征

地球表面有海洋、陆地，有高耸的山脉，宽广的平原和盆地，大大小小的河流湖泊，种类繁多的生物，但是，什么是它的基本特征呢？前面已经提到地球各圈层在地表面附近相互渗透和相互重叠这一分布特点，赋予地球表面一系列独特的性质。这些独特性质同时也就是它的基本特征：

1.太阳辐射集中分布于地表，太阳能的转化亦主要在地表进行。高空大气只能吸收小部分太阳辐射，大部分的太阳辐射到达地球表面后，只能穿透地表以下很小的厚度。因此太阳辐射主要在地表发生转化，并对地表的几乎所有自然过程起作用。如前所述，地球表层是一个远离平衡状态的有序开放系统。正是太阳辐射的输入和输出平衡对于维持这个耗散结构的有序性起着主要的作用。

2.固态、液态、气态物质同时并存于地表，三相物质相互转化，形成多种多样的物质系统。

海洋表面成为液+气界面，海底成为液+固界面，陆地表面成为气-固界面，而沿岸地带成为三相界面。各界面上的物质相互渗透，三相物质相互转化，形成多种多样的胶体物质和溶液系统。

3.地球表面具有其特有的、由其本身发展形成的物质和现象。如生物、风化壳、土壤层、粘土矿物、沉积岩、各种地貌形态，等等。这些表层物质乃是地球表层这一有序系统的负熵增长表现。

4.相互渗透的地表各圈层之间，进行着复杂的物质、能量交换和循环。如水循环、地质循环、化学物质循

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环等，井且在交换和循环中伴随着信息的传输。地表物质、能量转化过程的发展强度及速度都远比地球其他各处大，表现形式也更复杂多样。

5.地球表面存在着复杂的内部分异。诚然，分异过程在高空和地球内部也都存在，但分异程度远不及地表强烈。地球表面的内部内异在水平方向和垂直方向上都有表现。分异的结果形成了不同等级的地表自然综合体。

6.地球表面是人类社会发生、发展的环境，在人类的参与下，使其变得更加复杂。

尽管随着科学技术的发展，人类已有可能潜入深海或上升至宇宙空间，但地表仍然是人类活动的基本场所。

第二章 地壳

考试要求

1、掌握矿物的概念及性质

2、掌握各类岩石的产状、结构与相关知识

3、掌握构造运动的特点、形式及基本构造类型

A、掌握矿物的概念及性质

一：矿物的概念

矿物：由化学元素在一定的地质环境中形成的，具有一定的化学成分和理化性质的化合物或单质。矿物是构成岩石或地壳的基本单元。

二：矿物的性质

由于矿物的化学成分不同，晶体构造不同，从而表现出不同的物理性质。其中有些必须借助仪器测定（如折光率、膨胀系数等），有些则可凭借感官即能识别，后者是肉眼鉴定矿物的重要依据。

1.颜色 矿物具有各种颜色，如赤铁矿、黄铁矿、孔雀石、蓝铜矿、黑云母等都是根据颜色命名的。

2.条痕 矿物粉末的颜色称为条痕。通常是利用条痕板（无釉瓷板），观察矿物在其上划出的痕迹的颜色。由于矿物的粉末可以消除一些杂质和物理方面的影响，所以比其颜色更为固定。有些矿物如赤铁矿，其颜色可能有赤红、黑灰等色，但其条痕则为樱红色，是一致的。因此条痕在鉴定矿物上具有重要意义。

3.光泽 矿物表面的总光量或者矿物表面对于光线的反射形成光泽。光泽有强有弱，主要取决于矿物对于光线全反射的能力。光泽可以分为以下几种：

（1）金属光泽矿物表面反光极强，如同平滑的金属表面所呈现的光泽。某些不透明矿物，如黄铁矿、方铅矿等，均具有金属光泽。

（2）半金属光泽较金属光泽稍弱，暗淡而不刺目。如黑钨矿具有这种光泽。

（3）非金属光泽是一种不具金属感的光泽。又可分为：

金刚光泽——光泽闪亮耀眼。如金刚石、闪锌矿等的光泽。

玻璃光泽——象普通玻璃一样的光泽。大约占矿物总数70％的矿物，如水晶、萤石、方解石等具此光泽。 此外，有一些特殊的光泽。如呈脂肪光泽；珍珠光泽；丝绢光泽；土状光泽等。

4.透明度 指光线透过矿物多少的程度。矿物的透明度可以分为3级：

（1）透明矿物：矿物碎片边缘能清晰地透见他物，如水晶、冰洲石等。

（2）半透明矿物：矿物碎片边缘可以模糊地透见他物或有透光现象。

（3）不透明矿物：矿物碎片边缘不能透见他物，如黄铁矿、磁铁矿、石墨等。

一般所说矿物的透明度与矿物的大小厚薄有关。大多数矿物标本或样品，表面看是不透明的，但碎成小块或切成薄片，却是透明的，因此不能认为是不透明。

5.硬度 指矿物抵抗外力刻划、压入、研磨的程度。根据硬度高的矿物可以刻划硬度低的矿物的道理，德国摩氏（F.Mohs）选择了 10种矿物作为标准，将硬度分为10级，这10种矿物称为“摩氏硬度计”。 注意：摩氏硬度计只代表矿物硬度的相对顺序，而不是绝对硬度的等级。

6.解理 在力的作用下，矿物晶体按一定方向破裂并产生光滑平面的性质叫做解理。沿着一定方向分裂的面叫做解理面。解理是由晶体内部格架构造所决定的。

7.断口 矿物受力破裂后所出现的没有一定方向的不规则的断开面叫做断口。断口出现的程度是跟解理的完善程度互为消长的，即一般说来，解理程度越高的矿物不易出现断口，解理程度越低的矿物才容易形成断

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口。

根据断口的形状，可以分为贝壳状断口、锯齿状断口、参差状断口、平坦状断口等。

8.脆性和延展性 矿物受力极易破碎，不能弯曲，称为脆性。这类矿物用刀尖刻划即可产生粉末。大部分矿物具有脆性，如方解石。

矿物受力发生塑性变形，如锤成薄片、拉成细丝，这种性质称为延展性。这类矿物用小刀刻划不产生粉末，而是留下光亮的刻痕。如金、自然铜等。

9.弹性和挠性 矿物受力变形、作用力失去后又恢复原状的性质，称为弹性。如云母，屈而能伸，是弹性最强的矿物。

矿物受力变形、作用力失去后不能恢复原状的性质，称为挠性。

10.比重 矿物重量与 4℃时同体积水的重量比，称为矿物的比重。

11.磁性 少数矿物（如磁铁矿、钛磁铁矿等）具有被磁铁吸引或本身能吸引铁屑的性质。一般用马蹄形磁铁或带磁性的小刀来测验矿物的磁性。

12.电性 有些矿物受热生电，称热电性，如电气石；有些矿物受摩擦生电，如琥珀；有的矿物在压力和张力的交互作用下产生电荷效应，称为压电效应，如压电石英。

13.发光性 有些矿物在外来能量的激发下发生可见光，若在外界作用消失后停止发光，称为萤光。如萤石加热后产生蓝色萤光。有些矿物在外界作用消失后还能继续发光。

B、掌握各类岩石的产状、结构与相关知识

一：岩浆岩

1、岩浆作用

在地壳深部处于高温高压状态的岩浆，由于温度和压力的变化便会发生运动。当岩浆沿着岩石圈破裂带上升而侵入到地壳中时，称为岩浆侵入活动；由此冷凝结晶而成的岩石称为侵入岩。当岩浆喷出地面时，称为火山活动或喷出活动；由此冷却凝固而成的岩石称为火山岩或喷出岩。岩浆的活动和冷凝的整个过程统称为岩浆作用。

2、岩浆岩的矿物组成

本源岩浆在其活动过程中，由于受各种因素和条件的影响，自身的性质也将不断发生变化。如各种矿物有规律地从熔融体中先后结晶出来，并因重力作用而下沉和集中，从而造成熔离和结晶分异。所以同一岩浆可以分化为理化性质各异的岩浆，固化后成为矿物组成不同的岩石。岩浆岩按其化学成分和矿物组成的不同可分为四类：1）超基性岩——二氧化硅含量＜45％，含铁镁较多，含钾钠甚少。主要由橄榄石、辉石组成。如橄榄岩。2）基性岩——二氧化硅含量 45—52％，主要由辉石、钙斜长石和少量橄榄石和角闪石组成。如辉长岩、玄武岩。3）中性岩——二氧化硅含量52—65％，主要由角闪石、长石和少量石英、辉石、黑云母等组成。如闪长岩、安山岩、正长岩和粗面岩。4）酸性岩——二氧化硅含量＞65％，含钾和钠较多而铁镁较少，主要由长石、石英和云母组成。如花岗岩、流纹岩。

