绪   论

• 一 自然地理学的研究对象和分科

• 二 自然地理学的任务

• 三 自然地理学与其它学科的关系

一 自然地理学的研究对象和分科

(一) 地理学

•1. 地理学是研究地理环境的科学，即只研究地球表层这一部分人类环境。

•2.  所谓地球表层是指海陆表面上下具有一定厚度范围，而不包括地球高空和内部的地球表层。              

3. 地理环境可分为 ：自然环境、经济环境和社会文化环境

（二） 自然地理的研究对象

1.  自然地理学研究地球表层的自然地理环境(天然的和人为的)。

2. 地球表层（地理圈）由大气圈和岩石圈的一部分以及水圈，生物圈和土壤层组成，并使它具有一系列不同于地球其它部分的结构特征。

（三）自然地理学的分科

自然地理学可分为

1.  综合自然地理学

2.  部门地理学：气候学  地貌学  土壤地理学   地植物学  动物地理学 等

二  自然地理学的任务

• 研究各自然地理要素的特征、形成机制和发展规律；

• 研究各自然地理要素之间的相互关系，彼此之间物质循环和能量转化动态过程，从整体上阐明它的变化规律；

三 自然地理学与其它学科的关系

•作为地理学分科的自然地理学，与地理学的其它分科有密切联系； 自然地理学与其它地学和生物科学也有密切的关系；

• 和环境科学的联系。

第一章   地　球

第一节  地球在宇宙中的位置

第二节  地球的形状和大小

第三节  地球的运动

第四节  地理坐标

第五节  地球的圈层结构

第六节  地球表面的基本形态和特征

第一节 地球在宇宙中的位置

一  宇宙和天体

      宇宙中的天体可分为：恒星、行星、卫星、流星、彗星、星云等

      光年： 光在一年中传播的距离

二 太阳和太阳系

   太阳系包括9大行星，50个卫星和至少50万个小行星，还有少数彗星。

（一）彗星

    彗星是在万有引力作用下绕太阳运动的一类质量很小的天体。彗星大多由慧核，慧发，慧云和慧尾组成。

（二）小行星

（三）月球

• 月球是地球的唯一卫星，半径1738.2Km，相当于地球半径的27.28%；质量为7.35×1022t,

• 相当于地球质量的1.23%；平均密度为3.24g/cm3, 只有地球密度的0.6。

•月球沿着一个椭圆形的轨道围绕地球自西向东运动。          

•月球对地理环境最重要的影响在于使地球形成潮汐，尤其使海洋潮汐。  

三 地球在天体中的位置

   地球并不是孤立地存在于宇宙之中的，它与其它天体或者宇宙空间之间通过能量和物质交换保持着密切的联系并相互影响。

第二节   地球的形状和大小

一  地球的形状及其地理意义

1.通常所说的地球形状就是大地水准面的形状。    

•大地水准面：大地测量中所谓的地球形状，是指一种以平均海平面表示的平滑封闭曲面，即大地水准面。         

2. 赤道的地球直径比通过两极的直径长42.5Km。地球的扁率：地球两极扁平的程度 。

              a=b-c/b

b:地球赤道半径   c：地球两极半径  

3. 地球的形状的地理意义

（1）日地平均距离为14 960×104km，这样，就可以将投射到地面的太阳光线视为平行光线。当平行光线射到地球表面时，不同纬度地区的正午太阳高度角将各不相同。

（2）造成地球上热量的带状分布和与地表热状况相关的自然现象的地带性分布。   

二 地球的大小及其地理意义

（一）地球的大小

地球赤道半径 约为6 378 140m，极半径约为 6 356 755m，总面积5.1×108km2，总体积约为 10 820×108km3，总质量为5.98×1027g。

（二）地球大小的重要意义

1. 地球的巨大质量，使它能够吸着周围的气体，保持一个具有一定质量和厚度的大气圈。

2. 没有现在这样的大气圈，就没有海洋和河湖，没有风，没有生物。

第三节 地球的运动

一  地球的自转

（一）基本概念

1.恒星日：以春分点为标准，春分点连续两次通过同一子午面的时间。

2.太阳日：以太阳为标准，地球上同一点连续两次通过地心与日心连线所需时间。一个太阳日比一个恒星日长3分55.909秒。

（二）地球自转的重要意义

1.地球自转决定昼夜更替，并使地表各种过程具有昼夜节奏。

2.地球自转使所有在北半球作水平运动的物体都发生向右偏转，在南半球则向左偏。 科里奥利力：地球自转情况下运动物体的偏转力。

     D＝2v w sinA  ( v 为运动物体的速度； w为地球自转角速度； A为运动物体所在纬度。)

3.地球自转造成同一时刻，不同经线上具有不同的地方时间 。    

4.月球和太阳的引力使地球体发生弹性变形，在洋面上则表现为潮汐。

5.地球的整体自转运动同它的局部运动，例如地壳运动，海水运动，大气运动等都有密切关系。      

二 地球的公转

1.恒星年和回归年：地球连续两次通过太阳和另一恒星连线与地球轨道的交点所需时间365天6时9分9.5秒，称为一个恒星年。而连续两次通过春分点的平均时间为365天5时48分46秒，则称为一个回归年。

2.近日点和远日点：大致1月3日，地球最接近太阳，此位置称近日点；大致7月4日，地球最远离太阳，此位置称远日点。

3.地球，月球的自转和公转方向,如下图所示：

4.黄赤交角：太阳视运动的路线叫做黄道，黄道所在的黄道面和地球轨道面是重合的。黄道面与赤道面的交角即为黄赤交角，为23o27`。赤道和黄道面的两个交点称为春分点和秋分点。地轴的倾斜方向固定不变，因此，太阳光只

能直射地球上南纬23o27`和北纬23o27`之间的地方。地球绕太阳公转的结果，使太阳光线直射范围在23o27N和23o27S之间作周期性变动，从而形成了四季的更替。

5.太阳高度角：太阳光线与地平面间的夹角。

三 岁差、章动和极移

1.岁差：当地球自转轴旋进时，春分点西移，故地球自转不到一周即可两次经过春分点，这就是岁差。如下图所示－－地轴的旋进

2.章动：月球，太阳与地球的相对位置是不 断变动的，因而引力方向也不断变化。太阳每年两次，月球则每月两次通过地球赤道面，这就在地轴旋进的平均位置上附加了一个短周期摆动，使地球自转轴在空间扫过的轨迹成为荷叶边形的锥面，而非一般的圆锥面。附加在圆上的这种短周期摆动叫做章动。

3.极移：由于地球质量分布不均，真正的极点位置经常发生变化，自转轴又将围绕新极点旋转，这种现象就是极移。极移实际上就是地球的自由章动。

第四节    地理坐标

一 纬线与纬度

     纬线：所有与地轴垂直的面和地表相交而成的圆，就是纬线。所有纬线都相互平行，赤道是最大的纬圈。

纬度：一地的纬度就是该地铅垂线对赤道面的夹角。

二  经线与经度

      经线圈：所有经过地轴的平面，和地球表面相交而成的圆，就是经线圈。每个经线圈都包含两条相差180o的经线，一条经线则只是一个半圆弧。

第五节    地球的圈层构造

一 地球的圈层分化

二 地球的内部构造

根据对地震波在地下不同深度传播速度的差异变化，地球固体表面以内的构造可以分为三层：地壳，地幔和地核。

（一）地壳

    地壳是知地表至莫霍洛维奇面之间厚度极不一致的岩石圈的一部分。大陆地壳的平均厚度为35km，但各地的差异较大。大陆地壳由外向内依次为：风化壳，沉积岩层，硅铝层和硅镁层。地壳体积是地球总体积的1％，质量的0.4％   

（二）莫霍面以下，深度为35～2900km的圈层，就是地幔。地幔分上下两层。上地幔深35～1 000km，主要由橄榄岩质的超基性岩石构成，岩浆侵入，火山喷发，地震，板块构造等一系列影响地球表层地理环境的过程都由此发生。  下地幔深1 000～2900km，其下界为古登堡面。

（三） 地核：2 900km以下至地心为地核

三 地球的外部构造

   地球的外部构造包括大气圈，水圈和生物圈三个圈层。

（一）大气圈

（二）水圈

（三）生物圈：是指地球生物及其分布范围所构成的一个及其特殊又及其重要的圈层。在地理环境中，生物圈并不独占任何空间，而是分别渗透于水圈，大气圈下层和地壳即岩石圈表层。

   上述地球构造中的同心圈层，在分布上有一个显著的特点：在高空和地球内部，它们基本上是上下平行分布的，但在地球表面附近，各圈层却是相互渗透相互重叠的。

第六节    地球表面的基本形态和特征

一  海陆分布

    在5.1×108km2的地表面积中，海洋面积3.6×108km2，约占71％；陆地面积1.49×108km2，约占29％。

二  海陆起伏曲线

三  岛屿

   同样被海洋所环绕，但面积比大陆小的小块陆地，称为 岛屿。  海洋中的岛屿可分为：

1. 大陆岛：位于大陆附近并在地质构造上与相邻大陆有密切联系。例如马达加斯加岛，我国的台湾岛，海南岛等。

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，也不是大陆的一部分。按其成因可分为 火山岛和珊瑚岛两类。

四  地球表面的基本特征

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。

2.固态，液态，气态物质同时并存于地表，使海洋表面成为液－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。

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，土壤层等。

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，地质循环等，并且在交换和循环中伴随着信息的传输。

5.地球表面存在着复杂的内部分异。

6.地球表面是人类社会发生，发展的环境，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

第一节  地壳的组成物质

第二节  构造运动与地质构造

第三节  大地构造学说

第四节  火山与地震

第五节  地壳的演变

第一节   地壳的组成物质

化学成分与矿物

岩浆岩

沉积岩

变质岩

（一） 化学成分

在108种已知化学元素中，自然界存在92种，并有300余种同位素                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                             1924年克拉克据来自世界各地的5195个岩石样首次测定了16km厚度内地壳中63种化学元素的平均重量百分比（即元素丰度）所获数值后来被命名为克拉克值。

（二）  矿物

矿物是单个元素或若干元素在一定地质条件下形成的具有特定理化性质的化合物，是构成岩石的基本单元。

矿物的形态 ：气态：天燃气 ；  液态 ：石油， 汞 ；  大部分矿物呈固态

（三）主要造岩矿物与常见矿物

主要造岩矿物：  包括 石英 、 钾长石、  斜长石 、 云母  、角闪石、 辉石和橄榄石

•石英 （SiO2) :发育单晶并形成晶簇，或为致密块状  粒状集合体  无节理  晶面具玻璃光泽。                                      

•白云母  K2[ALSi3O10](OH ,F )2单晶体为短柱状或板状、  集合体为鳞片状，具平行片状极完全解理 、薄片无色透明 珍珠光泽。

•黑云母   K(Mg,Fe)3[AlSiO3](OH,F)2 特点与白云母相近，惟颜色随含铁量增加而变暗，多呈褐棕色或黑色。

•长石   钾长石、钠长石和钙长石等，单晶体呈并板状，白色或灰白色，玻璃光泽，两组正交完全解理。钾长石单晶多呈柱状肉红色，玻璃光泽，两组正交完全解理相互垂直。

•角闪石  单晶体为长柱状或针状，暗绿至黑色，玻璃光泽，两组平行柱状中等至完全解理，性脆。

•辉石  与角闪石相似，单晶体为短柱状，集合体为粒状，黑绿色或黑色。

•橄榄石  粒状集合体，浅黄绿色至橄榄绿色，颜色随铁含量增加而加深，玻璃光泽，性脆，不完全解理。

二   岩浆岩

造岩矿物按一定结构集合而成的地质体称为岩石，依据其成因可分为岩浆岩  沉积岩  变质岩三大类。岩浆石来自上地幔熔融状物质，主要成分为硅酸盐  金属硫化物  氧化物和部分挥发物。

（一）岩浆岩的矿物组成

依据矿物组成的差别，岩浆岩可分为四类

1超基性岩  二氧化硅含量小于45％，多铁 镁而少钾 钠，主要矿物为橄榄石和辉石，代表岩石为橄榄石。

2基性岩  二氧化硅含量为45％～52％，主要矿物为辉石 钙斜长石，亦有少量橄榄石和角闪石，代表性岩石为辉长石  玄武岩。

3中性岩  二氧化硅含量52％～65％主要矿物为角闪石和长石，兼有少量石英  辉石  黑云母，代表性岩石为闪长石  安山岩  正长石与粗面岩。

4酸性岩 二氧化硅含量65％以上，多钾  钠而少铁  镁，主要矿物为长石  石英和云母，代表性岩石为花岗岩与流纹岩。

（二）岩浆岩的产状  结构与构造

（三）岩浆岩的主要类型

三  沉积岩

沉积岩是由成层堆积于陆地或海洋中的碎屑  胶体和有机物质等疏松沉积固结而成的岩石。

沉积岩具有碎屑结构与非碎屑结构之分。通常情况下沉积岩由岩石碎屑  矿物碎屑  火山碎屑及生物碎屑等构成，其中包括（粒径>2mm） 砂（粒径2～0.05mm） 粉砂（粒径0.05～0.005mm）和泥（粒径<0.005mm. )等不同粒径的物质。

沉积岩层面呈波状起伏，或残留波痕  雨痕 干裂 槽模沟模等印模，或层内出现锯齿状缝合线或结核，均属沉积岩的原生构造特征。

（二） 沉积岩的主要类型：

 1  风化岩类

主要指母岩风化碎屑经搬运再堆积后经胶结而成的岩石，包括

      a： 砾岩与角砾岩具粒状结构。砾岩经长途搬运砾石圆度为圆形或次圆形；角砾岩未经搬运或搬运很短，砾石圆度为次棱或棱形。

      b：  砂岩。 具砂状结构。颜色多，按砂砾砾径可分为粗砂岩（2～0.5mm） 中粒砂岩（0.5～0.25mm）  细砂岩（0.25～0.05mm）。

2   粘土岩类   具泥状结构，由粘土矿物及其它细粒物质组成，硬度低。固结好而无层理的为泥岩，固结较好并有良好层理的为页岩，固结差的为粘土。

3   生物化学岩类  多由化学和生物化学形成物组成并主要见于海相或湖相沉积物，具显晶或隐晶结构  、鲕状或豆状结构、生物结构，成分单一而种类繁多，且常见为单矿岩，如铝质岩、铁质岩、锰质岩、硅制岩、岩盐。

四    变质岩

（一）  变质作用与变质岩   

    固态原岩因温度、压力及化学活动性流体的作用而导致矿物成分、化学结构与构造结构的变化，统称变质作用，其形成的岩石即为变质岩。变质作用基本上是在固态岩石中进行的，因而本质上有别与 岩浆作用。变质岩既继承了原岩的些特点， 也具有自己的特点，如含有变质矿物。具有变成构造与变余构造。

（二） 变质作用类型与常见变质岩

1  动力变质作用     构造运动引起的定向压力使原岩碎裂、变形及一定程度的重结晶，称为动力变质，

2  接触热变质作用   发生于侵入体与围岩接触带，围岩受热后矿物发生重结晶、脱水、脱碳形成变晶结构与新矿物。

3 接触交代变质作用  也发生在侵入体于围岩接触带，其实质是高温下岩浆分泌的挥发性物质与热液通过与围岩的交代作用使后者化学成分发生变化，形成新矿物。

4 区域变质作用    区域性构造导致的深广范围的变质作用，代表岩石有板岩、千枚岩、片岩、片麻岩。

5 混合岩化作用或超变质作用    是区域变质与岩浆作用间的一种 过渡性地质作用。

第二节   构造运动与地质构造

一   构造运动的特点与基本方式

二   构造运动与岩相、建造和地层接触关系

三    地质构造

一 构造运动的特点与基本方式

（一） 构造运动的一般特点 ： 构造运动主要是地球内动力引起的地壳机械运动，但经常涉及更深构造圈。构造运动使地壳发生变位与变形，形成各种地质构造，促进岩浆活动与变质作用。 构造运动具有普遍性、永恒性、方向性、非均速性、幅度与规模差异性等一般特点。           

(二）构造运动的基本方式:    1、水平构造 ； 2、垂直构造

二   构造运动与岩相、建造和地层接触关系

（一） 岩相    

沉积岩的岩相通常分为海相、陆相、和过渡相三大类。地壳上升时岩相从海相向陆相转变，沉积物粒级增大，厚度变小，形成海退层序。反之，地壳下沉则形成海侵层序。升降频繁，沉积物类型复杂多变；构造运动相对稳定，沉积物类型也相应简单化。

（二） 沉积构造

彼此有共生关系的地层或岩相的组合，或岩相大致相同的沉积物组合，就是沉积构造。一个建造相当于大地构造旋回的一定阶段。基本建造类型有:  