3、岩浆岩的结构与构造

由于岩浆岩的形成条件和产状不同，矿物的结晶程度和颗粒大小以及矿物集合体的形状

和组合方式等特征也各异。这些特征都充分反映在岩石的结构与构造上。

结构：岩石中矿物颗粒本身的特点（结晶程度、晶粒大小、晶粒形状）及颗粒之间的相互关系。

岩浆岩常见的结构有：1）在喷出的熔岩表面，因快速冷却而来不及结晶时，常形成玻璃质结构。2）在熔岩体内部冷却稍为缓慢些，常结晶成显微级的晶体，这称为隐晶质结构。3）岩浆在地下缓慢冷却和从容结晶时形成肉眼明显可见的晶体，这称为显晶质结构。依晶体的大小又可分为：粗粒、中粒、细粒和伟晶等结构。4）岩浆在侵入过程中，前期因冷却较慢，从中先结晶出一些粗大的晶体，称为斑晶；后来则冷却变快都结晶成细粒或微粒的晶体，称为基质。因此，在基质中存在斑晶的结构称为斑状结构，又称不等粒结构。

构造：组成岩石的矿物集合体的形状、大小、排列和空间分布等所反映出来的构成特征。

岩浆岩常见的构造有：1）块状构造，即岩石中各种矿物的排列无一定方向和特殊的组合，大致呈均匀的块体。在侵入岩和一些火山岩中常见。2）斑杂构造，即岩石中矿物的成分和结构呈不均匀分布，在颜色

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和粒度上乱杂排列。常见于侵入岩体的边缘。3）流纹构造，即岩石中保存有熔岩流动的形迹，其中矿物和气孔等呈定向排列。在酸性和中性喷出岩中常见，以流纹岩最为典型。4）气孔构造，即熔岩中大量气体逸出时形成大小不等的空洞。喷出岩中常见。5）杏仁状构造，即喷出岩中的气孔为次生矿物所充填。在玄武岩中常见。

二：沉积岩

1、沉积岩的形成

沉积岩是由成层堆积的疏松沉积物经固结而成的岩石。这些沉积物是包括沉积于陆地或海洋中的岩矿碎屑、胶体和有机物质等的总称，是形成沉积岩的物质基础。

2、沉积岩的基本特征

沉积岩的物质组成与岩浆岩最不相同之处是富含次生矿物和有机物质以及存在化石。沉积岩的产状以呈层状产出为其最突出的特点。岩层在垂直和水平方向上的变化，皆能很好地反映出沉积物当时的沉积环境以及沉积岩形成时的性质。

沉积岩具有多种构造，其中最突出的是层理构造和层面构造。层理是指岩石的成分、结构、粒度、颜色等性质沿垂直于层面方向变化而形成的层状构造。它表明岩层是按一定的顺序和形式，一层叠一层构成的。简单的形式是由两种有关的岩石构成互层，如砂岩与页岩、或灰岩与页岩。复杂的构造形式是由层次更多而且不断重复构成层系或层系组。

层理通常可分为：1）水平层理，即各层之间皆呈水平排列。一般认为它是形成于较平静的水域环境，如湖盆、海湾。2）波状层理，即其细层呈波状起伏，但其总的层面是大致平行的。它是由波浪的振荡运动或介质在单向前进运动中形成的。3）交错层理，即层面互不平行，细层倾斜并相互交错。它是在物质移运方向多变的情况下形成的。在河流相、滨海及三角洲相中可见。

层面构造系指上、下层面中留下的与岩石成因有联系的各种印模和痕迹。如上层面中的波痕、雨痕、干裂；下层面中的槽模、沟模等。沉积岩的结构特征和类型，对岩石的分类和命名具有重要的意义。主要的结构类型有：碎屑结构、泥质结构、化学结构和生物结构。

三：变质岩

（一）、变质作用和变质岩的概念

地壳中原有的岩石，由于经受构造运动、岩浆活动或地壳内的热流变化等内动力的影响，使其矿物成分和结构、构造发生不同程度的变化，统称为变质作用。由变质作用形成的岩石称为变质岩。

变质作用是在较高的温度和一定的压力条件下岩石基本上是在固态中进行的变化。所以，它既不同于表生作用，也不同于岩浆作用。它的岩性一方面受原岩的控制而具有一定继承性；另方面也因受变质作用而具有自己的特点，如含有新的变质矿物、变余结构和定向构造等。

（二）、变质作用的类型

根据变质作用的性质、范围和主导因素，可分为以下变质作用类型及其所形成的各种变质岩。

1.动力（碎裂）变质作用 主要在构造运动引起的定向压力作用下，使原岩发生碎裂、变形和一定程度的重结晶作用。这种变质作用主要发生于断裂带。

2.接触（热力）变质作用 主要因侵入体的热力烘烤，使围岩的矿物发生重结晶作用，形成变晶结构和新的岩石构造。例如，粘土岩变质成为角岩，灰岩变质为大理岩，砂岩变质为石英岩等。这种变质岩皆分布于侵入体与围岩的接触带。

3.交代（热液）变质作用 由于岩浆结晶晚期析出的挥发分和热液，通过与围岩的交代作用，使接触带的岩石发生变质。如碳酸盐岩与中、酸性岩浆接触交代变质产生的矽卡岩等。

4.区域（动力）变质作用由于区域性地壳活动导致较大空间的变质作用。影响因素多而复杂，广泛出现于古老结晶基底和造山带中，使岩石形成不同程度的片理构造和不同类型的递增变质带。

（三）：变质岩的结构和构造

结构：

变晶结构：原岩重结晶时，具有结晶质结构，统称变晶结构。

碎裂结构：岩石在应力作用下，其中矿物颗粒破碎形成外形不规则的带棱角的碎屑结构。

变余结构：变质岩中残留的原来岩石的结构。

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片理构造：岩石中矿物定向排列所显示的构造，是变质岩中最常见的、最带有特征性的构造。

块状构造：均一构造。

变余构造：变质作用后保留下来的原岩构造。

C、掌握构造运动的特点、形式及基本构造类型

一：一：构造运动的特点

主要是指由于地球内动力作用所引起的地壳的机械运动，即构造运动。构造运动具有如下一些基本特点：

1.构造运动具有普遍性和永恒性

地壳自形成以来，在地球的旋转能、重力和地球内部的热能、化学能的作用下，以及地球外部的太阳辐射能、日月引力能等作用下，任何区域和任何时间都在发生运动。构造运动不但过去有、现在有，将来也不会停止。通常，把新第三纪以来的地壳运动称为新构造运动。

2.构造运动具有方向性

构造运动的方向最基本的有两种：水平运动和垂直运动。前者是指地壳部分沿平行于地表即沿地球各地表面切线方向的运动，它使岩层发生水平位移；后者是指其垂直于地表即沿地球铅垂线方向的升降运动，它使岩层发生隆起与拗陷。水平运动和垂直运动是构成地壳整个空间变形的两个分量，彼此不能截然分开，但也不能等同起来看待。它们在具体的空间和时间中的表现常有主次之分，在一定的条件下还可彼此转化。

3.构造运动具有非均速性

构造运动的速度有快慢，即使缓慢的运动其速度也不是均等的。总的来说，构造运动的速度在时间上和在空间上都是不均等的，有强有弱的。

4.构造运动具有不同的幅度和规模

构造运动的幅度常大小不一，这与运动的方向和速度有关。若运动的方向在长期内保持一致而且速度又较快时，其运动的幅度就增大；若运动的方向变化频繁，其幅度可能就小。由于地壳运动的速度、幅度和方式不同，其波及的范围也就不同，有的可影响到全球或整个大陆，有的仅涉及局部区域。

二：构造运动的形式 即水平运动与垂直运动

三：基本构造类型

1：水平构造

原始岩层一般是水平的，它在地壳垂直运动影响下未经褶皱变动而仍保持水平或近似水平的产状者，称为水平构造。如第三系的红层中常见。在水平构造中，新岩层总是位于老岩层之上。

2：倾斜构造

倾斜构造是指岩层经构造运动后岩层层面与水平面间具有一定的夹角。倾斜岩层常是褶曲的一翼，断层的一盘，或者由不均匀的升降运动引起的。

3：褶皱构造

岩层在侧方压应力作用下发生的弯曲叫褶曲。褶曲仅指岩层的单个弯曲，而岩层的连续弯曲则称为褶皱。褶曲的基本类型有两种：背斜和向斜。背斜是核部的岩层相对较老，两翼的则较新的褶曲。向斜是核部的岩层相对较新，两翼的则较老的褶曲。

4：断裂构造

岩石受应力作用而发生变形，当应力超过一定强度时，岩石便发生破裂，甚至沿破裂面发生错动，使岩层的连续性完整性遭到破坏的现象，称为断裂构造。

断裂构造包括两类：按断裂两侧的岩是否发生明显的滑动，可分为节理、断层。

节理是指岩石破裂后无显著位移的断裂构造；断层是指岩层或岩体沿断裂面发生较大位移的断裂构造。断层的要素有：断层面、断层线、断盘和断距等。按断层两盘相对移动的关系，断层类型可分为：正断层、逆断层、平推断层、枢纽断层等。