1  槽型建造  主要由海相地层组成、厚度很大，无沉积间断或仅有极短间断、产生于强烈构造下降区的建造

2  台型建造    以陆相碎屑沉积为主，厚度不大，未受强烈构造变动，地壳升降幅度均较小的地台上的建造。岩浆岩分布也较少。

3  渡性建造    兼有地槽型与地台型建造的特征但以碎屑岩占优势，陆相沉积物与泻湖相沉积分布广泛，海相沉积只见于剖面下部。

(三)  地层的接触关系

1  整合   指相邻新老地层产状一致且相互平行，时代连续，没有沉积间断，表明两种地层是在构造运动持续下降或上升而未中断沉积的情况下形成的。

2  假整合  又称平行不整合，指两相邻地层产状平行但时代不连续。表明曾发生上升运动致使沉积作用一度中断，而后下沉堆积了上覆新地层。

3  不整合  又称角度不整合指上下两地层产状既不一致，时代也不连续，其间有地层缺失。表明老地层沉积后曾发生褶皱与隆升，沉积一度中断而后再下沉接受新沉积。

三      地质构造

（一）水平构造 水平岩层虽经垂直运动而未发生褶 皱，仍保持水平或近似水平产状者，称为水平构造。在未受切割情况下，同一岩层形成高原面或平原面，受切 割面顶部岩层较坚硬时，则形成桌状台地、平顶山或方山。软硬岩层相间时形成层状山丘或构造阶地。我国第三系红色砂岩产状平缓，遭受侵蚀后常形成顶平、陡坡形状奇特而多样化的丹霞地貌。

（二）倾斜构造  岩层经构造变动后层面与水平面形成夹角时，即为倾斜构造。褶曲、断层或不均匀升降运动都可成岩层的倾斜。其产状以走向、倾向和倾角三要素确定。倾斜构造可形成单面山、猪背岭等典型地貌。

（三）褶皱构造 岩层在侧向压应力作用下发生弯曲的现象称为褶皱，其中单个弯曲叫褶曲。褶皱能只管反映构造运动的性质和特征。褶曲有两种基本类型，即上凸的背斜和下凹的向斜两者共用一翼。

（四） 断裂构造  岩石因所应力强度超过自身强度而发生破裂，使岩层连续性遭到破坏的现象称为断裂，虽破裂而破裂面两侧岩块未发生明显滑动者叫节理破裂而发生明 显位移的则叫断层。

第三节   大地构造学说

一   板块构造学说

(一)  大陆漂移说

   板块构造学说是在大陆漂移说和海底扩张学说基础上发展起来的，因此先探讨大陆漂移说。

奥地利学者魏格纳根据大西洋两岸陆地轮廓具有相似性，某些动物种属相同，非洲与南美洲发现同一种古生物化石，非洲南部与南美布宜诺斯艾利斯出现同样二叠系地层，挪威——苏格兰间的一条加里东褶皱带没入大西洋后重现于加拿大与美国，印度、澳大利亚、非洲、南美洲与南极洲等气候差异极大的地区均发现石炭二叠纪冰川遗迹等理由于1915年提出，中生代地球表面存在一个统一的大陆即联合古陆。侏罗纪后联合古陆开始分裂并各自漂移，逐渐形成今天的海陆格局。

   由于当时对洋底地壳认识的局限性，魏格纳虽然指出了地球自转离心力与日月引潮力对古陆分离的可能影响及花岗岩在玄武岩壳上漂移的假说，但没有对大陆漂移的原因和驱动力等作出令人满意的解释。因此提出后即遭到反对。到20世纪50年代海洋物理学发展，尤其是古地磁方面的发展使大陆漂移学说重现生机。  各大陆岩石现代磁纬度、地磁极同古磁纬、古地磁的巨大差异表明大陆发生了显著的位移。古地磁移动轨道是复原古陆的证据，迪茨与霍登据此绘制了新的大陆漂移图。

（二）海底扩张学说

    20世纪30年代末尤其是二战结束以来的海底考察发现海洋虽然历史悠久，海底却很年轻，几乎不存在时代早于侏罗纪的地层，海底沉积物很薄，火山也较少。这表明海底年龄只有数亿年。迪茨和赫斯据此各自提出了海底扩张假说。据傅承义（1974年）概括，其要点为：

1 年速度为1㎝至数厘米的地幔物质对流是地壳运动的主要动力。

2 对流运动发生在岩石圈下厚达数千米，强度很小的软流圈内。

3 海底为对流循环顶端。对流由发散区向外扩张，并在数千千米外汇聚流入地下。海岭热流较高，为对流上升区，海沟为下降区。

4 海底及其沉积物在对流汇聚区下沉，一部分受挤压，变质而与大陆熔接，另一部分则沉入软流层。

5 海底年龄仅有2～3亿年，整个海底3～4亿年即可更新一次。

    愈来愈多的证据证明海底确实在扩张。例如，古地磁测定结果表明洋底地磁正反向磁极异常带在大洋中脊两侧呈对称分布。

（三）   板块构造说

  板块学说的立论依据在于，地表岩石并非浑然一体，而是由被诸如大洋中脊、岛弧、海沟、深大断裂等构造活动带所割裂的几个不连续的独立单元，即板块构成的。                             

    板块运动的动力机制：对流带动板块由大洋中脊或海岭向两侧扩张，在岛弧地区或活动的大陆边缘沉入地下，通过软流层完成对流的循环  

第四节   火山与地震

火山

  （一）火山的类型与分布

      火山喷出地表是地球内部物质与能量的一种快速猛烈的释放形式，称为火山喷发。火山喷出物既有气体、液体，也有固体。气体以水蒸汽为主，并有氢、氯化氢、硫化氢、一氧化碳、二氧化碳、氟化氢等。液体即岩熔。固体则指熔岩与围岩的碎屑，如火山灰、火山渣、火山豆等。

火山喷发形式有两类：

1  裂隙式喷发，多见于大洋中脊的裂谷中，是海底扩张的原因之一，陆上只见于冰岛拉基火山等地方。

2   中心式或管状喷发。

      火山几乎无例外的分布于大小板块边界上。汇聚型板块边界上火山活动强烈而频繁，但火山并不分布于海沟附近，而是在与海沟有一定距离的岛弧的一侧。

（二）  火山地貌

1．灰渣火山锥。主要由火山碎屑物在喷口周围堆积成的锥形体，如菲律宾的马荣火山。

2．富硅质熔岩穹丘。流动性小、富含硅质的熔岩形成穹丘。如腾冲火山中的覆锅山。

3.基性熔岩盾。流动性大的基性熔岩流反复喷出堆积而成，形如盾状。如夏威夷火山。

4.次生火山锥。 古火山锥因 后来的再喷发使锥顶破坏和扩大成环形凹地，并在其中再产生新的火山锥。如维苏威火山、我国东北沙秃火山群中的个别火山。

5. 复合火山锥。 多次喷发的火山碎屑和熔岩呈层状混合堆成的火山锥，或称层状火山。有的复合火山锥上还生长着许多小火山锥，称寄生火山。如意大利的埃特纳火山，在高达3700米的大火山锥上还分布有300多个小型的岩渣火山锥。

6. 破火山口。 有些爆炸式喷发的火山，喷发时堆积物很少却形成一个大的爆破口

7. 火山塞。 填塞在火山喷管中的大块凝固熔岩，在火山锥被剥蚀后露出地表，形如瓶塞。如美国怀俄明州的“鬼塔”（Devil’s Tower）。

8. 火山口湖。 火山口积水可形成湖泊。如白头山的天池。

二   地震

    地震是构造运动的一种特殊形式，即大地的快速震动。当地球集聚的应力超过岩层或岩体所能承受的限度时，地壳发生断裂、错动，急剧地释放积聚的能量，并以弹性波的形式向四周传播，引起地表的震动。

    地震只发生于地球表面至70km深度以内的脆性圈层中。地震时，地下岩石最先开始破裂的部位叫震源。按其深度可分为浅源地震（深约70km以内）、 中源地震（70～300km）和深源地震（300～700km）。震源在地面的投影。

位置叫震中，从震源发出的地震波在地球内部传播称为体波，体波由可分                                                                     为横波和纵波。地震时，纵波较快传播到地面。沿地面传播的称为面波，实际上是一种特殊的横波，对地面破坏较大。

    地震释放能量的大小用震级表示。通常采用美国克特（c f richter）提出的标准来划分。地震对地面的影响和破坏程度称为烈度，通常分为12级。烈度的大小于震源、震中、震级、构造和地面建筑物等综合特性有关。

世界上主要的地震带包括：

1· 环太平洋地震活动带。它与环太平洋火山带密切相关，但“火环”与“震环”并不重合。地震多分布于靠大洋一侧的海沟中，火山则多分布于靠陆一侧的岛弧上。

2· 地中海—喜马拉雅带，大致沿地中海经高加索、喜马拉雅山脉，至印尼和环太平洋带相接。这个带以浅源地震为主多位于大陆部分。                    

3· 大洋中脊地震活动性较弱，释放能量很小，均为浅源地震。

4·  东非裂谷带

第五节   地壳的演变

一    地质年代

    在内外动力作用下，地壳的组成、结构、构造及外部特征不免发生变化。一系列变化构成的连续事件可以清晰的反映地壳演化的历史。通常以地质年代表示这种演化的时间与顺序，地质年代有相对年龄和绝对年龄之分。

（一）相对年代法或古生物地层法  

    依据地层下老上新的沉积顺序，地层剖面中的整合不整合关系，标准古生物化石与生物群体进行比较，确定某个地层或事件的相对年代的方法，称为相对年代法或古生物地层法。

（二）绝对年代法

    通过矿物或岩石的放射性同位素的测定，依据放射性元素衰变规律计算其年龄，即距今天的年数。

（三）与地球演变有关的几种地质年龄

    与地壳早期演化有关的几种年龄如下： 地球物质，尤其是重化学元素的年龄早于地球的年龄；地球形成的年龄约为50×108年；地壳形成年龄约为46×108年；现有最古老的岩石年龄为30×108～40×108年；已知最古老的生物化石的年龄超过30×108年。

二  地壳演化简史

第三章   大气和气候

第一节 大气的组成和热能

第二节 大气水分和降水

第三节 大气运动和天气系统

第四节 气候的形成

第五节 气候变化

第一节  大气的组成和热能

地球大气是多种物质的混合物，由干洁空气、水汽、悬浮尘粒或杂质组成。在距地表85km以下的各种气体成分中，一般可分为两类。一类称为订常成分；另一类称可变成分。

（一） 干洁空气

    通常把除水汽、液体和固体杂质外的整个混合气体称为干洁空气。简称干空气。它是地球大气得主体，主要成分是氮、氧、氩、二氧化碳等，此外还有少量氢、氖、氪、氙、臭氧等稀有气体。

大气的组成和热能

一 大气的成分

干洁空气成分及其性质

1·  氮和氧

N 2约占大气容积的78％。常温下，N2的化学性质不活泼，不能被植物直接利用只能通过植物的根瘤菌，部分固定于土壤中。N2对太阳辐射远紫外区0.03～0.13    具有选择性吸收。02占地球大气质量的23％，按体积比占21％。除了游离态外，氧还以硅酸盐、氧化物、水等化合物形式存在。

2·  二氧化碳（CO2） 只占大气容积的0.03％，多集中在20km高度以下，主要由有机物燃烧、腐烂和生物呼吸过程产生。二氧化碳对太阳短波吸收很少，但能强烈吸收地表长波辐射，致使从地表辐射的热量不易散失到太空。

对地球有保温作用，但近年来随着工业的发展和人口的增长，全球二氧化碳含量逐年增加，改变了大气热平衡，导致地面和低层大气平均温度升高，引起严重的气候问题。

3· 臭氧   

    主要分布在10～40km的高度处，极大值在20～25km附近，称为臭氧层。臭氧虽在大气中的含量很少，但具有强烈吸收紫外线的能力。研究表明，人们大量使用氮肥以及作冷冻剂和除臭剂使用的碳氟化合物（氟利昂）所造成的污染是平流层的臭氧遭到破坏。臭氧层的破坏能引起一系列不利于人类的气候生物效应，因而受到广泛关注。

（二）水汽

水汽的来源和去向 ：

大气中的水蒸气        降水          陆面或洋面水汽的蒸发

（三） 固、液体杂质

    大气悬浮固体杂质和液体微粒，也可称为气溶胶粒子。除由水汽变成的水滴和冰晶外，主要是大气尘埃和其他杂质

    大的水溶性气溶胶粒子最易使水气凝结，是成云致雨的重要条件。气溶胶粒子能吸收部分太阳辐射并散射辐射，从而改变大气透明度。它对太阳辐射的影响和增大散射辐射、大气长波逆辐射，都有可能破坏地球的辐射平衡。

二  大气的结构

（一） 大气质量

1· 大气上界

    大气按其物理性质来说是不均匀的，特别是在铅直方向变化急剧。在很高的高度上空气十分稀薄，气体分子之间的距离很大。在理论上，当压力为零或接近于零的高度为大气顶层，但这种高度不可能出现。因为在很高的高度渐渐到达星际空间，不存在完全没有空气分子的地方。

气象学家认为，只要发生在最大高度上的某种现象与地面气候有关，便可定义这个高度为大气上界。因此，过去曾把极光出现的最大高度（1200km）定为大气上界。物理学家、化学家则从大气物理、化学特征出发，认为大气上界至少高于1200km，但不超过3200km，因为在这个高度上离心力以超过重力，大气密度接近星际气体密度。所以在高层大气物理学中，常把大气上界定在3000km。

2·  大气质量

    大气高度虽然不易确定，大气质量却可以从理论上求得。假定大气是均质的，则大气高度约为8000m，整个大气柱的质量为  m0＝p0 H ＝1.125×10－3×8×105＝1013.3g/cm2[ p0为标准情况下（T＝00，气压为1013.25hPa）大气密度。]

（二）  大气压力

1·  气压

   定义从观测高度到大气上界上单位面积上（横截面积1cm2）铅直空气柱的重量为大气压强，简称气压。地面的气压值在980～1040hPa之间变动，平均为1013hPa。气压有日变化和年变化，还有非周期变化。气压非周期变化常与大气环流和天气系统有关，且变化幅度大。

气压日变化，一昼夜有两个最高值（9~10时，21~22时）和两个最低值（3~4时，15~16时）。热带的日变化比温带明显。赤道地区气压年变化不大，高纬地区较大；大陆和海洋也有显著差别，大陆冬季气压高，夏季最低，而海洋相反。

2· 气压的垂直分布

    气压大小取决于所在水平面的大气质量，随高度的上升，大气柱质量减少，所以气压随高度升高而降低。

气压随高度的实际变化与气温和气压条件有关。

    在气压相同条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小；在相同气温下，气压愈高单 位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈大。

（三） 大气分层

    按照分子组成，大气可分为两个大大层次，即均质层和非均质层。均质层为从地表至85km高度的大气层，除水汽有较大变动外，其组成较均一。85km高度以上为非均质层，其中又可分为氮层（85~200km）、原子氧层（200～1100km）、氦层（1100～3200km）和氢层（3200～9600km）按大气化学核物理性质，非均质层可分为光化层和离子层。光化层具有分子、原子和自由基组成的化学物质，其中包括约在20km高度处03浓度最大处的臭氧层。离子层包含大量离子。又反射无线电波能力。从下而上，又分为D、E、F1、F2和G层。

     在气象学中按照温度和运动情况，将大气圈分为五层。

（四） 标准大气

     人们根据高空探测数据和理论，规定了一种特性随高度平均分布的大气模式，称为“标准大气”或“参考大气”。标准大气模式假定空气是干燥的，在86km以下是均匀混合物，平均摩尔质量为28.964kg/mol，且处于静力学平衡和水平成层分布。在给定温度，高度廓线及边界条件后，通过对静力学方程和状态方程求积分，就得到压力和密度值。

大气的热能

  地球气候系统的能源主要是太阳辐射，它从根本决定地球、 大气的热状况，从而支配其他的能量传输过程。地球气候系统内部也进行着辐射能量交换。因此，需要研究太阳、地球及大气的辐射能量交换和其他地－气系统的辐射平衡。

（一） 太阳辐射

    太阳是离地球最近的一个恒星，其表面温度约为6000K，内部温度更高，所以太阳不停地向外辐射巨大的能量。太阳辐射能主要是波长在0.4～0.76m的可见光，约为总能量的50％；其次是波长大于0.76  m的红外辐射，约占总辐射能的43％；波长小于0.4m的紫外辐射约占7％。相对于地球来说，太阳辐射的波长较短，故称太阳辐射为短波辐射。表示太阳辐射能强弱的物理量，即单位时间内垂直投射在单位面积上的太阳辐射能，称为太阳辐射强度。

    在日地平均距离（1.496×108）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。

经大气削弱后到达地面的太阳辐射有两部分：一是直接辐射；二是经大气散射后到达地面的部分，称为散射辐射。二者之和就是太阳辐射总量，称为总辐射，总辐射的纬度分布，一般是纬度愈高，总辐射愈小；纬度愈低，总辐射愈大。因为赤道附近多云，总辐射最大值并不出现在赤道，而是出现在200N附近。 到达地面的总辐射一部分被地面吸收转变成热能，一部分被反射。反射部分占辐射量的百分比，称为反射率。反射率随地面性质和状态不同二有很大差别。