第三章 大气和气候

伍光和自然地理学笔记

1、掌握大气的热能结构和气温分布

2、掌握大气湿度和掌握水汽凝结现象及大气降水

3、掌握自由大气中的空气运动和大气环流

4、掌握各气候系统特征和气候形成影响因素

5、掌握全球气候类型的成因、特点

A、掌握大气的热能结构和气温分布

一：大气热能

太阳辐射：太阳通过辐射源源不断地将能量输送到地球表面。日地关系是研究大气

的热力状况、大气运动、天气和气候形成的基础。

太阳常数：就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1平方厘米内，1分钟内获得的太阳辐射能量，称太阳常数。实际上，大气上界的太阳辐射并不都等于太阳常数。其时空分布受日地距离、太阳高度、日照时间三个因素的制约。

1：对太阳辐射的直接吸收

吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水气和液态水。而吸收的辐射主要是能量比较小的低能区。因此，直接辐射所吸收的热量很少。

2：对地面辐射的吸收

据估计，约有75—95％的地面长波辐射被大气吸收，用于大气增温，只有极少部分穿透大气散失到宇宙空间。由此可见，地面是大气第二热源。地面长波辐射几乎全被近地面 40—50米厚的大气层所吸收。低层空气吸收的热量又以辐射、对流等方式传递到较高一层。这是对流层气温随高度增加而降低的重要原因。

3：潜热输送 主要是大气中水汽凝结所释放出的热量。

4：感热输送 陆面、水面与低层大气温度并不相等，因此地面与大气可以存在感热交换。当地面温度高于大气温度时，便出现热量输送给大气的过程。

二：气温的垂直分布

对流层大气距离地面愈高，所吸收的长波辐射能便愈少。因此，在对流层范围内，气温随海拔升高而降低。 气温随高度变化的情况，用单位高度 （通常取100米）气温变化值来表示，即℃/100米，称为气温垂直递减率，简称气温直减率γ。从整个对流层平均状况来看，海拔每升高100米，气温降低0.6℃。

由于气温受纬度、地面性质、气流运动等因素影响，所以对流层内的气温直减率不可能到处都是 0.65℃/100 米，而是随地点、季节、昼夜的不同而变化。一般说来，在夏季和白天，地面吸收大量太阳辐射，地温高，地面辐射强度大，近地面空气层受热多，气温直减率大；反之，在冬季和夜晚气温直减率小。在一定条件下，还可能呈现下层气温反比上层为低的现象。气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。产生逆温的原因主要有三：

（1）辐射：经常发生在晴朗无云的夜间，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处气层降温较少，从而形成自地面开始的逆温层。

（2）平流：暖空气水平移动到冷地面或气层之上，其下层受冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。

（3）空气下沉：常发生在山地。山坡上的冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的较暖空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒臵现象。这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以又称为地形逆温。逆温的存在阻碍空气垂直运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变坏，使大气污染更为严重。废气污染严重的工厂不宜建在闭塞的山谷，以免地形逆温引起大气污染事故。 三：气温的水平分布。

气温的水平分布通常用等温线来表示。等温线就是将气温相同的地点连结起来的曲线。等温线愈密，表示气温水平变化愈大；否则，反之。封闭的等温线表示存在温暖或寒冷的中心。有时为了便于比较，可将地面气温实际观测值（或统计值）订正为海平面温度，然后再绘制等温线。气温的水平分布状况与地理纬度、海陆分布、大气环流、地形起伏、洋流等因素有密切关系。图 3-14和图3-15分别是1月份和7月份世界

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多年平均气温分布图，从中可见全球范围内的气温水平分布有如下几个特点：

（1）由于太阳辐射量随纬度的变化而不同，所以等温线分布的总趋势大致与纬度平行。北半球的夏季，随着太阳直射点北移，整个等温线系统也北移；冬季则相反，整个等温线系统南移。这个特点在南半球辽阔的海面上表现得相当典型。北半球海陆分布复杂，等温线不像南半球海面上那样简单、平直，而是走向曲折，甚至变为封闭曲线，形成温暖或寒冷中心。（2）冬季太阳辐射量的纬度差异比夏季大。北半球一月份等温线密集，南北温差大；七月份等温线稀疏，南北温差小。在南半球，因海洋的巨大调节作用，一月与七月的等温线分布对比不像北半球那样鲜明。

（3）水体增温慢，降温也慢。夏季海面气温低于陆面，冬季海面气温高于陆地。所以，冬季大陆上等温线向南弯曲，海洋上等温线向北弯曲；夏季情况则相反，大陆上等温线向北弯曲，海洋上等温线向南弯曲。等温线这种弯曲在亚欧大陆和北太平洋上表现得最清楚。

（4）洋流对海面气温的分布有很大影响。强大的墨西哥湾流使大西洋上的等温线呈NE—SW向，一月份0℃等温线在大西洋伸展到70°N附近。其他洋流系统对等温线走向也有类似的影响，但影响范围较小。

（5）7月份最热的地方不在赤道，而在20°—30°N的撒哈拉、阿拉伯、加利福尼亚形成炎热中心。世界绝对最高温出现在利比亚的阿济济亚，那里受来自南部撒哈拉大沙漠的干热风影响，气温曾达到58℃。1月份，西伯利亚则形成寒冷中心，在奥伊米亚康曾观测到-71℃的极端最低温。南极洲也出现过-88.3℃的地面最低温度纪录。

B、掌握大气湿度和掌握水汽凝结现象及大气降水

一：大气湿度的表示方法

表示大气湿润程度的物理量，称大气湿度，它有如下几种表示方法：

1：水汽压和饱和水汽压

水汽是大气的组成部分，具有压力，称为水汽压。当大气中的水汽含量增加时，水汽压也相应增大；反之，水汽压减小。因此，水汽压可以用来表示大气中水汽含量的多少。

空气中水汽含量与温度高低有密切关系。温度愈高，空气中容纳水汽的能力愈强。在一定的温度条件下，一定体积的空气中所容纳的水汽数量是有一定限度的，因而水汽压也有一个限度。当水汽含量恰好达到这个限度，叫饱和空气。饱和空气的水汽压称为饱和水汽压 E，或称最大水汽压。饱和水汽压的大小与温度有关，温度愈高，饱和水汽压愈大。

2：绝对湿度和相对湿度

绝对湿度单位容积空气中所含的水汽质量（通常以g/m表示），称为绝对湿度。

大气中实际水汽含量与饱和时水汽含量的比数，即实际水汽压e与同温度条件下饱和水汽压E之比称为相对湿度。相对湿度通常用百分数表示：f＝ ×100％当空气饱和时，e＝E，此时f＝100％；当空气未饱和时，e＜E，f＜100％；空气处于过饱和时，f＞100％。相对湿度能够直接反映空气距饱和时的程度和大气中水汽的相对含量，在气候资料分析中运用很广。

3：露点温度

当空气中水汽含量不变、气压一定时，气温下降到使空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点。空气经常处于未饱和状态，所以露点温度经常低于气温。气温降低到露点，是水汽凝结的必要条件。 二：大气降水的形成

形成降水必须具备两个条件：一是雨滴下降速度超过上升气流速度。二是雨滴降落到地面前不至于完全被蒸发。这表明雨滴必须具有相当大的尺度才能形成降水。因此，降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：

1：云滴凝结（凝华）增长过程

在云的形成和发展阶段中，因云体继续上升，绝热冷却，或不断有水汽输入云中，使云滴周围的实际水汽压大于它的饱和水汽压，云滴就因为水汽凝结或凝华而逐渐增大。但是，一旦云滴表面产生凝结或凝华，水汽从空气中析出，空气湿度减小，云滴周围便不能维持过饱和状态，从而使凝结停止。因此，在一般情况下，凝结增长有一定的限度。如果要想不断进行。还必须有水汽的扩散转移过程。也就是说云内存在着冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任意一种条件。

当云中水滴与冰晶共存时，更容易促使云滴增长。对冰而言，空气已达饱和，对水来说，尚未饱和，于是，

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水滴将会被蒸发，而冰晶将因水汽在它们上面凝华而不断增长。当冰晶从空气中吸收水汽时，水滴不断蒸发以保持水汽的供应。这样，很快就能形成大冰晶。这个过程为冰晶效应。

2：云滴的冲并增长

云内的云滴大小不一。相应地具有不同的运动速度。下降时，大云滴很快追上小云滴；或者有上升气流时，小云滴追上大云滴。当云滴增大后，横截面增大，可以合并更多小云滴。因此这个过程是一个加速的过程。 三：降水的类型

大气中气流上升有不同的方式，导致降水的成因也有所不同，根据气流上升特点，降水可分以下三个基本类型：

1.对流雨 近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到饱和而产生对流雨。这类降水多以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，所以又称热雷雨。其形成的条件是：空气湿度很高，热力对流运动强烈。从全球范围来说，赤道带全年以对流雨为主。

2.地形雨 暖湿气流在前进中，遇到较高的山地阻碍被迫抬升，因高度上升，绝热冷却，在达到凝结高度时，便产生凝结降水。地形雨多发生在山地迎风坡，世界年降水量最多的地方基本上都和地形雨有关。背风侧，因水汽含量已大为减少，更重要的是气流越山下沉，绝热增温，气温升高，发生焚风效应。所以背风侧降水很少，形成雨影区。

3.锋面雨 两种物理性质不同的气块相接触，暖湿气流循交界面滑升，绝热冷却，达到凝结高度时便产生云雨。由于空气块的水平范围很广，上升速度缓慢，所以锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。温带地区，锋面雨占有重要地位。

4.台风雨 台风中有大量上升气流，可以产生强度很大的降水。和对流雨的性质比较接近。但是强度和范围有所不同。

C: 掌握自由大气中的空气运动和大气环流

一：自有大气中的空气运动

1：作用于空气的力有：水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力、摩擦力。在自由大气中，空气的运动比较简单。这样就不考虑摩擦力。

2：地转风 自由大气中，空气作等速、直线水平运动。在高空自由大气中，摩擦力可以忽略不计，起作用的主要是气压梯度力和地转偏向力，当这两种力平衡时，就形成地转风。高空风近似于地转风，它的方向与等压线平行，背风而立，在北半球是高压在右，低压在左；在南半球是高压在左，低压在右。（白贝罗风压率）

地转风是严格的平衡运动。

3：梯度风 自由大气中的空气作曲线运动时，作用于空气的气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力达到平衡时的风，称为梯度风。

在高压区内岑在气压梯度极限值。因为如果曲率半径小或者气压梯度很大时。地转偏向力就不能与气压梯度力和离心力的合力平衡。因此不能维持梯度风的存在。在低压区就不存在这种情况，因此风速可以很大。比如台风。

另外，在低纬度或者小尺度低压中，如果气压梯度力和离心力都很大，而地转偏向力很小时，则出现G=C的空气运动。这种风已经不考虑地转偏向力的影响。它可以使顺时针，也可以是逆时针。比如龙卷风。但中心气压必须是低压，才可以使G=C

二：大气环流

（一）：全球环流

1：全球气压带 当空气由赤道上空流向极地时，开始受地转偏向力影响很小，基本上按气压梯度力方向沿经圈运动。往后，随纬度增高偏转力加大，气流逐渐具有西风的成分，至纬度20°—30°，地转偏向力与气压梯度力大致平衡，气流运动方向大致与纬圈平行，不可能向极地运动。但是，上空不断有空气来补充，在此堆积的空气必然作下沉运动，以致近地面层空气密度增大，形成动力高压带，这就是副热带高压带。副热带高压带与极地高压区之间是一相对的低压带，称为副极地低压带。这样，全球近地面气层就形成了赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压区。

2：行星风系 不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球型式称为行星风系。

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3：经向环流 假设地球不自转，地表均匀。这样形成一个直接热力环流圈。P93.

（二）季风环流 大陆和海洋之间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为季风。季风是海陆之间季风环流的简称。是由大尺度的海洋和大陆之间的热力差异形成的大范围热力环流。

（三）局地环流 由于局部环境比如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流。 1：海陆风 海陆风也是由于海陆热力差异引起的，但影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而形成热力环流。下层风由海面吹向陆地，叫海风，上层则有反向气流。夜间，陆地降温快，地面冷却，而海面降温缓慢，海面气温高于陆面，海岸和附近海面间形成与白天相反的热力环流，气流由陆地吹向海面，为陆风。

陆海风的转换时间因地区和天气条件而不同。一般说来，陆风在上午转为海风，13—15时海风最盛，日没以后，海风逐渐减弱并转为陆风。阴天，海风要推迟到中午前后才出现。

2：山谷风 在山地区域，日出以后山坡受热，其上空气增温很快，而山谷中同一高度上的空气，由于距地面较远，增温较慢，因而产生由山谷指向山坡的气压梯度力，风由山谷吹向山坡，这就是谷风。夜间，山坡辐射冷却，气温降低很快，而谷中同一高度的空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，这就是山风。

在山地区域，只要大范围气压场气压梯度比较小，就能出现山谷风现象。在平原与高原相接地区。由于高原边缘地面气温与平原上空同高度上的气温差异，也会出现类似山谷风现象。

3：焚风 气流受山地阻挡被迫抬升，空气冷却，水汽凝结；气流越山之后顺坡下沉，此时空气中水汽含量大为减少，下沉气流按干绝热递减率增温，以致背风坡气温比迎风坡同一高度气温为高，从而形成相对干而热的风，这就是焚风。

D、掌握各气候系统特征和气候形成影响因素

一：气候系统 p104

一般来说，一个完整的气候系统由5个部分组成：大气圈、海洋、冰雪圈、陆面（岩石圈）、生物圈。 二：气候形成影响因素

包括太阳辐射、大气环流、地理因子（海陆分布、洋流、地形）。

1.辐射因素 地表热能的收支状况是形成气候的基本因素。而太阳辐射是受纬度制约的，太阳辐射因素，可以说就是纬度因素。

2.大气环流 大气环流在气候形成过程中具有重要的意义。它调整了热能因纬度分布不均而使差异减小。通过气流的运动，还同时进行水分的输送。我国大部分地区呈现的

冬季干燥、夏季多雨，就是在一定的大气环流条件下产生的。

比如，赤道带，全年以上升气流占优势，水汽来源充沛，气温高，所以赤道带的气候具有全年高温、高湿的特点。副热带，以下沉气流为主，降水很少，尤其是大陆内部或大陆西岸，气候干旱。由于所处的海陆位臵不同，盛行气流来向不一样，以致纬度相同，气候差异悬殊。

3.地理因素

E、掌握全球气候类型的成因、特点

三：全球气候类型

气候要素随纬度呈有规律的分布，地球上的气候也相应地形成纬向分布的气候带。

（一）：低纬度气候

1：赤道多雨气候

2：热带海洋气候

3：热带干湿季气候

4：热带季风气候

5：热带干旱与半干旱气候

（二）中纬度气候

1：副热带干旱与半干旱气候

2：副热带季风气候

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3：副热带湿润气候

4：副热带夏干气候

5：温带海洋气候

6：温带季风气候

7：温带大陆性湿润气候

8：温带干旱与半干旱气候

第四章 海洋和陆地水

考试要求

1、掌握全球水循环和水量平衡的基本特点

2、掌握海水运动基本规律和类型

3、掌握河流、水系、河川径流的有关概念及河流与地理环境的相互影响

4、掌握地下水的有关性质及地下水的类型

5、掌握冰川及对地理环境的影响

A、掌握全球水循环和水量平衡的基本特点

一：水分循环

地球上的水并不是处于静止状态的。海洋、大气和陆地的水，随时随地都通过相变和运动进行着连续的大规模的交换。这种交换过程，就是水分循环。由于太阳辐射，海面和陆面每年约有 488000km3水分蒸发到空中。自海洋表面蒸发的水分，直接降落海洋中，就形成海洋水分的内循环。当海洋上蒸发的水分，被气流带到陆地上空以雨雪形式降落到地面时，一部分通过蒸发和蒸腾返回大气，一部分渗入地下形成土壤水或潜水，另一部分形成径流汇入河流，最终仍注入海洋，这就是水分的海陆循环。内流区的水不能通过河流直接流入海洋，它和海洋的水分交换比较少，因此，内流区的水分循环具有某种程度的独立性。但它和地球上总的水分循环仍然有联系。从内流区地表蒸发和蒸腾的水分，可被气流携带到海洋或外流区上空降落，来自海洋或外流区的气流， 也可在内流区形成降水。

水在循环中不断进行着自然更新。据估计，大气中的全部水量9天即可更新一次，河流约需10—20天，土壤水约需280天，淡水湖约需1—100年，地下水约需300年。 盐湖和内陆海水的更新， 因其规模不同而有较大的差别，时间约 10—1000 年，高山冰川约需数十年至数百年，极地冰盖则需 16000年，只有海洋中的水全部更新时间最长，要37000年。

二：水量平衡

所谓水量平衡，是指任意区域的任意时段内，收入的水量与支出的水量之差必然于该区域蓄水的变化量，即水在循环过程中收支平衡。从本质上说，水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。

三：水量平衡的特点 从全球水量平衡中，可以看出：

1）海陆降水量之和等于海陆蒸发量之和，说明全球水量保持平衡，基本上长期不变。

2）海洋蒸发量提供了海洋降水量的85％和陆地降水量的89％，海洋是大气水分和陆地水的主要来源。

3）陆地降水量中只有 11％来源于陆地蒸发，说明大陆气团对陆地降水的作用远远不及海洋气团的作用。

4）以P表示降水量，E表示蒸发量，R表示径流量，海洋水量平衡式可写为 P=E-R；而陆地水量平衡式可写为 P=E+R。即海洋降水量等于海洋蒸发量与入海径流量之差，显然，海洋蒸发量大于降水量；陆地降水量等于陆地蒸发量与入海径流量之和；陆地上的蒸发量小于降水量。海洋和陆地水最后通过径流达到平衡。

B、掌握海水运动基本规律和类型

一、波浪

波浪是海洋、湖泊、水库等宽敞水面上常见的水体运动，其特点在于每个水质点作周期性运动，所有的水质点相继振动，便引起水面呈周期性起伏。

（一）：按成因分类

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（1）风浪 在风的直接作用下，水面出现的波动，称风浪；在海洋中最为常见。特点是：波高大于波长，属于短波性质；迎风面波浪的坡度小，背风面坡度大，波形不对称。