不同性质地面对太阳的反射率

（二）  大气能量及其保温效应

   大气本身对太阳辐射直接吸收很少，而水、陆植被等下垫面却能吸收太阳辐射，并经潜热和感热转化供给大气。大气获得能量的具体结构为：

1· 对太阳辐射的直接吸收  大气中吸收太阳辐射的物质主要是臭氧、水汽和液态水。

地球大气对太阳辐射的吸收

2· 对地面辐射的吸收  地表吸收了到达大气上界太阳辐射能的50％，变成热能，温度升高，而后以大于3  m的长波（红外）向外辐射。这种辐射能量的75％～95％被大气吸收，只有少部分波长为8.5～12  m的辐射能通过“大气窗”逸回宇宙空间。  

3· 潜热输送  海面和陆面的水分蒸发使地面热量得以输送到大气层中。一方面水汽凝结成雨滴或雪时，放出潜热给空气；另一方面雨滴或雪降到地面不久又被蒸发，这个过程交替进行。全球表面年平均潜热输送约为2760MJ/m2,占辐射平衡的84％，可见，地－气间能量交换主要是通过潜热输送完成的。

4·  感热输送

    大气获得热能后依据本身温度向外辐射，称为大气辐射。其中一部分外逸到宇宙空间，一部分向下投向地面，即为大气逆辐射。大气逆辐射的存在使地面实际损失略少于长波辐射放出的能量，地面得以保持一定的温暖程度。这种保温作用，通常称为“温室效应”据计算，如果没有大气，地面平均温度将是－180C，而不是现在的150C。

（三） 地－气系统的辐射平衡

辐射平衡有年变化和日变化。在一日内白天收入的太阳辐射超过支出的长波辐射，辐射平衡为正值，夜间为负值。正转负和负转正的时刻分别在日没前与日出后1小时。在一年内，北半球夏季辐射平衡因太阳辐射增多而加大；冬季则相反，甚至出现负值。纬度愈高，辐射平衡保持正值的月份愈少。

不同纬度辐射差额的变化。

第二节    大气水分和降水

一  大气湿度

（一） 湿度的概念和表示方法

    大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发或植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气后，通过分子扩散和气流的的传递而散布于大气中，使之具有不同的潮湿度。 常用多个湿度参量表示水气含量。

1· 水汽压和饱和水汽压    大气压力是大气中各中气体压力的总和。大气中水汽所产生的那部分压力叫水汽压（e）地面的水汽压随纬度的升高而减小。赤道平均26hPa，350N约为13hPa，650N约为4hPa。极地附近约为2hPa。

水汽压随高度的变化而变化，水汽压随高度变化经验公式: ez=e0×10 –bz

 式中，ez为高度z（m）的水汽压；e0为地面的水汽压；b为水汽压随高度变化的常数。

 空气中水汽含量与温度关系密切。温度一定时，单位体积空气容纳的水汽量有一定的限度，达到这个限度，空气呈饱和状态，称为饱和空气。饱和空气的水汽压，称为饱和水汽压（E），饱和水汽压随温度升高而增大。

2· 绝对湿度和相对湿度    单位容积空气所含的水气质量通常以g/cm3表示，称为绝对湿度（a）或水汽密度。绝对湿度不能直接测定，但可间接算出。它与水汽压有关系：a＝289e/T (g /m3) 式中，e为水汽压（mm）；T为绝对温度。

     大气的实际水汽压e与同温度饱和水汽压E之比，称为相对湿度（f），用百分数表示。 f＝e /T×100％ 由于E随温度而变，所以相对湿度取决于e和T，其中T往往起主导作用。当e一定时，温度降低则相对湿度增大；温度升高相对湿度减小。夜间多云、雾、霜、露，天气转冷时容易产生云等都是相对湿度增大的结果

3· 露点温度   一定质量的湿空气，若气压保持不变，而令其冷却，则饱和水汽压E随温度降低而减小。当E＝e时，空气达到饱和。湿空气等压降温达到饱和时的温度就是露点温度Td，简称露点。

（二） 湿度的变化与分布

    相对湿度能够直接反映空气距饱和的程度，在气候资料分析中应用广泛。

    相对湿度日变化通常与气温日变化相反。

相对湿度分布随距海远近与纬度高低而有不同。例如，我国东南沿海相对湿度年平均为80％，内蒙古西部只有40％。

二  蒸发与凝结

蒸发面上出现蒸发还是凝结取决于实际水汽压于饱和水汽压的关系。当e>E ，出现蒸发；e<E，则出现凝结。

（一）蒸发及其影响因素

1· 影响蒸发的因素  其影响因素主要包括蒸发面的温度、性质、性状、空气湿度、风等。

2· 蒸发量  实际工作中，一般以水层厚度（mm）表示蒸发速度，称为蒸发量。蒸发量的变化与气温变化一致，一日内，午后蒸发量最大；日出前蒸发量最小。一年内，夏季蒸发量大，冬季小。蒸发量的空间变化受气温、海陆分布、降水量等因素的影响。

（二）凝结和凝结条件

    凝结是发生在f≥100％（e≥E）过饱和情况下的与蒸发相反的过程。凝结现象在地面和大气中都能发生大气中的水汽发生凝结，需具备一定的条件，既要使水汽达到饱和或过饱和，还需有凝结核。

 三  水汽的凝结现象

（一） 地表面的凝结现象

1· 霜与露  日没后，地面及近地面层空气冷却，温度降低。当气温降到露点一下时，水汽即凝附于地面或地面物体上。如温度在00C以上，水汽凝结为液态，称为露；温度在00C以下，水汽凝结为固态，称为霜。霜常见于冬季，露见于其他季节，以夏季为最多。

2· 雾淞和雨淞  雾淞是一种白色固体凝结物，由过冷雾滴附着于地面物体或树枝迅速冻结而成，俗称“树挂”。多出现于寒冷而湿度高的天气条件下。

雨淞是形成在地面或地物的迎风面上的，透明的或毛玻璃状的紧密冰层，俗称“冰棱”。多半在温度为0～ －60C时，由过冷却雨、毛毛雨接触物体表面形成；或是经过长期严寒后，雨滴降落在物体表面冻结而成。

（二）  大气中的凝结现象

1·  雾  雾是漂浮在近地面层的乳白色微小水滴或冰晶。根据不同成因，雾可分为辐射雾、平流雾、蒸汽雾、上坡雾和锋面雾。    

2·  云  云是高空水气凝结现象。空气对流、锋面抬升、地形抬升等作用使空气上升到凝结高度，就会形成云。云有各式各样的外貌特征。

根据云的形状、云底高度及形成云的上升运动的特点可将云分为以下几类。

1）  积状云。  包括淡积云、浓积云和积雨云出现时常呈孤立分散状态，是由于空气对流上升，体积膨胀绝热冷却，使水汽发生凝结而形成的。

2）  层状云 。层状云是均匀幕状云层，通常具有较大水平范围。覆盖数千甚至上万平方千米的地区。层状云是由空气斜上升运动形成的。

3）  波状云  波状云是表面呈现波状起伏或鱼鳞状的云层，包括卷积云、高积云、层积云和层云。通常因空气密度不同、运动速度不同等的两个气层界面上产生波动而形成的。

四    大气降水

（一） 降水的形成

    从云层中降落到地面的液态水或固态水，称为降水。

降水是云中水滴或冰晶增大的结果。从雨滴到形成降水需具备两个基本条件：  一是雨滴下降速度超过气流上升速度；二是雨滴从云中降落到地面前不被完全蒸发。降水的形成，必须经历云滴增大为雨滴、雪花及其他降水物的过程。云滴增长主要有两个过程：

1· 云滴的凝结（凝华）增长   

   在云的发展阶段，云体上升绝热冷却，或不断有水汽输 入，使云滴周围的实际水汽压大于其饱和水汽压云滴就会 因水汽凝结或凝华而逐渐增大。当水滴和冰晶共存时在温 度相同条件下，冰面水汽压小于水面水汽压，水滴将不断蒸发变小，而冰晶则不断凝华增大这种过程称为冰晶效应。

2·  云滴的冲并增长云滴大小不同,相应具有不同的运动速度。云滴下降时，个体大的云滴落得快，个体小的慢，于是大云滴“追上”小云滴，碰撞合并成为更大的云滴。

（二）降水的类型

    根据降水形成原因（主要是气流上升特点），可分为四个基本类型：

1·  对流雨  暖季空气湿度较大，近地面气层强烈受热，引起对流而形成的降水称为对流雨。赤道全年以对流雨为主。我国西南夏季多对流雨。

2·  地形雨  暖湿空气前进途中遇到较高山地阻挡被迫抬升，绝热冷却，在达到凝结高度时便产生降水。因此，山的迎风坡常成为多雨中心；背风坡因水汽早已凝结降落，且下沉增温，将发生焚风效应，降水很少，形成雨影区。

3·   锋面雨 两种物理性质不同的气团相遇，暖湿空气沿交界面上升，绝热冷却，达到凝结高度便产生云雨。温带地区锋面雨占主要地位。   4·   台风雨  台风是产生在热带海洋上的一种空气漩涡。台风中有大量暖空气上升，可产生强度极大的降水。

（三） 降水的时间变化

1·  降水强度  单位时间内的降水量，称为降水强度。气象部门为确定一定时间内降水的数量特征，并用以预报未来降水数量变化趋势，将降水强度划分为若干等级：

2. 降水的日变化  一天内的降水变化，在很大程度受地方条件限制，可大致分为两个类型：

（1） 大陆型  特点是一天有两个最大值，分别出现在午后和清晨；两个最小值，分别出现在夜间和午前。

（2） 海洋型  特点是一天只有一个最大值，出现在清晨，最小值出现在午后。

3. 降水的季节变化  降水季节变化因纬度，海陆位置、大气环流等因素影响而不同。全球降水的年类型大致可分为以下几类：

（1）  赤道型：全年多雨，其中有两个高值和两个低值时期。春、秋分之后降水量最多；冬、夏至之后，降水量出现低值。这种类型分布在南北纬100以内的地区。

（2）热带型：  位于赤道型南北两侧。由于太阳在天顶的时间不像在赤道上间隔相等，随纬度的增加，两段最多降水量时间逐渐接近，至回归线附近合并为一个。

（3）副热带型： 副热带全年降水只有一个最高值，一个最低值。大陆东岸降水量集中于夏季（季风型），大陆西岸则冬季多雨（地中海型）。

（4）温带及高纬型： 内陆及东海岸以夏季对流雨为主，西海岸则以秋冬气旋雨为主。

（四） 降水量的地理分布

    降水量空间分布受纬度、海陆位置、大气环流、天气系统、地形等多种因素制约，降水的分布存在纬度带状分布的特点。全球可划分为四个降水带：

1· 赤道多雨带 赤道及其两侧是全球降水量最多的地带。年降水量至少1500mm，一般为2000~3000mm

2· 南北纬150~300少雨带 这一纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主。是全球降水稀少带。大陆西岸和内部一般不足500mm，不少地方只有100~300mm。

3· 中纬多雨带 年降水量一般为500~100mm。

4·高纬少雨带 本带因纬度高，全年气温低，蒸发微弱，大气中所含水汽量较少，故年降水量一般不超过300mm。

第三节   大气运动和天气系统

一    大气的水平运动

   空气运动是地球大气最重要的物理过程。由于空气运动，不同地区、不同高度之间的热量、动量、水分等得以交换，不同性质的空气得以交流，从而产生各种天气现象和天气变化。

（一） 作用于空气的力

   空气的水平运动是由所受的力决定的。作用于空气的力有：

1· 水平气压梯度力    气压分布不均匀产生气压梯度，使空气具有由高压区流向低压区的趋势在讨论空气运动时，通常把存在水平气压梯度时单位

质量空气所受的力，称为水平气压梯度力G，其表达式为 G＝－1/ρ×əP/ən≈-1/ρ×ΔP/Δn

式中，负号表示气压梯度力的方向从高压指向低压；ρ为 空气密度；ΔP/Δn为水平气压梯度。

2·  地转偏向力  由于地球转动使地球上运动方向发生 偏转的力，称为地转偏向力。包括水平和垂直两个分量对于垂直分量，因为大气存在静力平衡对大气运动无关紧要  。因此，只讨论水平分量。单位质量空气的水平地转偏向力为A＝2νωsinφ 式中，ω为地球旋转角速度； φ为地理纬度；ν为风速。由方程可知赤道上地转偏向力为零；两极地转偏向力最大，为2 νω

3· 惯性离心力  当空气作曲线运动时，受惯性离心力c作用。惯性离心力方向与空气运动方向垂直，并由曲线路径的曲率中心指向外缘。其表达式为：c＝v2/r  v为空气运动的线速度，r为曲线的曲率半径。

4· 摩擦力  运动状态不同的气层之间、空气和地面之间都会产生相互作用阻碍气流的运动，这种相互作用称为摩擦力。摩擦力总是阻碍气流的运动。摩擦力的大小随高度不同而变化。近地面层（地面至30～50m）最大，高度愈高，作用愈若，到1～2km以上其影响可以忽略。此高度以上称为自由大气，以下的气层称为摩擦层或行星边界层。

（二） 自由大气的运动

    自由大气中，空气运动规律比摩擦层简单。空气作直线运动时 ，只需考虑气压梯度力和地转偏向力；空气作曲线运动时，还需考虑惯性离心力。

1· 地转风  地转风指自由大气中空气作匀速直线运动。地转风方向与气压场之间存在一定的关系，即白贝罗风压定律：

当不考虑摩擦时，地转偏向力与气压梯度力平衡，水平面上地转风表达式为： vg＝－1/2ρsinφ×ΔP/Δn 地转风是严格的平衡运动，等压线必须是直线。

2· 梯度风   自由大气中，空气作曲线运动时，地转偏向力、气压梯度力、惯性离心力达到平衡时的风称为梯度风。当空气作直线运动时，惯性离心力为零，梯度风转为地转风，因此地转风是梯度风的特例。

    梯度风有气旋性弯曲和反气旋性弯曲两类。所以存在气旋区内梯度风和反气旋区内的梯度风。

反气旋内存在气压梯度极限值，此值与曲率半径r有关。如果r很小或气压梯度力很大，地转偏向力不可能与方向相反的气压梯度力和离心力平衡，就不能维持梯度风。所以反气旋中心区不可能存在很大的气压梯度。气旋区内则不存在极限值。

（三） 风随高度的变化

1·  地转风随高度的变化－－热成风

    水平温度分布不均导致气压梯度随高度发生变化，风相应的随高度发生变化。有水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风，用VT表示。

2· 摩擦层中风随高度变化

      摩擦层中，风随高度的变化受摩擦力和气压梯度随高度变化的影响。在气压梯度不随高度变化的情况下，离地面愈远，风速愈大，风向与等压线的交角愈小。把北半球摩擦层中不同高度上风的向量投影到同一水平面上，可得到一条风向风速随高度变化的螺旋曲线，称为埃克曼螺线。

由埃克曼螺线可以看到，当高度很小时，风速随高度增加很快，但风向改变不大；随高度增大风速增加缓慢，风向却显著向右偏转，最终趋于地转风。在离地面10m以下的气层中摩擦力随高度增加迅速减小，所以要求测风仪离地面10～12m以上。

     根据风速大小可将风力划分为12级。如表所示：

二   大气环流

    定义：是指大范围内具有一定稳定性的各种气流运行的综合现象。水平尺度可涉及某个地区、半球甚至全球；垂直尺度有对流层、平流层、中间层或整个大气圈的大气环流；时间尺度有一日至数日、月、季、半年、一年甚至多年的平均大气环流。其主要表现形式包括全球行星风系、三圈环流、定常分布的平均槽脊和高空急流、西风带中的大型扰动、季风环流。

（一） 全球环流

1· 全球气压带

     如果地表性质均匀，那么地表气压完全取决于纬度。在热力和动力因子作用下，气压的水平分布呈现规则的气压带，且高低气压带交互排列。

原因：这种分布规律主要由于地表温度随纬度分布不均匀造成的。赤道附近，终年受热，温度高，空气膨胀上升，到高空向外流散，导致气柱质量减小，低空形成低气压，称赤道低压带；两极地区气温低，空气冷却收缩下沉，积聚在低空，而高空伴有空气辐和合，导致气柱质量增加，在低空形成高压区，称极地高压带。从赤道上空流向两极地区的气流在地转偏向力的作用下，流向逐渐趋于纬线方向，阻滞来自赤道上空的气流流向高纬，空气质量增加，形成高压带，称副热带高压带。副热带高压带和极地低压带之间有一个相对的低压带称为副极地低压带。