（2）气压波 由气压骤变或暴雨集中等因素所引起的波浪。如气压急剧下降引起的风暴潮就是一种气压波。风暴潮是沿海地区的一种自然灾害，它和相伴的狂风巨浪，可引起水位暴涨、堤岸决口、农田淹没、房摧船毁，从而酿成灾害。

（3）潮波 由于潮汐涨落而引起的海面波动称为潮波。是一种周期很长的波浪。

（4）海啸 海啸由火山，地震或风暴等引起的巨浪。

（二）波浪的运动

1、深水波的运动 水质点之间，水质点和海底无摩擦力的作用。

波浪运动是海水受到外界各种力的作用，水质点离开平衡位臵而发生的周期性振动。

波浪在运动时，水面上每个水分子都沿直径和波高相等的圆形轨道运动，波峰上的水分子运动方向和波浪前进方向一致，波谷中相反。波浪把能量依次向前传递，水分子并不随波浪传递。能量一部分还会传递给更深的层次，但是水面以下圆形轨道的直径是递减的。连接不同水层上的水分子在波峰和波谷的点围绕构成的曲线，称为余摆线。水分子的圆形轨道到了和波长相等的深度就不在存在，这个深度就是波底，是波浪能向深处传递的极限。

2、浅水波

受到海底较强的摩擦力作用。浅水波的运动是变速椭圆运动。轨道为椭圆形。主要是因为波底和海底接触，这时水分子的垂直运动受到限制，水分子的轨道变为椭圆形。所以从海面向下，椭圆轨道愈来愈小，愈来愈扁平。当扁平达到极限时，水质点仅做平行于海底的直线往复运动。

（三）近岸波

1、波浪的破碎

当波浪进入浅水区，波底会和海底接触，受地形限制，轨道变成椭圆形，由于海底的摩擦，使波峰上水分子前进的速度大于波谷中水分子后退的速度，形成破浪。（波峰前倾，前陡后缓）。

2、波浪的折射

当波浪进入浅水区，如波向线与等深线不垂直而成一偏角，则波向线将逐渐偏转，趋向于与等深线和岸线垂直，这种现象为波浪的折射。 （因为同一列波两端的水深就具有差异，岸线较浅的一端因为摩擦而变慢，远岸的快，这样就会逐渐的偏转。）折射可以发生在平直海岸，也可以发生在弯曲的海岸。如在弯曲海岸上，则使波能出现辐聚和辐散。一般在海岸突出的岬角处，波能出现辐聚，波能集中，导致侵蚀。在海湾处出现辐散，导致沉积。

（四）海啸

由火山、地震或气象因素引起的海面巨大涨落现象称为海啸。海啸发生时，冲上海岸的巨浪可造成极大的破坏，根据成因，可把海啸分为以下两类：

1、地震海啸 三种：崩塌海啸 火山海啸 构造海啸

2、气象海啸由热带气旋、温带气旋或寒潮过境所引起的海面异常升降现象，称为气象海啸，也称为风暴海啸或风暴潮。

二：潮汐 潮汐的成因：引力（大小不等、方向不同）+惯性离心力=引潮力

潮流：潮流是在引潮力的作用下产生的海水周期性的水平流动。它和潮汐现象同时产生的，因此，凡是有潮汐的海区就必有相应的潮流。而且它们的周期也是相同的。

潮流的运动形式有旋转流和往复流两种。

一是在外海区，受地转偏向力的影响，流向在一日或半日旋转3600。

二是受地形限制，流向在两个相反方向变化的，叫往复流。

世界上一些喇叭形的河口区，由于受地形影响，常出现怒潮。如我国钱塘江，历史上最大潮差达8.93M。

三 洋流

（一） 洋流的概念和性质

洋流即海流，是指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动。

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（二）洋流分类

按成因可分3类①风海流：是在风力作用下形成的；②密度流：是由于海水密度分

布不均匀引起的，当摩擦力可以忽略不计时，密度流又称地转流或梯度流；③补偿流：是由于海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。补偿流可以在水平方向上发生，也可在垂直方向上发生。垂直方向的补偿流又可分为上升流和下降流。

（三）大洋表层环流模式：与盛行风系相适应，所形成的格局有以下特点：

（1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流；

（2）以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流；

（3）南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；

（4）在南极大陆形成绕极环流；

（5）北印度洋形成季风环流区。

3、掌握河流、水系、河川径流的有关概念及河流与地理环境的相互影响

一 河流、水系和流域

降水或由地下涌出地表的水，汇集在地面低洼处，在重力作用下经常地或周期地沿

流水本身造成的洼地流动，这就是河流。河流沿途接纳很多支流，并形成复杂的干支流网络系统，这就是水系。一些河流以海洋为最后的归宿，另一些河流注入内陆湖泊或沼泽，或因渗漏、蒸发而消失于荒漠中，于是分别形成外流河和内陆河。

（一） 水系

复杂的干支流网络系统中，干流是水系内长度最长、水量最大的一条河流，但有的时候也并不是完全这样，如大渡河的水量比岷江大，但大渡河是岷江的支流。

1、 水系及其特征

河长：从河源到河口的轴线总长度。

河网密度：单位流域面积内河流的总长度称为河网密度。河网密度是地表径流是否丰富的标志之一。同时也是地面结构的具体表现，它有许多影响因素，如：流域气候、植被、地貌因素，岩石土壤的渗透率和抗蚀能力等。

弯曲系数：河段的实际长度与该河段的直线长度的比值。

（二） 流域

水系的汇水区域叫流域，一般以分水线所包围的集水区作为流域的范围。每一条河流和每一个水系都从一定的陆地面积上获得补给，这部分陆地面积便是河流和水系的流域。实际上，它也就是河流和水系在地面的集水区。一条河流只能属于一个流域。

二： 河流的分段

一条河流根据其地理、地质特征，一般分为河源、上、中、下游和河口五段。

三：河流水情要素

水情要素是用以表达河流水文情势变化的主要尺度。它包括水位、流速、流量等。因此充分掌握水情要素资料，是研究河流水文的重要基础。

四、河川径流

径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理环境中最活跃的因素。从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流则是可资长期开发利用的水资源。河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运和发电等工程设施。因而径流是人们最关心的水文现象。

（一）径流的形成和集流过程

径流的形成是一个连续的过程，但是可以划分为几个不同的特征阶段。了解这些阶段的特点，对于水文分析是重要的。

1.停蓄阶段 降水落到流域内一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，然后经过下渗，进入土壤和岩石孔隙中，形成地下水。所以降水初期不能立即产生径流。降水进行到大于上述消耗时，便在一些分散洼地停蓄起来。这种现象称为填洼。停蓄于洼地的水也不能立即变为径流，所以这个阶段叫做停蓄阶段。对于

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径流形成而言，停蓄阶段是一个耗损过程；但是，从增加雨水对地下水的补给和减少水土流失来说，这个阶段是具有重要意义的。

2.漫流阶段 降水进行到植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，地表便开始出现沿天然坡向流动的细小水流，即坡面漫流。坡面漫流逐渐扩大范围，并分别流向不同的河槽里，叫漫流阶段。这个阶段只有下渗起着削减径流形成的作用。而土壤、岩石的下渗强度，从开始下渗即逐步减小，一定时间后常成为稳定值，这个稳定值称为稳渗率。所以漫流阶段的产流强度，决定于降水强度和土壤稳渗率之差。各种土壤的下渗强度不同，故产流情况也不一样。在同样降水强度下，砂质土地区产流强度较小，而壤土地区产流强度较大。

坡面漫流是地表径流向河槽汇集的中间环节，分为片流、沟流和壤中流三种形式，

3.河槽集流阶段 坡面漫流的水进入河道中，沿河网向下游流动，使河流流量大为增加，叫做河槽集流。河槽集流阶段，大部分河水流出河口外，只有小部分渗过河谷堆积物补给地下水，待洪水消退后，地下水又反过来补给河流。河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间。这个阶段包括雨水由坡面进入河网，最后流出出口断面的整个过程，它是径流形成的最终环节。

上述三个阶段是指长时间连续降水下发生的典型模式。在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流早期的过程，称为产流过程，坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程。径流形成过程实质上是水在流域的再分配与运行过程。产流过程中水以垂向运行为主，它构成降雨在流域空间上的再分配过程。汇流过程中水以水平侧向运行为主，水平运行机制是构成降雨过程在时程上再分配的过程。

（二）：正常径流量

河流的正常径流量是指多年径流量的算术平均值。它是一个比较稳定的数值。也是一个重要的特征值。但是有了平均值对于确定水利工程的规模和效益、对于中、长期水文预报来说还不够，还要研究年径流量的多年变化规律。反映年径流量年际相对变化幅度的特征值主要是年径流量的变差系数Cv值。

年径流量的Cv值反映年径流量总体系列离散程度，Cv值大，年径流的年际变化剧烈，这对水利资源的利用不利，而且易发生洪涝灾害；Cv值小，则年径流量的年际变化小，有利于径流资源的利用。