    气压带每年随等温线移动几个纬度，对季节性的气候变化有影响。

2· 行星风系

    定义：不考虑海陆和地形的影响，地面盛行风的全球形式称为行星风系。依据气压系统分布状况和风压关系，可以判断盛行风情况。

3· 经向三圈环流

     假设地球不自转，且表面均匀，由于赤道和两极受热不均，赤道上空的空气流向极地，而低层气流自极地流向赤道，这样在赤道和极地之间会形成一个南北闭合的环流。但地球不停自转，空气一旦开始运动，地转偏向力便随之发生作用。在地转偏向力的作用下，南北半球分别形成三圈环流。

4· 高空西风带的波动和急流

季风环流

    定义：大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期、随着季节变化而方向相反的风系，称为风系。季风是海陆间季风环流的简称，它是由大尺度的海洋和陆地间热力差异形成的大范围热力环流。夏季由海洋吹向大陆的风为夏季风；冬季由大陆吹向海洋的风为冬季风。一般夏季风由暖湿热带海洋气团或赤道海洋气团构成；冬季风则由干冷的极地大陆气团构成。分布：主要季风区位于350N～250N，300W～1700E之间，而南亚和中国东南部季风特别发达。南亚和东亚是世界最著名的季风区，其环流特征主要表现为冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风

（三） 局地环流

   行星风系与季风都是大范围气压场控制下的大气环流。由局部环境如地形起伏、地表受热不均等引起的小范围气流，称为局地环流。包括海陆风，山谷风 ，焚风等地方性风。

1· 海陆风  在滨海地区，白天风从海上吹向陆地；晚间风从陆地吹向海洋，这就是海陆风环流。

2· 山谷风

   当大范围水平气压场较弱时，山区白天地面风从谷地吹向山坡；晚间地面风从山坡吹向谷地，这就是山谷风环流。形成机制：白天，山坡空气比同高度的自由大气增热强烈，暖空气沿坡上升，成为谷风；夜间山坡辐射冷却，迅速降温，而谷地中同高度空气冷却较慢，因而形成与白天相反的热力环流，下层风由山坡吹向山谷，称为山风。

3· 焚风

    气流受山地阻挡被迫抬升，迎风坡空气上升冷却，起初按干绝热递减率降温（10C/100m），当空气达到饱和状态时，水汽凝结，气温按湿绝热递减率降低（0.5～0.60C/100m），大部分水汽在迎风坡降落。气流越过山后顺坡下沉，基本按干绝热递减率增温，以致背风坡气温比同高度迎风坡气温高，从而形成相对干热的风，称为焚风。

三  主要天气系统

大气中引起天气变化的各种尺度的运动系统，称天气系统。一般多指温压场和风场中的大气长波、气旋、反气旋、锋面、台风、龙卷风等。根据水平尺度和生命史，天气系统可分为：

（一）气团和锋

  1· 气团

    定义：气团指在广大区域内水平方向上温度、湿度、铅直稳定度等物理属性较均匀的大块空气团。其水平范围由数千米到数千千米，垂直范围由数千米到十余千米甚至伸展到对流层顶。气团按其热力性质可分为冷气团和暖气团。冷、暖气团是根据气团温度与所经下垫面的温度对比来定义的。气团向比它暖的下垫面移动，称为冷气团；向比它冷的下垫面移动，称为暖气团。按气团的源地的地理位置和 下垫面性质可分为：

2· 锋及其分类

     温度或密度差异很大的两个气团相遇形成的狭窄过渡区域，称为锋。由于锋附近的辐和气流及冷暖空气的相对运动，使锋面上的暖空气不断上升，所以锋面上多云雨天气。

根据锋移动过程中冷暖气团的替代情况，锋可分为冷锋、暖锋、准静止锋、囚锢锋四种类型。冷锋是指冷气团主动向暖气团移动的锋；暖锋则是暖气团主动向冷气团移动的锋；准静止锋是指很少移动或移动速度非常缓慢的锋；囚锢锋是指锋面相遇、合并后的锋。

（二） 气旋和反气旋

 1·   气旋  气旋是由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动形成 的，占有三度空间、中心气压比四周低的水平空气涡旋。北半球气旋空气按反时针方向自外围向中心运动。

2· 反气旋  反气旋是占有三度空间的，中心气压比四周高的大型空气涡旋。

第四节   气候的形成

一 气候和天气系统

（一） 气候的概念

1· 定义：气候是指某一地区多年间大气的一般状态及其变化特征。它既反映平均情况，也反映极端情况，是各种天气现象的多年综合。气候和天气是两个不同的概念。从时间尺度上看，气候是时间尺度很长的天气过程，天气则是瞬时或短时间内的大气状态。   2· 当代气候对于当前气候，规定用刚刚过去的三个十年，共三十年的平均值作为准平均每过十年更新一次。目前应用1971－2000年准平均。

（二） 气候系统

一般说来，完整的气候系统由五个部分组成。

1· 大气圈  是气候系统的主体，也是气候系统最易变化和最敏感的部分。

2· 海洋  海洋约占地球表面积的70.8仅100m深的表层海水就占整个气候系统总热量的95.6％。因此，可以认为海洋是气候系统的热量储存库。

3· 冰雪圈  冰原体积和范围的变化是气候变化的指示器，对气候长期变化产生反馈，在地球热平衡中起着重要的作用 。

4· 陆面（岩石圈）陆地位置、高度和地形发生变化的时间尺度，在气候系统中是最长的，在季节、年际以至十年尺度的气候变化中可以忽略。但是土壤作为大气颗粒的主要来源之一，在气候变化中有重要作用。

5· 生物圈

二  气候的形成

气候的形成受很多因素的影响，其中主要包括：

（一） 辐射因子

    太阳辐射是气候系统的能源，又是一切大气物理过程和现象形成的基本动力，在气候形成中起着主导作用。不同地区的气候差异及气候季节交替，主要是由太阳辐射能在地球表面分布不均匀及其变化引起的。而太阳辐射的时空分布受纬度制约，故气候形成的辐射因子是一种纬度因素。

1· 地球上的天文气候   地球表面因辐射平衡温度随纬度和季节的分布形成的简单气候模式，称为天文气候。天文气候能够反映地球气候的基本轮廓。研究天文气候既可以使问题简化，又能突出太阳辐射对气候形成的实质性作用。  

太阳天文辐射量的大小取决与日地距离、太阳高度和日照时间。在这些因子的作用下，同一纬度的天文辐射，日总量、季总量、 年总量都相同。即太阳辐射总量具有与纬线圈平行呈带状分布的特点，这是形成气候带的主要原因。根据太阳天文辐射空间分布，通常可把地球上划分为7各纬度气候带即 赤道带、热带、副热带、温带、副寒带、寒带和极地带。

（二） 气候形成的环流因子

    地表太阳辐射能量不均引起的大气环流是热量和水分的转移者，也是形成气团的基本原因。它促使不同性质气团发生移动，而气团的水平交换是不同地区气候形成及其变化的重要方式。因此， 在不同纬度的环流形势下形成的气候类型也不同。

1· 大气环流与热量输送和水分循环  350S～350N之间辐射热量收入大于支出，说明热带和副热带有热量盈余。高纬度地区有热量亏损。但热带并未持续增温，极地也没有持续降温，表明必然存在热量有低纬向高纬的输送。

上表表明大气环流在缓和赤道与极地温差上起着巨大作用。

大气环流还调节海陆间的热量。冬半年大陆是冷源，海洋是热源，在盛行海洋气团的沿海地区，热量由海洋输送到大陆，故迎风海岸气温比同纬度内陆高；而在大陆冷风影响下，近陆海面气温比同纬度海洋表面气温低。夏半年大陆是热源，海洋是冷源，热量由大陆输送到海洋，但输送的热量远比冬季海洋向大陆的 小。这种海陆热量交换是造成同纬度大陆东岸和大陆内部气温显著差异的重要原因。冷风影响下，近陆海面气温比同纬度海洋表面气温低；夏半年大陆是热源，海洋是冷源，热量由大陆输送到海洋，但输送量比冬季海洋向大陆输送的少。

   在副热带，蒸发量大于降水量，在赤道和中高纬度，降水量大于蒸发量，因此要达到水分平衡必须经过大气运动，把水汽从盈余地区输送到亏损地区。

大气环流具有明显的非周期性变化。纬圈环流减弱时，南北水平温度梯度加大，冷暖气团活跃，有利于锋面、气旋产生，多雨天气相应增多，某些地区将出现气候异常现象；反之，纬圈环流加强时，南北水平温度梯度减小，冷暖气团不活跃，某些地方往往受单一气团控制，不利于锋面、气旋的形成与发展，降水天气显著减少，因而出现特别热和干的气候异常现象。

2· 大气环流和海温异常

海温变化存在明显的年季振荡，最著名的事例，就是厄而尼诺现象。指赤道东太平洋海面水温异常增暖现象。

正常情况下赤道太平洋形成一个纬圈环流，厄尔尼诺现象发生时，由于海温的异常增高，导致海洋上空大气层气温升高，破坏了大气环流原来正常的热量、水汽等分布的动态平衡。这一海气变化往往伴随着出现全球范围的灾害性天气：该冷不冷、该热不热，该天晴的地方洪涝成灾，该下雨的地方却烈日炎炎焦土遍地。

一般来说，当厄尔尼诺现象出现时，赤道太平洋中东部地区降雨量会大大增加，造成洪涝灾害，而澳大利亚和印度尼西亚等太平洋西部地区则干旱无雨。 

（三） 气候形成的地理因子

地理因子通过对辐射因子和环流因子的影响作用于气候。任何气候都与一定的地区相联系，即气候是结合所在的地理环境出现的。地理环境使得地球气候具有纬度地带性，由具有非地带性特征。因此，分析气候成因必须考虑地理环境。   

1· 海陆分布对气候的影响  海陆不同物理性质导致同纬度、同季节海洋和大陆的增温和冷却显著不同。海上和陆上气温也有明显差异，不仅破坏温度的纬度地带性分布，而且还影响到气压分布、大气运动方向即水平分布，使同一纬度带出现海洋性气候和大陆性气候的差异。大陆性气候与海洋性气候的特征可概括为：

2· 洋流对气候的影响 洋流是大洋中任一持续不断并主要呈水平流动的海水，它可以从低纬度向高纬度传输热量，又能从高纬地区向低纬输送海冰和冷水。据卫星观测，在200N洋流输送的热量占地－气系统总热量传输的74％，而在30～350N洋流传输的热量是总传输热量的47％，因此，洋流对气候的形成具有重要作用。

3· 地形对气候的影响  海拔高度、地表形态、方位（坡向和坡角）等影响水热条件的再分配，从而对气候产生影响。

三 气候带和气候型

（一） 低纬度气候    

    低纬度的气候主要受赤道气团和热带气团所控制。全年地-气系统的辐射差额是入超的，因此气温全年皆高，最冷月平均气温在15℃—18℃以上。影响气候的主要环流系统有赤道气流辐合带、沃克环流、信风、赤道西风、热带气旋和副热带高压，有的年份会出现厄尔尼诺现象。由于上述环流系统的季节移动，导致降水量的季节变化，在厄尔尼诺现象出现时，引起降水分布的明显异常，全年可能蒸散量在1300mm以上。本带可分为五个气候型：

1· 赤道多雨气候

    位于赤道及其两侧，大约向南、向北伸展到5°—10°左右，各地宽窄不一，主要分布在非洲扎伊尔河流域、南美亚马逊河流域和亚洲与大洋洲间的从苏门答腊岛到伊里安岛一带。典型台站：秘鲁的伊基托斯。这里全年正午太阳高度角都很大，因此长夏无冬，各月平均气温在25℃—28℃，年平均气温在26℃左右。绝对最高气温很少超过38℃，绝对最低气温也极少在18℃以下；气温年较差一般小于3℃，日较差可达6℃—12℃，全年多雨，无干季，年水量在2000mm以上，最少月在60mm以上。全年皆在赤道气团控制下，风力微弱，以辐合上升气流为

主，多雷阵雨，天气变化单调，降水量的年际变化很大。这与赤道辐合带位置的变动有关，例如新加坡平均年降水量为2282mm，最湿年（4031mm）相当于最干年（831mm）的近5倍。由于全年高温多雨，各月平均降水量皆大于可能蒸散量，土壤储水量皆达最大值（300mm），适于赤道雨林生长。

2·热带海洋性气候

出现在南北纬10°—25°信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上，如加勒比海沿岸及诸岛、巴西高原东侧沿海、马达加斯加东岸、夏威夷群岛等。典型台站：哈瓦那。这里正当迎风海岸，全年盛行热带海洋气团（Tm），气候具有海洋性，最热月平均气温在28℃上下，最冷月平均气温在18℃—25℃间，气温年较差、日较差皆小，如哈瓦拉年较差仅5.6℃，年降水量在1000mm以上，一般以5—10月较集中，无明显干季，除对流雨、热带气旋雨外，沿海迎风坡还多地形雨 。

3 ·热带干湿季气候

    出现在纬度5°—15°左右，也有伸达25°左右的，主要分布在上述纬度的中美、南美和非洲 。    

4·   热带季风气候

    出现在纬度10°到回归线附近的亚洲大陆东南部如我国台湾南部、雷州半岛和海南岛；中南半岛；印度半岛大部；菲律宾；澳大利亚北部沿海等地。   

5·   热带干旱与半干旱气候

    出现在副热带及信风带的大陆中心和大陆西岸。在南、北半球各约以回归线为中心向南北伸展，平均位置约在纬度15°—25°间。

（二） 中纬度气候

1· 副热带干旱与半干旱气候

     该气候型位于热带，在热带干旱气候向高纬度的一侧，约在南北纬25°—35°的大陆西岸和内陆地区。它也是在副热带高压下沉气流和信风带背岸风的作用下形成的。

2· 副热带季风气候

位于副热带亚欧大陆东岸，约以30°N为中心，向南北各伸展5°左右。它是热带海洋气团与极地大陆气团交绥角逐的地带，夏秋间又受热带气旋活动的影响。

3· 副热带湿润气候

    位于南北美洲、非洲和澳大利亚大陆副热带东岸。由于所处大陆面积小，未形成季风气候，这里冬夏温差比季风区小，一年中降水分配比季风区均匀。

4· 副热带夏干气候（地中海气候）

   该带位于副热带大陆西岸，纬度30°—40°之间的地带，包括地中海沿岸、美国加利福尼亚州沿岸、南非和澳大利亚南端。这里受副热带高压季节移动的影响，在夏季正位于副高中心范围之内或在其东缘，气流是下沉的，因此干燥少雨，日照强烈。冬季副高移向较低纬度，这里受极锋影响，锋面气旋活动频繁，带来大量降水。全年降水量在300—1000mm左右。冬季气温比较暖和，最冷月平均气温在4—10℃左右。

5· 温带海洋性气候

分布在温带大陆西岸，纬度约在40°—60°，包括欧洲西部，阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲40°—60°S西岸、澳大利亚的东南角，包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地。这些地区终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。冬暖夏凉，最冷月气温在0℃以上 。

6·  温带季风气候

    出现在亚欧大陆东岸纬度35°—55°地带，包括中国的华北和东北，朝鲜大部，日本北部及俄罗斯远东部分地区。冬季盛行偏北风，塞冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大。夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在20℃以上，南北温差小。气温年较差比较大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿海向内陆减少。天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24h内可下降10余度甚至20余度。

7· 温带大陆性气候

    主要分布在亚欧大陆海洋性气候区东侧和北美大陆1000W以东400～600N之间的地区。气温、降水和温带季风气候类似，但风向、风力季节变化不明显。冬季不太寒冷，冬季多雨；夏季有对流雨但不十分集中。

8· 温带干旱半干旱气候

     主要分布在350～500N的亚洲和北美大陆中心地带，南美阿根廷和大西洋沿岸巴塔哥尼亚。

 （三）高纬度气候

高纬度气候带分布在极圈附近，盛行极地气团和冰洋气团。低温无夏是该气候带的最显著特征。降水虽少，但蒸发较弱，冻土发育。

1· 副极地大陆性气候   主要出现于北半球高纬度地区，约500N～650N呈连续带状分布。作为极地大陆气团的源地，终年受极地海洋气团和极地大陆气团控制。冬季漫长而严寒，至少有9个月；暖季短促。年降水量较少，并集中于夏季。

2· 极地冰原气候    出现于格陵兰、南极大陆冰冻高原和北冰洋中靠近北极的岛屿上。

3· 极地长寒气候（苔原气候）  主要分布在亚欧大陆和北美大陆北部边缘，格陵兰沿海地带和北冰洋中的若干岛屿上。那里全年皆冬，一年中只有1～4个月平均气温在0～100C之间。降水量一般在200～300mm。蒸发微弱。植被为苔藓、地衣和小灌木等，构成苔原景观。

（四） 高地气候

    高地气候主要出现在约550S～700N之间的大陆高山高原地区。自山麓到山顶各气候要素发生规律性变化，表现出明显的气候垂直地带性。各气象要素的垂直变化导致不同高度上具有不同的水热组合，从而形成不同的高地气候。