影响年径流Cv值大小的因素主要有年径流量、径流补给来源和流域面积的大小三方面。

（1）年径流量。年径流量大意味着年降水量丰富，降水丰富的地区水汽输送量大而稳

定，降水量的年际变化小，同时，降水量丰富的地区地表供水充分，蒸发比较稳定，故年径流Cv值小；降水量少的地区，降水集中而不稳定，加之蒸发量年际变化较大，致使年径流Cv值大。我国河流年径流量Cv值的分布虽然也具明显的地带性，但它和年径流量分布的趋势相反，年径流深是从东南向西北递减，而Cv值则从东南向西北增大，即东南的丰水带Cv值为0.2—0.3，到西北缺水带，Cv值增至0.8—1.0。

（2）补给来源。我国西北、华北少雨区有些河流Cv值也很小，这是由于补给水源的影响所至。以高山冰雪融水或地下水补给为主的河流，年径流Cv值较小，而以雨水补给为主的河流Cv值较大，尤其是雨水变率大的地区，Cv值更大。因为冰川积雪融化量主要取决于气温，平均气温的年际变化比较小，所以冰雪融水补给为主的河流Cv值较小，例如，天山、昆仑山、祁连山一带源于冰川的河流，Cv值仅0.1—0.2。以地下水补给为主的河流因为受地下含水层的调蓄，径流量较稳定，Cv值也较小。

（3）流域面积。流域面积小的河流，Cv值大于流域面积大的河流。这是因为大河集水面积大，而且流径不同的自然区域，各支流径流变化情况不一，丰枯年可以相互调节，加之大河河床切割很深，得到的地下水补给量多而稳定，所以大河的Cv值较小。例如，长江干流汉口站Cv值为0.13，而淮河蚌埠站的Cv则达0.63。同理，各大河干流的Cv值一般均比两岸支流小。

（三）：径流的变化

1、年内变化

径流的年内变化也称径流的年内分配或季节分配。根据一年内河流水情的变化，可以分为若干个水情特征时期。如：汛期、平水、枯水、冰冻期。

2、年际变化 通常用径流的变差系数Cv值表示年径流的变化程度。

3、径流年内变化的特点

（1）循环性 每年均有洪水、枯水、平水等现象出现，北方河流枯水期还伴有结冰期出现。

（2）不重复性 每年洪水、枯水、平水出现的日期有早有迟，高低也各异。

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（3）周期性 径流的年内变化以一年为周期。

（四）：特征径流 洪水、枯水

（五）：河流的补给

1、河流补给的形式 主要有降水、融水补给、地下水、湖泊和沼泽、人工补给等。

2、各种补给的特点

（1）.降水补给 雨水是全球大多数河流最重要的补给来源。降水补给为主的河流的水量及其变化，与流域的降水量及其变化有着十分密切的关系。我国广大地区，尤其是长江以南地区的河流，降水补给占绝对优势。

（2）.融水补给 融水补给为主的河流的水量及其变化，与流域的积雪量和气温变化有关。这类河流在春季气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。春季气温和太阳辐射的变化，不像降水量变化那样大，所以春汛出现的时间较为稳定，变化也较有规律。

（3）.地下水补给 河流从地下所获得的水量补给，称地下水补给。地下水补给具有稳定和均匀两大特点。

（4）.湖泊与沼泽水补给 湖泊、沼泽水补给量的大小和变化，取决于湖泊和沼泽对水量的调节作用。湖泊面积愈大，水量愈多，调节作用就愈显著。一般说来，湖泊沼泽补给的河流，水量变化缓慢而且稳定。

（5）.人工补给 从水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放废水等，都属于人工补给范围。

五、河流与地理环境的相互影响

河流是所在流域内自然地理总背景下的产物。河水是以不同形态和经过不同转化途径的降水为补给来源的。显然，只有进入河床的水量足以保持经常流动，即在足以补偿蒸发和渗漏所造成的损耗时，才能够形成河流。湿润地区河网密集，径流充沛而干燥地区河网稀疏径流贫乏，说明河流的地理分布受着气候的严格控制。实际上，河流的水文特征，包括水源的补给形式及其比例，水位、流量及其季节变化，结冰与否及结冰期长短，等等，无一不受气候条件制约。例如，降水量多寡决定着径流补给来源的丰缺，蒸发量大小反映着径流损耗的多少，降水的时空分布、降水强度、降水中心位臵及其移动方向影响着径流过程和洪峰流量，气温、风和饱和差也因对降水、蒸发有影响而对径流间接起作用。因此可以说，河流是气候的镜子。

除气候条件外，其他自然地理要素也对径流发生影响。如流域海拔高度、坡度和切割密度直接影响着径流汇聚条件；地表物质组成决定着径流下渗状况；植被则通过对降水的截留影响径流；等等。

另一方面，河流对地理环境也有显著的影响。河流是地球水分循环的一个重要的、不可缺少的环节，内陆河流把水分从高山输送到内陆盆地底部或湖泊中，实现水分小循环；外流河把大量水分由陆地带入海洋，弥补海水的蒸发损耗，实现水分大循环。同时，热量和矿物质也随水分一起输送。南北向河流把温度较高的水送往高纬地区，或者相反，对流域气温都具有调节作用。而固体物质的随河水迁移，则使地表的高处不断夷平和低处不断被充填。所以河流既是山地景观的创造者，又是大小冲积平原的奠基者，还是内陆和海洋盆地中盐类的积累者。

荒漠地区绝大多数绿洲的形成与河流有密切的联系。流入干旱区的河流，不仅给那里带来水分，而且使荒漠河岸林和灌溉农业得以发展，从而形成了生机勃勃的绿洲景观。

河流对于人类社会的发展也具有重要意义。它在交通运输、灌溉、发电和水产事业等方面都为人类带来了重要财富。

D、掌握地下水的有关性质及地下水的类型

一：地下水的物理性质和化学成分

（一）地下水的物理性质

1.温度 2.颜色3.透明度 4.比重5.导电性 6.放射性7.嗅感和味感

（二）地下水的化学成分 气体及一些离子

（三）地下水的总矿化度和硬度

1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分子和各种化合物的总含量，通常是以水烘干后所得的残渣来确定，单位为g/l。水在蒸发时部分离子被破坏，有机物被氧化，所以，残渣总量与离子总量并不一致，计算

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时应考虑上述因素，以便对分析结果作适当的订正。

2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子的重碳酸盐因失去CO2而成为碳酸盐沉淀，沉淀的部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂时硬度即为永久硬度。

二：地下水的类型 地下水按埋藏条件的分类

（一）上层滞水

上层滞水是存在于包气带中局部隔水层之上的重力水。一般分布范围不广，补给区

与分布区基本上一致，主要补给来源为大气降水和地下水，主要的耗损形式则是蒸发和渗透。上层滞水接近地表，受气候、水文条件影响较大，故水量不大而季变化强烈。上层滞水矿化度比较低，但最容易受到污染。

（二）潜水

潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由表面的重力水。这个自由表面就是潜水面。从地表到潜水面的距离称为潜水的埋藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层称为含水层，而隔水层就是含水层的底板。潜水面以上通常没有隔水层，大气降水、凝结水或地表水可以通过包气带补给潜水，所以大多数情况下，潜水的补给区和分布区是一致的。

潜水面的位臵随补给来源的变化而发生季节性升降。潜水面的形状可以是倾斜的、水平的或低凹的曲面。

（三）承压水

充满于两个隔水层之间的水称承压水。承压水水头高于上部隔水层（隔水顶板），在地形条件适宜时，其天然露头或经人工凿井喷出地表称自流水。隔水顶板妨碍了含水层直接从地表得到补给，故自流水的补给区和分布区常不一致。

承压水的形成主要取决于地质构造条件，只要有适合的地质构造，无论孔隙水、裂隙水或岩溶水都可以形成承压水。最适宜于承压水形成的是向斜构造和单斜构造。

E、掌握冰川及对地理环境的影响

冰川对地理环境的影响表现在许多方面。在极地和中低纬高山冰川区，冰川本身是自然地理要素之一，并形成独特的冰川景观。规模较小的冰川只对附近地区的气候发生影响，巨大的冰川如南极和格陵兰冰盖，则对广大地区甚至全球气候发生影响。作为一种特殊的下垫面，冰盖的扩展将大大增强地球的反射率，从而促使地球进一步变冷，并影响气团性质和环流特征。

在地球水圈的水分循环中，冰川也有重要的作用。据计算，目前全球冰川的平均年消融量约 3000km3。这一数字近乎全世界河流水量的三倍。冰盖消融量的增减，将直接影响海平面的升降。

大气降水到达地面后，由于蒸发、蒸腾和渗透等原因，只有一部分转变为地表径流。冰川表面不存在蒸腾，蒸发量及渗透量都非常小。所以，到达冰川表面的降水几乎可以全部转化为地表径流。冰川不仅是河流的补给来源，还是其调节者。冰川冰从积累区向消融区运动的结果，使长期处于固态的水转化为液态。但是，低温而湿润的年份，冰川消融将受到抑制；高温干旱年份，消融则将加强。这样，冰川就对径流起到了调节作用。

冰川推进时，将毁灭它所覆盖的地区的植被，动物被迫迁移，土壤发育过程亦将中断。自然地带将相应向低纬和低海拔地区移动。冰川退缩时，植被、土壤将逐渐重新发育，自然地带相应向高纬和高海拔地区移动。

冰川的侵蚀和堆积作用显著改变地表形态，形成特殊的冰川地貌。在古冰盖掩覆过的地区，如欧洲和北美，这种冰川地貌可以占据成千上万平方公里的广大范围。在山岳地区，冰川地貌显示出许多独有的特征，这将在以后的章节中阐述。

第五章 地貌

考试要求

1、掌握地貌的成因及对地理环境的影响

2、掌握风化作用及相关知识

3、掌握流水地貌发育及类型

4、掌握喀斯特地貌、风沙地貌和海岸地貌相关知识

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A、掌握地貌的成因及对地理环境的影响

一：地貌的成因

(一）气候与地貌发育

气候地貌的地带性地貌形成的外力，主要受气候因素的控制，也受其他自然因素——水文、植被、土壤等的影响。在不同的气候条件下，由于水热条件不同，外力的性质、强度和组合状况皆有所差异，从而形成不同的地貌类型和地貌类型组合（地貌组合）。研究不同气候条件下所形成的地貌组合特点，以及现代气候与现代地貌形成过程之间的关系，是气候地貌的主要内容。

气候主要以影响地貌外营力。

1：气候地貌的地带性 由于气候具有地带性（水平地带性）和垂直带性，因此地貌也相应有明显的地带性与垂直带性。

在寒冷气候区，降雪量大于消融量的条件下，冰雪逐年积累，发育成冰川；在外力组合中，以冰川作用占主导地位，其次是冻融风化、块体运动和冰融水的作用等，这里以冰川地貌为主要特征。山地经冰川等作用后，形成角峰、刃脊、冰斗和冰川谷等地貌，使原来在流水作用下发育的比较浑圆的山岭，变得尖峭锐利。在降雪量较小，不足以补偿消融量的条件下，则不能形成冰川，而是发育为多年冻土和冻土地貌。多年冻土的分布大致与冰缘气候带相吻合。冰缘气候带的主导外力是冻融作用。

在温湿气候区，以流水作用为主导，化学风化作用、块体运动也较普遍。主要形成流水地貌，常见岭脊凸起山坡下凹、和缓的山丘。

在干旱气候区，以风和间隙性洪流作用为主要外力。主要形成风沙地貌和间隙性洪流作用地貌。

干旱荒漠地区的地表，可根据其组成物质的不同划分为岩漠、砾漠、沙漠和泥漠等荒漠类型。岩漠是地表岩石裸露或有一些岩屑覆盖的地区，主要分布在山麓地带。地表覆盖砾石的称砾漠，又称戈壁或石漠，主要也分布在山麓地带。砾漠是由松散的堆积物组成，当细小颗粒被强劲的风力吹走后，留下粗大的砾石而形成的。沙漠表面覆盖大片流沙，发育着各种沙丘。沙漠分布在砾漠之外，是沙质堆积物经风改造而成的。泥漠地表覆盖粘土等细粒物质，分布在低洼地区，如土层中含盐很多，则称为盐漠。

气候地貌的垂直带性也和气候的垂直带性基本一致，从其所处的水平地带开始向高处递变。如有些高山深谷地区，下部气候温暖，主要形成流水地貌和重力地貌，上部气候寒冷，主要发育冰川地貌和冰缘地貌。 气候地带性和地貌地带性之间也有一定的差异。例如在湿热气候带内，由于可溶性岩石和非可溶性岩石的差别而形成不同的地貌带。

2.气候地貌叠臵性

由于地质时期的气候变迁，可以引起同一地区主导外力与外力组合的变化。这样，在同一地区可以出现各地质历史时期不同气候条件下形成的不同地貌叠臵在一起的现象，这称为气候地貌的叠臵性。

（二）地壳运动与地貌发育

地壳运动按其方向可分为垂直运动和水平运动。地壳运动这里主要指新构造运动，它对地貌发育的影响特别显著。由于新构造运动发生的时间还不太长，所以它所造成的地貌，多数仍保存到今天。

地壳大面积的上升运动，在上升地区的中部，地面绝对高度虽然增加，但地表变形微弱，只有在它的边缘地带才能引起河流下切和溯源侵蚀，使地形起伏和切割深度变化较大。由地壳大幅度上升和河流急剧下切形成的高山深谷，导致山地气候的垂直分异。而气候的变化又可反过来影响山地地貌的发育和垂直分异。如我国金沙江地区就是如此。

在上升区与下降区之间，地貌表现上既有逐渐过渡的形式（如高大的山地逐渐变为低山、丘陵，然后变为平原）；也有突变的形式（如山地突然以陡峭的山坡直接下落到坦荡的平原区）。在地壳强烈下降的地区，平原上松散堆积物的厚度可达数百米至千米以上。

在地壳运动强烈的地段，可在短距离内发生显著性的差异性升降运动。如天山最高峰达 7000多米，而在吐鲁番盆地，由于强烈的沉降运动，最低点在海面以下154米。在太平洋西岸一些岛弧的外缘，有深达万米左右的海沟，是地球上起伏最大的地方。这与太平洋板块的活动有关，也是地震强烈而频繁的地带。 地壳的水平运动也是地貌发育的内动力之一。例如区域性的水平运动所产生的平移断层，可造成平行岭谷的错动（水平位移），改变水系的格局，甚至使河流堵塞成为堰塞湖。至于全球性的板块构造运动，可使地壳发生大规模的水平运动，对地貌发育的影响更为重要。板块学说对大陆和海洋的形成和发展，以及许

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多大地貌的特征、成因和分布规律等都提供了有力的解释。

（三）地表组成物质与地貌发育

组成地表物质的岩性和地质构造，对地貌发育有明显的影响。它们是构成地貌的物质基础。

岩性对地貌发育的影响，主要是岩石的抗蚀性，即抵抗风化作用和其他外力剥蚀作用的强度。抗蚀性是岩石性质的综合反映。通常坚硬岩石抗蚀性强，常构成山岭和崖壁。抗蚀性差的岩石，如页岩、泥灰岩等，硬度不大，常形成和缓起伏的低丘、岗地。

岩石的可溶性对地貌发育的影响更为明显。如石灰岩等可溶性岩石分布区，在湿热气候条件下形成典型的岩溶地貌。

疏松堆积物对地貌发育的影响，应注意分析它的机械成分和化学性质，以及层理结构等特点。如陕北黄土以粉沙为主，并含有一定数量的粘粒和钙质，垂直节理发育，干燥时陡壁可直立不坠，但在雨季易受坡面流水和沟谷流水的侵蚀切割。黄土还受地下水的潜蚀作用，形成一些潜蚀地貌。

在分析岩性对地貌发育的影响时，必须考虑当地的自然地理条件和其他地质条件。同样一种岩石，在干燥区和湿润区其抗蚀性可以有很大的差异。例如石灰岩在湿热地区深受岩溶作用的影响，但在干燥区往往可以成为抗蚀性较强的岩石。松散堆积物的表面，若有良好的植被覆盖，流水侵蚀作用微弱；植被受到破坏时，则水土流失严重。

（四）：人类活动的影响 最后应当指出，人类在其生产活动中，对地表的改造和利用也在不同性质和不同程度上给地貌发育带来一定的影响。

总上所述，地貌的发育是各种内力和外力在地表相互作用的过程。内力作用的总趋势是增加地面的起伏；外力作用的总趋势是削高填低，减少地面的起伏。因此，内力的隆起和外力的剥蚀，内力的下沉和外力的堆积，彼此是相互联系相互制约的，在一定程度上是协调发展的。但是，在不同地区、不同时间和不同的时空结构层次中，各种内力和外力的组合、配合形式各不相同，因而地貌形成发育的过程、方向、规模和表现形式等也不一样。这便导致了地貌类型的多样性和地貌区域的差异性。

B、掌握风化作用及相关知识

一：风化作用（风化）是指地壳表层岩石和矿物在太阳辐射、大气、水及生物作用下，使物理性质和化学性质发生变化，并形成新物质的过程。

风化作用的类型 物理风化、化学风化、生物风化

二：风化壳的概念

三：特点P189 1：分布是不连续的。 2：组成：粘土和碎屑为主，也包括少量残存液体。 3：结构疏松，表层分散性强，分解程度高。中下层相反。

4：具有垂直分带性。如发育和保存较好的红色风化壳，自下而上可分为若干个带（层）：

微风化带：风化裂隙发育，岩石结构开始破坏，成为疏松岩石带。

中度风化带：岩石结构大部分被破坏，成为夹碎屑的粘土带。

强度风化带：成为夹有新生块体的粘土带。其最上部为土壤层，含植物根较多，有机质较丰富。

四：发育类型（发育阶段）

1：物理风化为主的阶段 成分与基岩基本相同，多分布在极地与高寒气候带。

2：化学风化为主的阶段 迁移：氯化物 硫酸盐 碳酸盐 硅铝酸盐

初期阶段：氯化物淋失，硫酸盐次之富集。硅铝硫酸盐-碳酸盐型风化壳。半干旱，半湿润地区。

中期阶段：氯化物、硫酸盐、碳酸盐大量淋失。硅铝酸盐分解为高岭土等粘土矿物。硅铝相对富集。（硅铝粘土型、高岭土型风化壳） 温带森林带

晚期阶段：进行的彻底，可以迁移、分解的。残留下难以迁移的铁铝化合物。富含三氧化二铁。 铁铝型风化壳或者转红壤型风化壳。 热带湿热地区。

C、掌握流水地貌发育及类型

由地表流水作用（侵蚀、搬运和堆积）塑造的各种地貌（如冲沟、河谷、冲积扇、三角洲等），统称流水地貌。侵蚀包括下切侵蚀、侧蚀、溯源侵蚀。 面状、线状。

一：坡面流水

是雨水或冰雪融水直接在地表形成的薄层片流和细流，出现的时间很短。雨水在坡地上聚成薄薄的水层，

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因而能比较均匀地冲刷地表松散物质，被冲刷下来的物质，成为江河泥沙的主要来源。