第五节  气候变化

一  气候变化简史

气候一直呈波浪式发展，冷暖干湿交替。气候变化可以是周期性的，也可以是非周期性的。根据不同的时间尺度，地球气候史通常分为地质时期气候、历史时期气候和近代气候三个阶段。地质时期的气候距今22亿～1万年，以冰期间冰期交替出现为特点，时间尺度在10万年以上，温度振幅为10～150C。历史时期气候一般指第四纪末次冰期结束以来，即1万年的所谓“冰后期”气候，经历了冷暖相差5～100C的波动。近代气候则指最近一二百年中有气象观测记录时期的气候。由于积累了大量较为精确的气象资料，人们对这段时间气候变化的了解超过前两个时期。

（一） 地质时期的气候变化  地质时期地球经历过几次大冰期气候。

（二） 历史时期的气候变化

    大约1.8万年前末次冰期达到最盛。1.4万年前冰盖开始迅速融化，从而进入冰后期，即全新世。此期气候回暖，冰盖消融，大陆冰川后退。

 （三） 近代气候变化

    通常指近一二百年间发生的气候变化。这段时期始于小冰期末的冷期中，以后气温上升，在20世纪20～40年代变暖达到高峰。以后气温略有下降。80年代以来再次回暖，故有时候统称为20世纪变暖。

二 气候变化的原因

（一） 天文方面的原因

1· 太阳辐射强度的变化  太阳辐射可能在10～109年范围内变化。可见光辐射变化范围一般在0.05％～1.0％之间，最大不超过2.0％～2.5％。太阳辐射的变化主要表现在紫外线到X射线以及无线电波辐射部分，当太阳活动激烈时，这部分辐射发生强烈扰动。如果太阳辐射变化1％，气温将变化0.65～2.00C。

2· 太阳活动的准周期变化  研究表明，太阳活动的准周期变化与气候振动有密切关系。

3· 地球轨道要素的变化  地球轨道要素（地球公转轨道椭圆偏心率、自转轴对黄道面的倾斜度、岁差）的变化使不同纬度在不同季节接受的太阳辐射发生变化，通常用以解释第四纪冰期与间冰期的交替。

（二）地文学方面的原因

     地质时期中，下垫面的变化对气候变化产生了深刻的影响。其中以地极移动（纬度变化）、大陆漂移、造山运动和火山活动影响最大。

（三） 人类活动对气候的影响

近百年来世界气候变化的主要影响因子，按其重要程度排序为：CO2浓度变化、城市化、海温变化、森林破坏、气溶胶、荒漠化、太阳活动、O3、火山爆发及人为加热。由此可见，大气中CO2的含量的变化以被当作近代气候变化的首要原因。

三 未来气候的可能变化

     目前正处于第四纪大冰期中一个相对温暖的副间冰期后期。国际上关于未来气候变化的预测主要有两种截然相反的看法。部分学者认为未来将会变冷，另一部分学者则认为将要变暖。

第四章 海洋和陆地水

第一节 地球水循环与水量平衡

第二节 海洋起源与海水理化性质

第三节 海水的运动

第四节 海平面变化

第五节 海洋资源和海洋环境保护

第六节 河流

第七节 湖泊与沼泽

第八节 地下水

第九节 冰川

第一节  地球水循环与水量平衡

一、地球上水的分布

二、水循环与水量平衡

 （一）水循环

各种形式的水在循环中以不同周期自然更新。多年冻土 带和极地冰盖更新周期最长，约需1万年左右，海水则需2500年，山岳冰川视规模需数十年到1600年不等，深层地

下水1400年，较大的内陆海1000年，湖泊几年到几十年不等，沼泽1~5年，土壤水280天到1年，河川水10～20天，大气水8～9天，生物水只需几小时。

 （二）水量平衡

    全球水量平衡方程： PC+PO=EC+EO 式中， PC为大陆降水量 ； PO为海洋降水量； EC为大陆蒸发量；EO 为海洋蒸发量。

年平均大洋淡水平衡方程： P+R-E=0 或 P+R=E 即大洋年降水量加入海径流量等于大洋年蒸发量。

从上表可以看出：

（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％来自陆地蒸发，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）海洋蒸发量大于降水量，陆地蒸发量小于降水量，海洋和陆地水最后通过径流达到平衡。

第二节     海洋起源与海水理化性质

一、海洋的起源

二、世界大洋及其区分

    世界大洋分为四部分：太平洋、大西洋、印度洋北冰洋从南美合恩角沿68oW线至南极洲，是太平洋与大西洋的分界线。从马来半岛起通过苏门答腊、爪哇、帝汶等岛、澳大利亚的伦敦德里角，沿塔斯马尼亚岛的东南角至南极洲，是太平洋与印度洋的分界。从非洲好望角起沿20oE线至南极洲，是印度洋与大西洋的分界。北冰洋则大致以北极圈为界。

三、海及其分类

1.定义：大洋的边缘因为接近或伸入陆地而或多或少与大洋主体相分离的部分称为海。海是洋的组成部分。据国际水道测量局统计，各大洋共有海54个。

2.海的分类：

（1）内海：四周几乎完全被陆地包围，只有一个或多个海峡与洋或邻海相通。它位于一个大陆内部或两个大陆之间。如地中海、红海、黑海、波罗的海、渤海。

（2）边缘海：位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相分隔，但直接受外海洋流和潮汐的影响。如白令海、黄海、东海。

（3）外海：虽位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海。如阿拉伯海等。

（4）岛间海：大洋中由一系列岛屿所环绕形成的水域，称为岛间海。如爪哇海。

四、海水的组成

（一）海水的化学成分

    海水是含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5％，其它物质占3.5％。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质。通常把每升海水中含100mg以上的元素，叫常量元素，不足100mg的叫做微量元素。

（二）海水的盐度和氯度

    海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。

   每千克海水中所含氯的克数，称海水的氯度。知道了氯度，就可以按照克努森式计算盐度：

盐度＝0.03＋1.805×氯度

  计算海面盐度的公式： 盐度＝34.6＋0.0175（E－P） P代表降水量，E代表蒸发量。

五、海水的温度、密度和透明度

  （一）海水的温度

    海水的温度决定于其热量收支状况。海水温度有明显的季节变化和日变化。太阳辐射的日变化是水温日变化的最主要的原因。

  海水表层平均温度变化于－1.7～30oC间，最高水温出现在赤道以北，称为热赤道。水温从热赤道向两极逐渐降低。由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布极不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。北半球水温略高于南半球同纬度水温。 不同温度性质的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集 。

（二）密度

  单位体积中的海水质量就是海水的密度。海水密度值约为1.022～1.028g/cm3。温度升高时密度减小，盐度增加时，密度增大。通常情况下海水盐度是34.6％0。

 （三）颜色与透明度

  海水的颜色取决于海水对阳光的吸收和反射状况。 海水透明度以直径30cm的白圆盘投入水中的可见深度来表示。海水颜色、悬浮物质、浮游生物、海水涡动、入海径流，甚至天空的云量都对透明度有影响。

第三节     海水的运动

一、潮汐与潮流

（一）潮汐现象与引潮力

    由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，称为潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。涨潮时海水面最高处称为高潮， 落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的落差，就是潮差。潮差是以朔望月为周期性变化的。潮差最大时，叫高潮，反之叫低潮。地球上某一点所受到的太阳和月球的引力与其受到的太阳和月球的引力的平均值大小有差别，方向也不同，正是这一引力差使海平面发生升降，故称之为引潮力。引潮力朝向月球和太阳一面时形成的潮汐，称顺潮，反之称对潮。根据潮汐的周期变化，可将其分为 半日潮、混合 潮、全日潮三种。

（二）潮流

    海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流也分为 半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。若以潮流流向变化分类，则外海和开阔海区，潮流流向在半日或一日内旋转360o的，叫回转流；近岸海峡和海湾，潮流因受地形限制，流向主要是在两个相反方向上变化的，叫往复流。此外，涨潮时流向海岸的潮流叫涨潮流，落潮时离开海岸的潮流叫落潮流。喇叭形海湾或河口湾可以激起怒潮。

（一）波浪及其类型

1.定义：海洋中的波浪是指海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长、波高四个要素。

2.分类   

                  风浪：由风的作用产生

   A.按照其成因   海啸：因地震或风暴产生

                  潮波：因引潮力引起                             

气压波：因气压突变

                  船行波：船行作用

   B.按照波长和水      深水波（短波）

    深的相对关系       浅水波（长波）   

C. 按照作用力情况       强制波     

                         自由波（余波）

    连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，叫余摆线。 水分子的圆形轨迹到了和波长相等的深度就不再存在，这个深度就是波底，即波浪能量向深处传递的极限。

（二）波浪的折射

波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波前进方向相垂直的。但波浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有较大差异。近岸较浅一端因受摩擦而减速，离岸远而较深一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象就是海浪的折射。波浪前进方向与海岸斜交常常造成水体沿海岸流动，这种纵向水流称为沿岸流。

三、洋面流和水团运动

    海水沿着一定方向有规律的水平运动，就是洋流。洋流是海水的主要运动形式。风力是洋流的主要动力，地球偏转力、海陆分布和海底起伏等，也对洋流有影响。

（一）洋流的成因和分类

1.按照成因分：摩擦流、重力－气压梯度流和潮流三类风海流（漂流）是最重要的摩擦流。从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流。重力－气压梯度流包括倾斜流、密度流和补充流。倾斜流是是因风力作用、陆上河水流入或气压分布不同，使海面因增水或减水形成坡度，从而引起的海水运动。密度流则是由于海水温度、盐度不同，使得密度分布不均匀，海面发生倾斜而造成的海水运动。

2.根据流动海水温度的高低，还可以把洋流分为暖流和寒流。暖流比流经海区的温度高，寒流比流经海区的温度低。

（二）洋流模式和主要洋流

    根据行星风系理论，地球上实际存在的洋面风，在北半球有0o～30o的东北风，30o～60o的西南风和60o至极地的东北风。南半球的洋面风与北半球相差90o。由行星风系可以推论出三种洋面流模式：

（1）北半球的风吹动洋面而最终输送一层方向偏右90o的厚约100m的上层洋流。如下图所示：

（2）30o～60oN的西南风使上层水流向东南，60o～90o 的东北风又使上层水流向西北，导致以60oN为中心形成 一个低凹。如下图所示：

（3）赤道无风带两侧，因北半球的东北风和南半球的东南风，上层水流必然从赤道向外流动。围绕赤道低压系统，北半球部分的洋面流最终将呈反时针方向，而南半球部分 则是顺时针方向。由于二者方向相反，因而就形成两个赤道环流。如下图所示：南半球除上述的赤道环流以外，还存在亚热带环流与亚极地环流，但与北半球相反，前者为反时针方向，后者为顺时针方向。下图表示北半球冬季太平洋的洋面流：

（三）大洋水团及其环流

1.定义和分类：大洋中具有特别温度和盐度值的、性质相同的大团水体，称为水团。水团的分类即以垂直方向上的密度平衡面和形成水团的源地为根据。以深度为标准划分的水团有：

（1）表层水团，可深达100m；

（2）中心水团，深达主要变温层底部；

（3）中层水团，从中心水团以下至3000m；

（4）深层与底层水团则充满大洋盆。

2.几个大洋的水团情况

  （1）大西洋的水团情况 如下图所示：

（2）太平洋的水团情况

第四节    海平面变化

一、7万年来的海平面变化

    两个事实：

1.近代在全球各个大陆发现的贝壳堤、海滩岩、珊瑚礁、牡蛎堤，以及取自钻孔剖面中的沉积物和生物遗迹标本，证明即使在最近地质历史时期，出现过远高于现代的海平面。

2.大量埋藏在今天的海水下的贝壳堤、海滩、海滨沼泽、 村落遗址、河口三角洲和外陆架，证明过去确曾发生过海平面远低于现代海平面的情况。全球范围的海平面变化是全球气候变化的反映。冰期中冰盖和冰川的发展，使大量水体以固态形式储存于极地和其它大陆的山地，全球水循环机制发生巨变，必然导致海平面降低。我国东部海岸变迁史。

二、近百年的海平面变化

    由于气候变暖导致海洋热膨胀和冰川消融加剧，加上CO2排放量猛增形成的温室效应，全球海平面普遍呈上升趋势。许多研究者对海平面上升进行观测和估算，但所得结果差异悬殊。但是，对海平面上升这一点没有异议。

三、21世纪海平面上升预测

1.IPCC的预测

（1）如果21世纪CO2 不受限制照常排放，21世纪海平面上升速度为20世纪的3～5倍。

（2）如果  A.能源供应转向低碳燃烧；

           B.可再生能源与核能取代矿物燃料；

           C.2050年CO2排放量降到1985年的一半；

     那么，2050年全球海平面上升20～31cm。

2.1992年，一批欧洲学者与中国学者合作，依据IPCC 1992年的温室气体排放方案（IS92a）提出2050年海平面上升最佳估计值为22cm，2100年为48cm。

3.1993年中国科学院地学部以全球海平面2050年上升20到30cm为依据，估计我国珠江三角洲海面将上升40～60cm，上海地区50～70cm，天津地区70～100cm，同时考虑了上述各地区地面下沉幅度的。

第五节    海洋资源和海洋环境保护

一、海洋资源

    定义：所谓海洋资源，主要是指与海水本身有直接关系的物质和能量，例如，溶解于海水的化学元素，海洋生物海底矿藏，海水运动产生的能量，以及贮藏在海水中的热 量等等。

（一）海水化学资源

    海水中有80多种化学元素。全世界的河流每年从陆地搬运到海洋中的可溶解物质达30～50×108t之多。这些物质再加上生物遗体在内，溶解之后，就成为海水化学资源。

（二）海底矿产资源

    大陆架和浅海区有石油和天然气可供开发；大陆边缘海区有磷钙石、海绿石和煤、铁、铜、硫等；深海底有锰结核和含金属泥质沉积物。在目前海底矿产资源开发中，产值仅次于石油的石海滨砂矿。含金属沉积物是指某些深海区构造活动带的含铁、锰、锌、铜、铅、银和金的泥质沉积物。

（三）海洋动力资源

    太阳能是海水动力能量的主要供应者。潮流、海流、海水温差、压力差、浓度差都是可以利用的巨大能量。

（四）海洋生物资源

    海洋中有20多万种生物。海洋向人类提供食物的能力是全球农产品的1000倍。

二、海洋对地理环境的影响

    海洋是到达地球表面的太阳能的主要接收者和蓄积者，海水冷却时将向空气中散发大量的热，增温时则将从空气中吸收大量的热。海洋借助自己与大气的物质和能量交换 过程间接影响气候和受气候影响的各种自然现象。

三、海洋环境保护

    在减少和防止海洋污染的同时，要对海洋生产进行适当的安排，对资源的开发也应合理。

第六节     河  流

一、河流、水系和流域

陆地水以河流、湖泊、沼泽、冰川和地下水等形式存在。

（一）河流、水系和流域的概念

    河流：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

    水系：河流沿途接纳众多支流，并形成复杂的干支流网络系统，就是水系。

    流域：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，这部分陆地面积就是河流和水系的流域，也就是河流和水系在地面的集水区。

（二）水系形式

按照一定的岩层构造、沉积物性质和新构造应力场的反映，水系形式通常分为：树枝状、格状和长方形三类。按照干支流相互配置的关系或它们构成的几何形态划分可分为：扇状水系、羽状水系、梳状水系和平行水系四类按照水系流向的相互关系划分：向心水系和辐散水系。

（三）河流的纵横剖面

    河源与河口的高度差，就是河流的总落差。某一河段两端的高度差，则是这一河段的落差。单位河长的落差，叫做河流的比降。河流纵断面能够很好地反映河流比降的变化。如下图，河流的纵断面：

（四）河流的分段

一条河流常常可以根据其地理－地质特征分为 河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源  是指河流最初具有地表水流形态的地方；

上游  是指紧接河源的河谷窄、比降和流速大，水量小、侵蚀强烈、纵横面呈阶梯状并多急滩和瀑布的河段。

中游  水量逐渐增加，比降已较和缓；

下游  河谷宽广,河道弯曲，河水流速小而流量大，淤积作用显著，到处可见浅滩和沙洲。

河口  是河流入海、入湖或汇入更高级河流处，经常有泥沙堆积，有时分汊现象显著，在入海、入湖处形成三角洲。

（五）流域特征对河流的影响

    流域面积是流域的重要特征之一。除干燥区外，一般是流域面积越大，河流水量也越大。此外，流域形状对河流水量变化也有明显的影响。流域中干支流总长度和流域面积之比，称为河网密度，

计算式为：       D=ΣL/F       D的单位为km/km2。

河网密度是地表径流丰富与否的标志之一。流域气候、植被、地貌特征、岩石土壤渗透性和抗蚀能力，是河网密度大小的决定性因素。

二、水情要素

（一）水位

    河流中某一标准基面或测站基面上的水面高度，叫做水位。流域内的径流补给是影响流量、水位变化的主要因素。

    水位过程线：用纵坐标表示不同时间的水位高度，横坐标表示时间，即可绘出水位过程线。

    相应水位线：用纵轴表示上游站水位，横轴表示下游站水位，即可绘出两个测站的相应水位曲线。

    相应水位：河流各站的水位过程线上，上下游站在同一次涨落水期间位相相同的水位，叫相应水位。

    平均水位：是单位时间内水位的平均值。

    中水位：一年中观测水位值的中值。

    平均高水位和平均低水位：各年最高水位与最低水位各自的平均值。

     如下图，相应水位曲线：

（二）流速

流速指水质点在单位时间内移动的距离。可用等流速公式（薛齐公式） 计算某一时段的平均流 速：V=C(RI)1/2 （R：水力半径，为过水断面面积与水浸部分弧长之比；I：河流纵比降；C：待定系数。）

    建立等流速公式的基本出发点是：只有动力与摩擦力相等时，水流才沿河槽作等速运动。

薛齐公式中的 C 是一个不定值，可能决定于糙度、深度、过水断面形状等。下面是两个最常用的计算C值的公式：

1.满宁公式：C=(1/N)R1/6;（N：河槽粗糙系数（可查表得到）； R：水力半径。）

2.巴甫诺夫斯基公式：C=(1/N)Rx；x＝2.5N1/2－0.13－0.75R1/2(N1/2－0.10)。

（三）流量

1.定义：单位时间内通过某过水断面的水量，叫做流量。计算式为：Q=Av；A为断面积，v为平均流速。

2.流量和水位之间的内在联系：

       V=C(RI)1/2,   A=f2(H),那么，Q=f1(H)•f2(H)=F(H)这个公式所表示的就是水位流量关系曲线，如下图：在实际工作中，常常还需绘制另一种曲线－流量过程线 。

（四）水温与冰情

1.影响水温的因素：

（1）河流的补给特征；【主要因素】

（2）河水温度也随时间时间变化；

（3）河水温度还随流程远近而发生变化。

2.冰情    当气温降到0 oC以下，水温降到0 oC时，河中开始出现冰晶，岸边形成岸冰。冰晶扩大，浮在水面形成冰块。随着冰块增多和体积增大，河流狭窄处和浅水处首先发生阻塞，最后使整个河面封冻。

三、河川径流

（一）径流的形成和集流过程

    径流的形成是一个连续的过程，但可以划分为几个特征阶段：

1.停蓄阶段    降水落在流域内，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。降水量超过上述消耗而有余时，便在一些分散洼地停蓄起来，这种现象叫做填洼。

2.漫流阶段    植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，地面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。

土壤、岩石的下渗强度，从一开始下渗就逐渐减弱，一定时间后成为稳定值，这个稳定值称为稳渗率。漫流阶段的产流强度，决定于降水强度和土壤稳渗率之差。

    坡面漫流时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。其中，沟流是主要形式。

3.河槽集流阶段    坡面漫流的水进入河道口，沿河网向下游游动，使河流流量增加，叫做河槽集流。    

（二）径流计算单位

  1.流量Q    单位时间内通过河道过水断面的水量。

                      Q=Av （A为过水断面面积，v为平均流速。）

  2.径流总量W    在一特定时间内通过河流测流断面的总水量。

             W＝QT （ T为时间，Q为时段平均流量。）

  3.径流模数    单位时间单位面积上产出的水量。

           M=Q/F （ Q为流量，F为流域面积。）

  4.径流深度y    y=W/F  

  5.径流变率（模比系数K） 任何时段的径流值M1、Q1或y1等，与同时段多年均值Mo、Qo或yo之比。

           K=M1/Mo=Q1/Qo=y1/yo 

  6.径流系数α  一定时期的径流深度y与同期降水量x之比。

       α＝y/x （降水量大部分形成径流则α值大，降水量大部分消耗于蒸发和下渗，则α值小。）

（三）正常径流值

    河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即平均每年中流过河流某一断面的水量。

    数理统计中用均方差与均值之比作为衡量相对离散程度的参数，即离差系数Cv。

Cv=(1/x)[Σ(xi-xo)2/n]1/2

Cv值反映各年中具体径流量计算的准确程度的关系，如下图：C值、观测年数和准确程度的关系

（四）径流的变化

1.年内变化    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、平水期、枯水期或冰冻期

河流处于高水位的时期称为汛期。枯水期是河流处于低水位的时期。如果此时河流封冻，则又称冰冻期。平水期是河流处于低水位的时期。

2.年际变化    径流量的年际变化往往由降水量的年际变化引起。通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度

（五）特征径流

1.洪水    河流水位达到某一高度，致使沿岸村庄、城市建筑物。农田受到威胁时，称为洪水位。 影响洪水性质的因素：流域内的降水分布、强度、降水中心移动路线、支流排列方式。分类    按照来源可分为 上游演进洪水 和 当地洪水 。 洪水期间，在没有大支流加入的河段中，同一断面上总是首先出现最大比降，接着出现最大流速，然后是最大流量，最后是最高水位。

2.枯水   一年中没有洪水时期的径流，成为枯水径流。枯水径流主要来源于流域的地下水补给。 我国大多数河流的枯水径流出现在10月至次年3～4月。

四、河流的补给

（一）河流补给的形式

    河流补给的几种主要形式：降水、冰川积雪融水、地下水、湖泊和沼泽。

（二）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。据估计，我国河流年径流量降水补给约占70％。

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。

3.地下水补给    河流从地下所获得的水量补给，称为地下水补给。地下水补给一般约占河流径流总量的15％~30％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  一般来说，湖泊沼泽补给的河流水量变化变化缓慢而且稳定。

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。

（三）河流水源的定量估计

    为了准确地从河流总水量中划分出地表径流和地下径流，常常需要从河流的流量过程线中，把各种形式的补给分割出来。所以河流水源的定量估算，也叫做流量过程线的分割。

1.直线分割法    如下图所示：

2.退水曲线法    实际上是根据标准退水曲线，从流量过程线两端向内延伸，退水曲线以下部分就是地下径流。如下图所示：

以上所述两种方法只限于分割地面径流和地下径流两部分。

地表径流的进一步分割，请看下面的一个例子：图中很明确地指 出了洪水和降水持续时间。流量过程曲线分为涨水曲线、洪峰曲线、和退水曲线三部分。

五、流域的水量平衡

    流域水量平衡原理：进入任意流域的水量，减去消耗的部分，等于原有水量的绝对增加量。

    设：

    x为一定时间内流域的降水量；  

    u2为收入超过支出时的增量；

    w1为进入流域的地下径流量；    

    z1为地表及土壤中凝结的水量；

    w2为由地下径流方式流出的水量；  

    z2为雪面、土面、叶面、水面蒸发量;

    u1为支出超过收入时的减量；

    y为以地表径流方式流出的水量。

以上所有数值都用水深表示，则一条河流任意时段的水量平衡方程式可写为：

           x=y+(z2-z1)+(w2-w1)+(u2-u1)

令    z=z2-z1;  u=u2-u1;  w=w2-w1。    u、w可正可负，则平衡方程变为：x=y+z + u + w 当其它条件相同时，流域面积越大，w就越小，因此，当计算大流域时，w可忽略，即公式变为：

                     x=y+z + u

当计算一年的时：

                     x=y+z + u年  ；

当计算多年水量平衡时：

           xo=yo+zo;

xo为多年平均降水量， yo为正常径流量zo为正常蒸发量。对于内陆流域，多年水量平衡式为:   xo=zo, 即多年平均降水量等于多年平均蒸发量。

六、河流的分类

（一）河流分类的意义和原则

    河流分类的原则包括：

1.以河流的水源作为河流最重要的典型标志，按照气候条件对河流进行分类；

2.根据径流的水源和最大径流发生季节来划分；

3.根据径流年内分配的均匀程度来划分；

4.根据径流的季节变化，按河流月平均流量过程线的动态来划分；

5.根据河槽的稳定性来划分；

6.根据河流及流域的气候、地貌、水源、水量、水情、河床变化等综合因素来划分。

（二）我国河流的分类

我国河流常以河流径流的年内动态差异为标志进行河流分类：

1.东北型河流，包括东北的大多数河流；

2.华北型河流，包括辽河、海河、黄河以及淮河北侧各支流；

3.华南型河流，包括淮河南侧支流，长江中下游干支流浙、闽、粤沿海及台湾省各河，以及除西江上游以外的珠江流域大部分；

4.西南型河流，包括中下游干支流以外的长江、汉水、西江上游以及云贵高原的河流；

5.西北型河流，包括新疆和甘肃河西地区发源于高山的河流；

6.阿尔泰型河流，我国境内属于此类的河流很少；

7.内蒙古型河流

8.青藏型河流

七、河流与地理环境的相互影响

1.河流的地理分布受气候的严格控制；流域的海拔高度坡度、切割密度直接影响着径流汇聚条件；地表组成物质决定着径流下渗情况；植被则通过降水的截留影响径流。

2.河流对地理环境也有显著的影响。

第七节    湖泊与沼泽

一、湖泊

（一）湖泊的成因和类型

1.定义：地面洼地积水形成较为宽广的水域称为湖泊。湖盆是形成湖泊的必要条件，水则是形成湖泊不可或缺的物质基础。

2.湖泊的分类：

1）按照湖水来源，海迹湖、陆面湖；

2）依据湖水与径流的关系，内陆湖、外流湖；

3）根据湖水的矿化程度,淡水湖、咸水湖；

4）按湖水温度状况，热带湖、温带湖、极地湖；

5）以湖水存在时间久暂，间歇湖、常年湖。

（二）湖水的性质

1.颜色与透明度    湖水一般呈浅蓝、青蓝、黄绿或黄褐色。湖水透明度与太阳光线，湖水含沙量、温度及浮游生物都有关系。

2.温度    太阳辐射热是湖水的主要热量来源。水汽凝结潜热、有机物分解产生的热和地表传导热，也是热量收入的组成部分。湖水向外辐射和蒸发，则是热量损耗的主要方式。高山和极地湖泊的水温常年低于4摄氏度。

3.化学成分    湖水的化学成分大致相同，但化学元素及其变化，却可以因时因地而有较大差异。

（三）湖泊水文特征

1.湖水的运动

（1）定振波：全部湖水围绕着某一个或几个重心而摆动的现象，称为定振波。定振波和暴风雨的关系最密切。定振波的摆动现象比较复杂，通常分为：单定振波和双定震波。

    直壁容器中，单定振波的周期T：T=2L/(gH)1/2;

    双定振波的周期：T=L/(gH)1/2;

    多节定振波的周期：T=L/(gH)1/2。 

   L为动力方向线上的容器长度； g为重力加速度； H为容器平均深度。

（2）湖流    a.有河流注入的河流，湖水可产生单向缓慢流动；b.风的作用可使湖水随湖面风向运动，如果风向稳定，则可形成闭合垂直环流；定振波也可造成湖流；水温变化造成湖水的垂直循环，也可造成湖流。

2.水位变化和水量平衡    排水湖的水量平衡方程式：

          x+y+z+k-y-ź-e=+Δw

    x为湖面降水量，y为入湖地表径流量， y为出湖地表径流量，z为入湖地下径流量， ź为湖水渗透量，k为湖面水汽凝结量，e为湖面蒸发量， Δw为一定时期内湖的水量变化。若湖没有出口，则取消出湖地表径流量，k值很小，可忽略。

二、沼泽

（一）沼泽的成因

    通常把较平坦或稍低洼而过度湿润的地面称为沼泽。在沼泽物质中，水占85％～95％，干物质（主要是泥炭）只占5％～10％。水分条件是沼泽形成的首要因素。只有过多的水分才能引起喜湿植物侵入，导致土壤通气状况恶化并在生物作用下形成泥炭层。

 沼泽形成过程的两种情况：

1.水体沼泽化   沿湖岸水生植物或漂浮植毡向湖中央生长，使全湖布满植物，大量有机物质堆积于湖底，形成泥炭，湖渐变浅，最后形成沼泽。低洼平原的河流沿岸沼泽化过程与此相似。

2.陆地沼泽化   主要表现为森林沼泽化和草甸沼泽化。此外，海滨高低潮位间反复被海水淹没的平坦海岸带，也可形成沼泽。

（二）沼泽的水文特征

    沼泽一般排水不畅，加以植物丛生，故沼泽水的运动十分缓慢。沼泽的蒸发比较强烈，蒸发量大于自由水面。径流特别小。沼泽对水分的滞蓄可缓解洪峰（尽管很微弱）

（三）沼泽的分类

    目前还没有一个公认的沼泽分类系统。尽管如此，地貌分类法和综合分类法还是得到广泛应用。

第八节    地下水

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  极地、高纬和山区地下水温度很低，地壳深处和火山活动区地下水温度高。地下水温度与气温的和地温的关系：

                   TH=TB+(H-h)/G

TH为在H深度地下水的温度； TB为所在地区年平均气温；H为欲测定的地下水深度； h为所在地区地温年恒温带深度；G为地温梯度，以33m/oC计算。水温低于20摄氏度，称冷水，20～50摄氏度称温水，高于50摄氏度，称热水。

2.颜色    地下水一般是无色透明的，但有时因为含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质，也可显示各种颜色。

3.透明度    地下水的透明度决定于水中所含盐类、悬浮物、有机质和胶体的数量。透明度分透明、微混浊、混浊和极混浊四级。

4.比重    地下水比重决定于水温和溶解盐类。溶解的盐分越多，比重就越大。地下淡水比重常常接近于1。盐水的比重可用波美度来表示，一升水含有10克氯化钠，则盐度相当于1波美度。波美度与地下水比重之间的关系如下表：

5.导电性    导电性的计算式：Ke=1/R

   Ke为水的导电率； R为水的电阻率。 地下淡水的导电率为33×10-5至33×10-3 之间 。

6.放射性    如一升水中含氡原子的量能够产生0.001静电力单位的饱和电流，为一马海，而一马海等于3.64埃曼。水中的氡量超过10埃曼时，为弱放射水，超过1000埃曼时，为强放射水。

7.嗅感和味感    

（二）地下水的成分

1.气体   地下水中溶解的气体主要有CO2、O2、N2、CH4、H2S、 H2、CO、NH3和少量惰性气体等。

2.氢离子浓度  天然水中的H+主要取决于H2CO3、HCO3-、CO32-的数量。

    3.离子成分和胶体物质    构成地下水中主要离子成分的元素有氯离子、硫酸根离子、碳酸氢根离子、碳酸根离子、硝酸根离子、钠离子、钙离子、镁离子、铝离子、亚铁离子、铁离子等。

（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残渣来确定 ，单位为g/L。根据总矿化度的大小，天然水可以分为以下五类：

淡水                残渣<1g/L

    弱矿化水                1～3g/L

    中等矿化水              3～10g/L

    强矿化水                10～50g/L

    盐水                    >50g/L

2.硬度    水中钙、镁离子的总量，称为水的总硬度。

二、岩石的水理性质    

    岩石的水理性质有 容水性、持水性、给水性、透水性等。

（一）容水性    容水性是指岩石容纳水量的性能，用容水度表示。岩石中所容纳的水的体积与岩石体积之比，称为岩石的容水度。

（二）持水性    在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力在其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性。以持水度表示。在重力影响下岩石空隙保持的水量与岩石总体积之比，就是持水度。见下表，粒径与持水度的关系：

（三）给水性    在重力作用下，饱水岩石流出一定水量的性能，称为岩石的给水性。流出的水的体积与储水岩石体积之比，称为给水度。见下表：

（四）透水性   透水性就是岩石的透水性能。根据透水性将岩石分为三类：

1）透水岩石，包括砂石、沙、裂隙和岩溶发育的岩石。

2)半透水岩石，包括粘土质沙、黄土、泥炭等。

3)不透水岩石，包括块状结晶岩、粘土和裂隙很不发育的沉积岩。

三、地下水的动态和运动

（一）地下水的动态

    地下水流量、水位、温度和化学成分，在各种因素影响下发生日变化和季节变化，称为地下水的动态。地下水平衡方程式为：

     x-(y2-y1)-(z2-z1)-(w2-w1)=φΔh+v+m

    x为降水量；

    y1为地表水流入量；

    z1为凝结水量；

    w1为地下水流入量；

    y2为地表水流出量；

    z2为蒸发量；

    w2为地下水流出量；

    φ为含水层的给水度；

    Δh为潜水位变化；

    v为地表水量变化；

    m为包气带水量变化。

（二）地下水的运动

    地下水的运动方式有两种：层流运动、紊流运动。除了在宽大裂隙或空洞中具有较大流速而成为紊流外，地下水一般都时以层流形式运动。地下水的这种运动称为渗透。

1.线性渗透定律    达西通过实验发现，单位时间内通过岩石的水量与岩石的渗透系数、水头降低度和岩石断面积成正比，与渗透距离成反比，从而建立了达西公式：

                    Q=KA(h/l)

   Q为单位时间内透过岩石的水量；K为渗透系数；A为岩石断面面积；h为水头降低值；l为渗透距离。

    令  I=h/l   则称I为水头梯度。又  v=Q/A，故：Q/A=K(h/l)=KI, 所以，渗透速度：v=KI但是，实际速度应等于：vo=v/n ; n为孔隙度。