坡面流水的侵蚀强度主要受降水强度、降水持续时间、坡度、坡长、坡面组成物质和植被等的影响。在一定的地形条件下，如果地表物质疏松、植被稀疏、降水量多且强度大，坡面流水的侵蚀就强烈。 二：沟谷流水地貌

沟谷规模短小，纵剖面上陡下缓，多陡坎、壶穴，横剖面多呈V形。但在水平岩层分布的地区，由于产状水平并富有垂直节理，常形成直立或阶梯状的沟坡。规模较大的沟谷，在沟头有汇水盆（集水盆），沟口往往具有冲出锥（冲积锥）。

三：河流地貌

（一）河谷的发育

河谷是由河流作用造成的长度远远超过宽度的狭长形凹地。河流在陆地表面分布很广，特别在湿润地区更为普遍，因此河谷是最常见的地貌形态。

河谷包括谷坡与谷底两部分。谷坡即河谷两侧的斜坡。谷坡上有时发育河流阶地。谷底通常可分为河床和河漫滩两部分。谷坡的塑造除受河流作用以外，还受风化、重力、坡面流水和沟谷流水等作用。而谷底的塑造主要受河流作用的控制。因此，河谷是以河流作用为主，并包括坡面流水和沟谷流水等长期作用的产物。

在河谷发育的初期，其纵剖面的坡度较大，河流以下蚀为主，谷地深切成v形谷或峡谷。

由于河流总有一定的弯曲，因此，在下蚀过程中必然会有旁蚀，在凹岸进行冲刷，凸岸发生堆积。再加上河流的侧蚀作用。因此，河谷从逐渐由峡谷变为宽谷。

（二）河床与河漫滩

河床与河漫滩都位于河谷的谷底。河床是指河流平水期河水占据的河槽；而河漫滩是指洪水时期为洪水淹没的河床侧旁的谷底部分。广阔的河漫滩平原是一种冲积平原或泛滥平原。

在有松散堆积物的平原或河漫滩上，由于河流在凹岸不断侵蚀，凸岸不断堆积，使河流愈来愈弯曲而形成能自由摆动的河曲（曲流），称自由河曲。如长江的下荆江段，自由河曲就非常典型。

在自由河曲的发展过程中，上下凹岸间的曲流颈逐渐被河流旁蚀而变窄，曲流颈一旦被洪水冲决，就产生自然的裁弯取直，被裁去的河湾与河流隔绝，形成牛轭湖。

（三）三角洲

1.河口三角洲 河流注入海洋或湖泊处，常形成平面上呈三角形的堆积体，称三角洲。

河口三角洲是在河流和海洋的共同作用下，以河流挟带的丰富泥沙为主，并在河口地区的陆上和相邻的水下形成的堆积体。快速沉积作用是三角洲沉积的基本特征。因此，三角洲沉积体向海方向延伸，形成三角洲平原。

根据三角洲的形态特征，可分为下面几种类型：

（1）鸟足状三角洲：此类河口均为弱潮河口，河流作用占主导地位；河流含沙量大；河流在河口段出现汊流。美国的密西西比河三角洲发育最为典型。

（2）尖头状三角洲：河流作用居于相对优势；只有一条主流；河流有一定的输沙量。

（3）扇形三角洲：河流与海洋动力强度大致相等；含沙量大；岔道众多并且摆动。

（4）多岛型三角洲：在潮汐作用较强的地区；河流输沙量小。如湄公河三角洲就属于这一类型。

另外，在强潮海岸，潮汐起侵蚀和破坏作用，其河口一般无三角洲发育，我国浙江和福建沿海，潮差很大，一些河流如钱塘江、闽江等，河口都形成三角港（三角湾）。

（四）河流阶地

原先河谷的谷底，由于河流下切侵蚀而相对抬升到洪水位以上，呈阶梯状顺河谷分布于河谷两侧，即为河流阶地，简称阶地。

河流阶地的类型可以根据不同原则来划分，根据阶地的组成物质和结构，可分为三类：侵蚀阶地、堆积阶地和基座阶地。

1.侵蚀阶地 多由基岩构成，没有或很少有冲积物覆盖，所以又称石质阶地。侵蚀阶地多发育在山区河谷中，由于当时水流流速大，侵蚀力强，所以很少沉积。

2.堆积阶地 阶地全为河流冲积物所组成，在河流中下游最为常见。它的形成过程，首先是河流侵蚀展宽

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谷地，同时发生大量堆积，然后河流下蚀形成阶地，唯后期的切割深度，一般不超过冲积层的厚度。

3.基座阶地 阶地上部由冲积物组成，下部为基岩的阶地称为基座阶地。它主要是由于后期河流下蚀深度超过了原冲积层的厚度，切至基岩内部而成的。这种阶地分布相当广泛。

阶地形成的原因主要有构造运动、海面变化和气候变迁等。

D、掌握喀斯特地貌、风沙地貌和海岸地貌相关知识

喀斯特地貌：喀斯特作用概念；地表喀斯特地貌、地下喀斯特地貌；

风沙地貌：

（一）风沙作用

风沙作用指气流沿地表流动时，对地面物质的侵蚀、搬运和堆积等过程。

（二）风沙地貌的形成条件

风沙地貌是风对地表侵蚀、堆积的结果。因此地表特征、风动力状况是风沙作用及形成风沙地貌的基本条件。

（三）风沙地貌 风沙地貌分为风蚀地貌和风积地貌两类。

海岸地貌：

（二）海岸地貌

1.海蚀地貌 变形波浪及其形成的拍岸浪对海岸进行撞击、冲刷，波浪挟带的碎屑物质的研磨，以及海水对海岸带基岩的溶蚀，统称为海蚀作用。

海蚀作用在海岸带形成各种海蚀地貌。主要海蚀地貌如下：

（1）海蚀穴 在有潮汐的海滨，GC面与陆地接触处，波浪的冲掏作用形成槽形凹穴，断续沿海岸线分布，称为海蚀穴。

（2）海蚀崖 海蚀穴被拍岸浪冲蚀扩大，顶部基岩崩塌，海岸后退时形成陡壁，称为海蚀崖。

（3）海蚀拱桥与海蚀柱 两个相反方向的海蚀穴被蚀穿而互相贯通，称为海蚀拱桥（或海穹）。海蚀崖后退过程中遗留的柱状岩体，称为海蚀柱。

（4）海蚀台 波浪冲掏崖壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下崩塌，崩塌下来的石块遭受侵蚀搬运，海浪又重新冲掏崖壁下部，形成新的海蚀穴。这种过程不断进行，即形成海蚀台，在其宽度增大到波浪的冲蚀作用范围之外时，才停止发展。

2.海积地貌 海岸带的松散物质，如波浪侵袭陆地造成的海蚀产物、河流冲积物、海生生物的贝壳、残骸等，在波浪变形作用力推动下移动，并进一步被研磨和分选，便形成海滨沉积物。由于地形、气候等影响而使波浪力减弱，海滨沉积物就会堆积下来，形成各种海积地貌。

（1）横向移动为主的海积地貌

（2）纵向移动为主的海积地貌

第六章 土壤圈

考试要求

1、掌握土壤的含义及在地理环境中的作用

2、掌握土壤的物质组成和特性及组成物质间的相互作用

3、掌握成土因素对土壤形成的作用及土壤空间分布规律

4、掌握土壤资源的合理利用和保护

A、掌握土壤的含义及在地理环境中的作用

1、土壤是覆盖在地球陆地表面上能够生长植物的疏松层。土壤不仅具有自己发生发展的历史，而且是一个从形态、物质组成、结构和功能上可以剖析的物质实体，它被看作是一个独立的历史自然体。在自然环境中，土壤是运动着的物质、能量系统，它包括物质、能量的输入、转化、迁移和传递过程，同时它又是一个开放系统，与环境之间不断地进行物质、能量的交换和转化。

2、土壤是地理环境统一体中一个组成要素。土壤形成开始于有有机体生长的陆地表面岩石风化物上，这些有机体在生命活动中，进一步分解了岩石，并从中吸收和集中必需的矿质养料，同时使陆地表层富有植物营养元素和岩石所没有的含氮有机化合物，所以土壤与岩石有本质的区别。在土壤的形成过程中土壤还

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