2.非线性渗透定律    在大孔隙和溶洞中，地下水运动具有紊流性质，这时就要用薛齐公式：

               v=c(RI)1/2 ;

四、地下水按埋藏条件的分类

基本概念

    饱水带：重力水在重力作用下向下运动，聚积于不透水层上，使这一带岩石的所有空隙都充满水分，故这一带岩石称饱水带。

    包气带：饱水带以上的部分，除存在吸着水、薄膜水、毛管水外，大部分空隙充满空气，所以称包气带。

潜水面：包气带和饱水带之间的界限，就是潜水面。

分类

    地下水按埋藏条件可分为：上层滞水、潜水、承压水

    按储存空隙的种类可分为： 孔隙水、裂隙水、岩溶水

两种分类互相平行。  

（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。

    上层滞水的分布范围不广，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，主要耗损方式是蒸发和渗透。上层滞水接近地表，受气候、水文影响较大，故水量不大而季节变化强烈。

（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（潜水面）的重力水。

    从地表到潜水面的距离称为潜水埋藏深度。潜水面到下伏隔水层之间的岩层称为含水层，隔水层就是含水层的底板。大多数情况下，潜水补给区和分布区是一致的。

    当大面积不透水底板向下凹陷，而潜水面坡度平缓，潜水几乎静止不动时，就形成了潜水湖。

当不透水底板倾斜或起伏不平时，潜水面有一定坡度，潜水处于流动状态，此时就 形成潜水流。

在均质岩石分布区，潜水与河水间往往形成互补关系， 这种现象被称为河流与地下水的水力联系

（三）承压水

    充满两个隔水层之间的水称承压水。

    承压水水头高于隔水顶板，在地形条件适宜时，其天然露头或经人工凿井喷出地表称为自流水。隔水顶板妨碍含水层直接从地表得到补给，故自流水的补给区和分布区

常不一样。

    当单斜含水层的一侧出露地表成为补给区，另一侧被断层切割，而断层构成水的通道时，就成为单斜含水层的自流排泄区，此时承压区介于补给区与排泄区之间，情况与自流盆地相似，见下图（a）;当含水层一端出露于地表，另一端在某一深度上尖灭或被断层切割而不导水时，一旦补给量超过含水层容水量，水就从含水层出露带的较低部分外溢，其余部分则成为承压区。见下图(b)： 自流单斜构造

第九节    冰  川

    冰川是指发生在陆地上，由大气固态降水演变而成的，通常处于运动状态的天然冰体。雪线触及地面是发生冰川的必要条件。冰川是极地气候和高山冰雪气候的产物。

一、成冰作用与冰川类型

（一）成冰作用

    成冰作用是指积雪转化为粒雪，再经过变质作用形成冰川冰的过程。

1.积雪   粒雪    固相的重结晶作用、气相的升华、凝华作用和液相的再冻

结作用，使雪晶的晶角、晶棱消失，凹处被填平，平面增长，相互合并形态变圆，最终变为粒雪。粒雪化过程分为冷型和暖型两种。

2.粒雪   冰川冰    粒雪中含有贯通孔隙，当其进一步变化，全部孔隙被封闭后就变成了冰川冰。成冰作用也分为冷型和暖型两类。

3.总结   重结晶、浸透和冻结成冰是成冰作用的三个基本类型，渗浸－重结晶及渗浸－冻结作用则是两个过渡类型。

    上述各种冰是成冰作用初期的原生沉积变质冰，仅仅分布于冰川表层，冰川冰的绝大部分是沉积变质冰再运动中经受压力形成的动力变质冰。

（二）冰川类型

    通常按照冰川形态，规模以及所处地形将冰川分类：

1.山岳冰川    主要分布于中低纬山区，雪线较高，积累区不大，故冰川形态受地形的严格限制，按其形态又可分为： 1）悬冰川、2）冰斗冰川、3）山谷冰川

2.大陆冰川    曾经占据很广阔的面积，但目前只发育在两极地区。面积和厚度都很大。

3.高原冰川    又名冰帽，是大陆冰川和山岳冰川的过渡类型。冰川覆盖在起伏和缓的高地上，向周围伸出许多冰舌。

4.山麓冰川    数条山谷冰川在山麓扩展汇合成为广阔的冰原，叫做山麓冰川。它是山岳冰川向大陆冰川转化的中间环节。根据冰川的动力活动性可以将冰川划分为积极冰川、消极冰川和死冰川。

    根据冰川温度状况为根据可将冰川划分为温冰川和冷冰川。

二、地球上冰川的分布

    目前全球冰川面积约为1 550×104km2，占陆地总面积的10％以上。

    冰川分布的高度受雪线的严格控制。任何地区，如果地表没有高出雪线就不可能形成冰川。

    雪线：多年积雪区和季节积雪区之间的界线就是雪线。雪线上年降雪量等于年消融量，所以雪线也就是降雪和消融的零平衡线。影响雪线高度的因素：气温、降水量和地形见下图，地球上的雪线高度：在冰川上雪线又叫粒雪线。夏季冰川上隔年粒雪的下限，成为粒雪线。

三、冰川对地理环境的影响

1.在极地和中低纬高山冰川区，冰川本身就是自然地理要素之一，并形成独特的冰川景观。

2.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。

3.冰川对径流也有调节作用。

4.冰川的推进和退缩，将改变其经过的地区的自然带的分布。

5.冰川的侵蚀和堆积作用显著改变地表形态，形成特殊的冰川形态。

第五章   地  貌

第一节 地貌成因与地貌类型
第二节 风化作用与块体运动
第三节 流水地貌
第四节 喀斯特地貌
第五节 冰川与冰缘地貌
第六节 风沙地貌与黄土地貌
第七节 海岸与海底地貌

第一节  地貌成因与地貌类型

地貌的定义

    地貌或称地形，指地球硬表面由地貌内外动力相互作用塑造而成的多种多样的外貌或形态。

地貌动力（营力），分为内动力与外动力

    内动力：指地球内能所产生的作用力，主要表现为地壳运动、岩浆活动与地震。

    外动力：指太阳辐射能通过大气、水和生物作用并以风化作用、流水作用、冰川作用、风力作用  、波浪作用等形式表现的力。

一  地貌成因

（一）构造运动与地貌发育

      构造运动造成地球表面的巨大起伏，因而成为形成地表宏观地貌特征的决定性因素。

（二） 地貌形成的气候因素

      气候水热组合状况不同导致外动力性质，强度和组合状况发生差异，最终将形成不同的地貌类型及地貌组合。

1.高纬和高山寒冷气候条件下，冰川冰缘作用是主要外动力。

2.温湿气候条件下地表径流丰富，流水作用是主导外动力，各种流水地貌类型普遍发育。

3.干旱气候条件下，风与间歇性洪流成为主要外动力。

4.山地气候与地貌均因高度而异。

5.同一地区气候变迁和外动力组合发生变化可以出现不同类型的气候地貌叠置的现象。

（三）岩性对地貌形成的影响

    各种岩石因其矿物成分、硬度、胶结程度、水理性质、结构与产状不同，抗风化和抗外力剥蚀的能力常表现出很大的差别，形成的地貌类型或地貌轮廓往往很不相同。

（四）人类活动对地貌的影响

     人类活动对地貌发育的影响通常有两种方式：

1. 通过改变地貌发育条件加速或延缓某种地貌过程，例如破坏植被加速地表侵蚀；

2.直接干预地貌过程，甚至改变地貌发育方向，如修建梯田或水平沟使原本平滑的山坡转而具有阶状结构。

二   基本地貌类型

基本地貌类型可以分为：山地、平原

（一）山地

     山地是山岭，山间谷地和山间盆地的总称。

（二）平原

    平原是一种广阔、平坦、地势起伏很小的地貌形态类型。据海拔高度，可以分为低平原（<200m）和高平原（高原）。当平原四周被山地环绕时，平原及面向平原的山坡共同组成一种新的地貌类型－盆地。

三  地貌在地理环境中的作用

    作为活跃的地理环境组成要素之一，地貌对其它要素与地理环境整体特征有着广泛而深刻的影响，主要表现在如下几个方面：

（一）导致地表热量的重新分配和温度分布状况复杂化；

（二） 改变降水量分布格局；

（三）地貌对生物界的影响；

（四）地貌对自然界地域分异的影响；

（五）地貌对土地类型分化的影响。

第二节  风化作用与块体运动

一  风化作用

    风化作用（风化过程）：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。

（一）风化作用的类型

1.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。

2.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。

    化学风化又分为： （1）水化作用 （2）水解作用 （3）氧化作用

3.生物在化学风化中的作用

    生物在化学风化中起着重要的作用。例如，植物光合作用产生氧，动植物呼吸作用释放二氧化碳，为化学风化提供了反应剂。

（二）风化壳

    风化产物：风化作用的残留矿物、次生矿物及可溶性物质统称风化产物。

    风化产物是土壤形成的物质基础，某些风化产物还可形成风化矿床。

    风化壳：风化产物虽经风化与剥蚀而依然残留原地覆盖于母岩表面者，就是风化壳（残积物）。

1.风化壳的基本特征

（1）风化壳空间上分布呈不连续性，厚度差异也很大，厚者可达100~200m，薄者不足1m；

（2）组成物质以粘土和碎屑为主，也可包括少量残存液体；

（3） 结构疏松，表层分散性强，分解程度高粒径细，中下层相反，但不具有类似沉积岩的层理；

（4）发育和保存均较好的风化壳，可以划分强度风化，中度风化和微风化三个层带。

2.风化壳基本类型及其分布

（1） 热带，亚热带地区－－富铝型酸性和硅铝铁酸性风化壳（高度化学风化）

（2）温带森林带－－硅铝粘土型弱酸性风化壳（中度化学风化）

（3）半湿润半干旱森林草原－－碳酸盐型中性至微碱性风化壳（轻中度化学风化）

（4）干旱区－－碱性风化壳（以物理风化为主，化学风化很弱）

（5）高寒区与极旱荒漠区－－残积粗岩屑型风化壳（物理风化占统治地位）

二  块体运动与重力地貌

    块体运动：岩体和土体在重力作用及地表水地下水影响下沿坡向下运动称为块体运动。可分为崩落、滑落和蠕动三类。

（一）崩落与崩塌地貌

    定义：陡坡上的岩体与土体在重力作用下突然快速下移，称为崩落或崩塌。

    崩落形成两种地貌：

    A.崩塌崖壁（山坡上部）

    B.岩堆【又称倒石堆】（坡麓）

（二）滑落与滑坡地貌

1.定义：由岩石，土体或碎屑堆积物构成的山坡体在重力作用下沿软弱面发生整体滑落的过程称为滑坡。

2.发生条件：滑坡只有在由重力引起的下滑力超过软弱面的抗滑力时才发生。

3.发生因素：内在因素和诱发因素

（1）内在因素包括 地层岩性，地质构造，坡体结构和有效临空面等。

（2）诱发因素包括 降水强度、地下水、地震、地表径流对坡麓的冲淘、坡面加积作用，以及人为的在坡地上蓄水灌溉、建房筑路时破坏坡地稳定性等。

（三）蠕动

     定义：坡面岩屑、土屑在重力作用下以极缓慢的速度移动的现象称为蠕动。15o～30o的坡度最适宜发生蠕动。

第三节    流水地貌

一   流水作用

1.地面流水包括：坡面流水、沟谷流水和河流

2.流水的三种作用：侵蚀、搬运和堆积

（1）侵蚀的形式：下切、侧蚀和溯源侵蚀

（2）流水对泥沙的搬运方式：a.推移  b.悬移

二  坡面流水与沟谷流水地貌

（一）坡面流水地貌

    1.坡面流水对地表的侵蚀比较均匀。

    2.坡面侵蚀强度的影响因素：坡度、坡长、坡面组成物质、降水强度、降水持续时间、植被覆盖度等

3.坡积裙：坡面侵蚀物质堆积于缓坡、洼地与坡麓，形成由亚粘土、沙粒和细岩屑组成的、分选差和磨圆度极低，仅粗具倾斜层理的坡积物。坡积物连片分布于坡麓形成类似展开的裙裾的地貌，就是坡积裙。

（1）沟谷流水地貌

    1.坡面细流最终将汇集为流路相对固定、侵蚀能力显著增强的沟谷水流，并形成沟谷地貌。

    2.较大的沟谷沟头有集水盆地，沟口常发育冲出锥。

（三）泥石流

1. 定义：“泥石流是山区介于挟沙水流与滑坡之间的土（泛指固体松散物质）、水、气混合流。”[吴积善1993]并明确规定不包括挟沙流与滑坡在内。 这种表述方式既表明泥石流仅仅发生在山区，又强调了泥石流具有固体的结构性与水体的流动性。

2.形成泥石流的条件：

  （1）固体松散物质储备丰富；

  （2）坡面坡度与沟谷纵比降较大；

  （3）可从高强度降水或冰雪融水获得充足的水源供给。  

3.泥石流的类型：稀性与粘性

  （1）稀性泥石流：水体体积比为0.1～0.5，容重1.2～1.8t/m3，具紊流性质，石块呈滚动或跃移形式运动。

  （2）粘性泥石流：土体含量约为0.55～0.78，容重1.9t/m3，即使在缓坡上也不发生散流，前锋突起，动力强大，破坏性强。

4.泥石流作用形成的地貌类型： （1）泥石流沟谷 （2）泥石流扇

三    流水地貌

（一）河谷的发育

1.定义：河谷是以河流作用为主与沟谷流水参与下形成的狭长形凹地。

2.河谷的组成：河谷通常由谷坡与谷底组成。除强烈下切的山区河谷外，谷坡上还常发育阶地。山地河流的谷底仅有河床，而平原、盆地河流谷底则发育河床和河漫滩。如下图：

（二）河床与河漫滩

定义：河床是平水期河水淹没的河槽；河漫滩则是汛期洪水淹没而平水期露出水面的河床两侧的谷底。

1.深槽与浅滩   

    A.平原上的冲积性河床，由于某一段水流能量集中而发生侵蚀，相邻的上下河段能量分散而发生堆积，因此深槽与浅滩必然沿河交替出现，如下图：

B.侵蚀性河床中深槽与浅滩的形成还受岩性与构造影响，岩石软弱或因构造作用而比较破碎时易形成深槽，反之则形成浅滩。

2.边滩与河漫滩    A.弯曲河床的水流在惯性离心力作用下趋向凹岸，使其水位抬高，从而产生横比降与横向力，形成表流向凹岸而地流向凸岸的横向环流。如下图所示：

河漫滩的形成过程   河漫滩或冲积平原上，河流凹岸的侵蚀与凸岸的堆积持续进行，可形成自由摆动的河曲，

3.心滩与江心洲

    心滩是复式环流作用下在江心堆积而成的。心滩淤积高度超过中水位，便成为江心洲。心滩和边滩在一定条件下可以相互转化。

（三）  三角洲

1.   河口三角洲

（1）定义：对入海河流而言，河口三角洲是河流与海洋共同作用下，由河流挟带的泥沙在河口地区的陆上和水下形成的、平面形态近似三角形的堆积物。

（2）三角洲沉积可分为：三角洲平原、三角洲前缘和前三角洲三带。

（3）三角洲的分类（按形态特征的差异）：

     A. 鸟足状三角洲   多形成于汊流发育的弱潮河口，形如鸟足，因而岸线极曲折，

B.   尖头状三角洲    三角洲呈尖头状想海凸出，岸线平直，沿岸发育沙嘴或沙堤，如下图：

C. 扇状三角洲    前缘受海浪作用，岸线圆滑并基本上被沙堤和堡岛封闭。

D.  多岛型三角洲    形态主要受潮流作用控制，汊流河口多成喇叭形，口门外有长条状潮流沙坝，如下图：

2.洪积扇   干旱半干旱区的季节性或突发性洪流在河流出山口因比降突减、水流分散、水量减少而形成的扇形堆积地貌。如下图：

冲积扇：常年径流也可形成类似扇形地貌，为示区别，我们称为冲积扇。实际上，冲积 扇与洪积扇并没有明显的界限，只是发育环境不同而已。

    冲积平原：广阔的河漫滩平原、三角洲平原与冲积－洪积平原均可统称为冲积平原。  冲积平原的形态与结构均比较复杂，如下图：

（四）河流阶地

1.定义：谷底因河流下切抬升到洪水位以上并呈阶梯状分布于河谷两侧，即为河流阶地。如下图：

2.组成：阶地由阶面与阶坡组成，前者为原有谷底的遗留部分，后者则由河流下切形成。

3.阶地高度：阶面与河流平水期水面的高差。

4.分类：依据组成物质与结构，阶地可分为:

（1）侵蚀阶地    多发育在山区河谷中，由基岩构成，其阶面为河流长期侵蚀而成的切平构造面。

（2）堆积阶地    多分布于河流中下游，全部冲积物组成，是在谷底展宽并发生堆积，后期下切深度未达到冲积层底部的情况下形成的。

  （3）基座阶地    形成条件与堆积阶地近似，区别在于后期下切深度超过冲积层而进入基岩，因此阶地上部由冲积物组成，下部为基岩。

（五）河谷类型与河流劫夺

1.河谷类型    以河谷发育与地质构造的关系为依据，通常将河谷分为：

a.顺向河谷 b.次成河谷 c.逆向河谷 d.先成河谷 e.叠置河谷            

2.河流袭夺

    定义：一条河流溯源侵蚀导致分水岭外移，从而占据相邻河流流域的过程称为河流 袭夺。如下图，河流劫夺示意图：

准平原与山麓面

（一）准平原

1.定义：准平原是湿润气候条件下，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。

2.发育过程：

（1）原始地面平缓；

（2）构造上升，形成V形谷或峡谷，分水岭仍较宽平；

（3）侧蚀加强，河谷展宽，切割密度加大，分水岭 变窄成为尖锐山岭；

（4）河流侧蚀作用形成宽广谷底平原，谷间分水岭降低、变缓，上凸下凹；

（5）地面近似平原，少数地段存在低矮孤立残丘。如下图：

（二）山麓面

    山麓面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。如下图：

第四节    喀斯特地貌

    定义：喀斯特地貌是地下水与地表水对可溶性岩石容蚀与沉淀，侵蚀与沉积，以及重力崩塌，坍陷、堆积等作用形成的地貌，以南斯拉夫喀斯特高原命名。我国亦称岩溶地貌。

一   岩溶作用

  （一）岩溶作用的化学过程

化学反应式如下：

CO2+H2O   H2CO3   H++HCO3－      H2CO3+CaCO3 Ca2++2HCO3

（二）岩性与构造条件

1.按溶解度由小到大：

           碳酸盐类：石灰岩、白云岩、泥灰岩等

           硫酸盐类：石膏、硬石膏

           卤化物盐类：岩盐、钾盐（可溶性盐类）

2.按溶解度由小到大：

        泥灰岩<白云岩<石灰岩

    通过以上对比可知，石灰岩最易喀斯特化。喀斯特地貌主要是发育在碳酸盐类岩石尤其是石灰岩分布区。这与其分布极广且常露出地表也有关。       

（三）水动力条件

    水的溶蚀能力、岩石化学性质及透水性对岩溶作用起着决定性作用。

二   喀斯特地貌

（一）地表喀斯特地貌

    地表喀斯特地貌主要有以下几类：

1.石芽与溶沟    指可溶性表面沟槽状溶蚀部分和沟间突出部分。

    溶沟是地表水沿岩石裂隙溶蚀、侵蚀而成，宽10cm～2m，深2cm～3m，底部常充填泥土或碎屑。石芽为蚀余产物，热带厚层纯石灰岩上发育形体高大的石芽常高达数十米，称为石林。如下图：

2.岩溶漏斗    由流水沿裂隙溶蚀而成，呈碟形或倒锥形洼地，宽数十米，深数米至十余米，底部有垂直裂隙或落水洞。

3.落水洞    落水洞多分布于较陡的坡地两侧和盆地、洼地底部，也是流水沿裂隙侵蚀的产物。宽度很少超过10m，深可达数十米到数百米。

4.溶蚀洼地    通常由岩石漏斗扩大或合并而成，面积小于10km2，具封闭性。

5.岩溶盆地与岩溶平原

6.峰丛、峰林与孤峰

（二）地下喀斯特地貌

1.溶洞与地下河  如下图所示，溶洞里的钟乳石、石笋与石柱：

2.暗湖：是与地下河相通的地下湖，可储存和调节地下水。

三    喀斯特地貌发育过程与地域分布

（一）喀斯特地貌的发育过程

（二）喀斯特地貌的地域分异

1.热带湿润气候条件下，地上地下岩溶作用均很强烈，溶蚀洼地、岩溶盆地、岩溶平原、峰林地貌普遍发育；

2.亚热带季风气候条件下，岩溶作用较强烈，地貌类型以喀斯特丘陵与溶蚀洼地为代表；

3.温带季风气候条件下，地下喀斯特地貌较发育；

4.寒带和高原寒冷气候下，只能发育小型溶沟和浅洼地，冻土层下也可形成溶洞。

第五节    冰川与冰缘地貌

一   冰川地貌

（一）冰川作用

1.冰川作用的实现方式    冰川是改造地球表面形态的巨大力量，其塑造地貌的过程主要是通过冰川运动实现的。

2.冰川运动的速度   

 A.冰川运动的速度很慢，每年从数十米到数百米不等。

B.冰川各个部分运动的速度不一致，从粒雪盆出口到冰舌上部这一段速度最快。在横剖面上中部最快，冰川表面运动速度最快，底部最慢。C.速度夏快冬慢，昼快夜慢。

3.冰川运动的组成    冰川运动是由可塑带的流动和底部的滑动组成的。而冰川滑动是产生侵蚀作用的根本原因。

4.冰川作用的分类

（1）刨蚀（磨蚀）作用：冰川滑动过程中，其底部所含的岩石碎块不断锉磨冰川床，就是刨蚀作用。

（2）拔蚀作用：冰川下因节理发育而松动了的岩块的突出部分，可能和冰冻结在一起，冰川移动时把岩石拔出带走，这就是拔蚀作用。

（3）搬运作用：大陆冰川可以把大片基岩从原地搬走。

5.冰碛物：冰川通过刨蚀、拔蚀、雪崩、冰崩和山坡上的块体运动获得的大量碎屑物质。出露于冰面的叫表碛，夹带在冰内的叫内碛，在冰川底部的叫底碛，位于冰川两侧的叫侧碛两只冰川会合则形成中碛。环绕冰舌末端的叫终碛（前碛）。冰碛石表面布满裂痕。

冰川地貌

1.冰蚀地貌    典型的冰蚀地貌主要有冰斗、槽谷（U形谷）、峡湾、刃脊、角峰、羊背石、卷毛岩、冰川磨光面、悬谷、冰川三角面等。

1）冰斗：冰斗是一种环以陡峭岩壁、呈半 圆形剧场形状或圈椅状的洼地。冰斗按其分 布位置可分为：谷源冰斗和谷坡冰斗两类。同一时代同一山区且朝向接近的冰斗，高度 大致相同，并具有指示雪线的作用。

2）相邻而朝向相反的谷源冰斗壁后退，可形成极尖峭的角峰。而谷坡冰斗后退常使山脊形状锋锐，成为刃脊。

3）U形谷（槽谷）：是由冰川过量下蚀和展宽形成的典型冰川谷，两侧一般有平坦谷 肩，横剖面近似U形。U形谷底因岩性差异，软弱岩层处形成冰盆，坚硬岩层处形成冰坎。

4)大陆冰流、岛屿冰盖或山谷冰川入海处，因冰床蚀低，冰川消亡后将成为峡湾。因此，峡湾是冰川槽谷的一种特殊形式。

5)冰川悬谷：U形谷谷坡上发育的支冰川，因其侵蚀能力远逊于主冰川，其谷底常比主谷高数十米至一二百米，这类谷地被称为冰川悬谷。

6)羊背石：槽谷底部比较坚硬的岩石表面，在冰川运动过程中被冰体挟带的砾石摩擦， 布满平行擦痕，成为冰川磨光面。特别坚硬的岩石则形成羊背石。

2.冰碛地貌    主要有冰碛丘陵、侧碛堤、终碛堤、鼓丘等几种类型。

1）冰碛丘陵：是冰川消融后表碛、中碛、内碛沉落于底碛上形成的起伏不平的地面形态，冰碛厚度由数米至百余米不等。

2）侧碛：是分布于冰川两侧，通常比冰面高的垄状或长堤状冰碛物。

3）终碛：是冰舌末端较长时期停留在同一位置，逐渐形成的半环形冰碛堤。

4）鼓丘：是一种主要由冰碛物组成的、数十米高、数百米长的流线型丘陵，长轴与冰流方向平行，迎冰面陡而背冰面缓，与侵蚀形态的羊背石相反。

3.冰水堆积地貌    主要有  冰水扇和冰水河谷沉积平原、季候泥、冰砾阜阶地、锅穴、 蛇行丘等几类。

   1）冰下河道挟带大量沙砾从冰舌末端排出，在平原上展开为辫状水系而形成的坡度 较大的扇形地，称为冰水扇。在山谷中则形成冰水河谷沉积平原。

   2）季候泥（纹泥）：是冰水湖泊由于季节变化，接纳的冰水沉积物由颗粒粗细和颜色深浅的差别而形成的。

   3）锅穴：是冰水平面上因死冰融化地表下陷而形成的一种圆形洼地，直径数米至数十米不等。

4）蛇行丘：是大陆冰盖下封闭水道中的沙砾物质组成的狭长曲折的高地，短的仅有数十米，最长的可达几百公里。   

4.冰面地貌    冰川表面因受褶皱、断裂、冰床坡度变化、差别消融、流水侵蚀等影响而形成的地貌形态。主要有冰瀑、冰裂隙、冰川弧拱、冰面河、冰面湖、冰蘑菇、冰塔林等几类。

1）山谷冰川由冰斗或粒雪盆进入U形谷时，由于冰床坡度陡峻，就形成冰瀑。

2）冰瀑与冰舌上的宽深达几十厘米到几十米、呈横向、纵向或放射状分布的裂隙，就是冰裂隙。

3）冰面融水积聚于冰川表面洼地即形成冰面湖，切割冰面形成冰面河。

4）冰面的差别消融致使冰川舌下部形成高数米至数十米的冰塔林。

5）大小漂砾保护其下部冰体不受消融，则形成冰蘑菇。

二    冰缘地貌（冻土地貌）

    定义：在中低纬高山高原和高纬、极地区，气温低而降水量少的地方，地温常处于零温或负温，水分渗入土中后，上部发生周期性冻融，下部则长期处在冻结状态，这就是多年冻土。由于多年冻土层的存在而产生的一系列独特的地貌，称为冰缘地貌或冻土地貌。

（一）冻土的一般概念

1.定义：凡处于零温或负温，并含有冰的各种岩体或土体，称为冻土。温度状况相同但不含冰的，则称寒土。

2.冻土的分类    按照冻土冻结状态的时间的长短，可以分为 季节冻土 和 多年冻土 两：

    多年冻土可分为上下两层，上层为夏融冬冻的活动层，下层为多年冻结层。

3.基本概念    衔接多年冻土   不衔接多年冻土

             贯通融区           非贯通融区  

4.地下冰：地下冰的存在是冻土最基本的特征。  冻土中的地下冰，按其成因和埋藏形式可以分为：组织冰、洞脉冰、埋藏冰等类型。

洞脉冰可分为脉冰和洞穴冰两种。由于地表水周期性注入，因而在裂隙中多次重复冻结， 这样形成的冰叫做复脉冰（冰楔） 。

5.除地下冰外,冻土中还含有一部分液态地下水。多年冻土区的地下水可分为冻结层上水、冻结层间水 和 冻结层下水 三类。

（二）冰缘地貌（冻土地貌）

主要的冰缘地貌有：

1.石海与石河

2.构造土 构造土可分为泥质构造土和石质构造土两类。石质构造土中最典型的是石环。

3.冻胀丘和冰锥    地下水受冻结地面和下部多年冻土层的遏阻，在薄弱地带冻结膨胀，使地表变形隆起，称为冻胀丘。冰锥是在寒冷季节流出封冻地表和冰面的地下水或河水冻结后形成的丘状隆起的冰体。

4.热融地貌    热融作用可分为 热融滑塌和热融沉陷两种。

第六节    风沙地貌与黄土地貌

一    风沙作用

    风对地表细粒物质的作用，主要有以下三种：

（一）风蚀作用

    风蚀作用包括吹蚀与磨蚀两方面。风吹过地面，由于风压力与气流紊动而引起沙粒吹扬，这种作用称为吹蚀。

（二）搬运作用

 搬运的形式有三种：悬移、跃移和表层蠕动。

（三）风积作用

    当风力减弱或风沙流遇阻，风中挟带的沙粒沉降于地面，这种现象就是风积作用。

二    风沙地貌

（一）风蚀地貌

1.风棱石与石窝  戈壁砾石迎风面长期风蚀后被磨光磨平后在瞬时大风中发生滚动，新的迎风面再次磨光磨平，两个或多个迎风面间就形成风棱，即形成风棱石。石窝是一种直径20cm至1～2m，深10～15cm上下至1m的圆形或椭圆形小洞或凹坑，通常出现于迎风崖壁上，密集时犹如蜂窝，由风沙旋磨岩石裂隙而成。

2.风蚀柱与风蚀蘑菇   风长期吹蚀垂直与水平裂隙均较发育的裸露基岩，形成孤立的风蚀柱，进一步磨蚀其基部则形成风蚀蘑菇。

3.风蚀洼地与风蚀盆地    风吹蚀地面松散物质后形成的直径10～100m，深1米，平面呈圆形或马蹄形的洼地，称为风蚀洼地。风蚀盆地的规模比风蚀洼地大的多。风蚀洼地与盆地深度低于地下水位时，地下水可流出地面聚积成湖，称为风蚀湖。    

4.风蚀残丘与雅丹地貌    风蚀谷间的残留高地或孤立丘岗就是风蚀残丘。形态与风蚀残丘近似但由蚀余松散土状堆积物，如河湖相地层形成的一类特殊风蚀残丘，则称雅丹地貌。

（二）风积地貌

    1.沙丘及其形态特征   沙丘的分类：横向沙丘、纵向沙丘和多风向形成的沙丘。

  （1）横向沙丘：走向与合成起沙风向垂直或交角不小于60o,主要包括新月形沙丘、新月形沙丘链和复合新月形沙丘链三类。

（2）纵向沙丘：是指走向与起沙风合成风向平行或夹角小于30o的沙丘，通常称为沙垄。 巨大沙垄体上叠置较小的沙垄，则形成复合纵向沙垄。

（3）多风向形成的沙丘：包括金字塔形沙丘、蜂窝状沙丘、格状沙丘、星状沙丘、反向沙丘等。如下图所示：

2.沙丘的移动    据研究，单位时间内沙丘移动距离为：  D=Q/rH（Q 为单位时间通过单位宽度的沙量； H 为沙丘高度； r 为沙的容量。 ）

    我国沙丘年平均移动速度多在5～10m间，小部分或超过10m。

三    黄土与黄土地貌

（一）黄土

1.定义：黄土主要是第四纪风力搬运堆积的土状物质，多分布于干旱半干旱区。

2.分布：全球黄土覆盖面积达1000×104km2，我国的覆盖面积有38×104km2。最厚的黄土在甘肃中部，超过400m。

3.性质：黄土颜色灰黄、棕黄或棕红。粒级以粉沙为主，粘粒及细纱较少。矿物成分以石英、长石和碳酸盐类矿物为主，并易含溶盐及粘土矿物。有原生黄土和次生黄土之分。

（二）黄土地貌

    流水作用、重力作用、潜蚀和风蚀均为黄土地貌的外动力，流水作用居首位。

1.黄土沟谷地貌    按形态特征可分为细沟、浅沟、切沟、冲沟与河沟几种。

2.黄土沟间地地貌    典型沟间地地貌有塬、梁、峁。

     所有黄土沟间地地貌都易形成陷穴、崩塌和滑坡。   

海岸与海底地貌

（一）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。主要海蚀地貌类型有：海蚀穴、海蚀崖、海蚀拱桥与海蚀柱、海蚀台。

（二）海积地貌

    海滨沉积物堆积下来形成各种各样的海积地貌。主要类型有：

1.横向移动为主的海积地貌    波浪加上重力的作用，使岸坡上部物质不断向岸移动，岸坡下部物质不断向海移动，形成上下两条侵蚀带。两侵蚀带之间唯一过渡带。沉积物在每次波浪周期运动中，向岸运动距离，结果沉积物不发生位移，这一带就称为中立带。

    中立带不断向下和向上扩大，最后使岸坡发育成为一条凹形曲线。该曲线上每一点的物质在每次波浪运动中，前进速度与回返速度的差值，正好为重力所抵消，结果只在原地作来回运动。当海岸剖面称为上述曲线时，即为平衡剖面。

    海浪还可以对沉积物发生分选作用。大小混杂的碎屑物质在波浪分选作用下，粗粒物质上移，细粒物质下移。沉积物经过分选，形成由粗粒物质构成的滨岸堤和细粒物质构成的水下堆积台。

    物质横向移动还可形成水下堤和离岸堤。

2.纵向为主的海积地貌泻港式海岸可发生分段泥沙流。

（1）凹形海岸在转折处堆积形成海滩。

（2）凸形海滩在转折处形成伸入海中的沙嘴。若岸外有岛屿或者岬角，则可形成连岛沙坝，使岛屿变成半岛。这样岛屿称为陆连岛。

3.粉砂淤质海岸可分为上下两部分：下部涨潮时淹没、落潮时露出的部分，称为泥滩，表面分布有涨落潮冲刷成的潮沟网。上部位于平

均高潮面以上，只有特大高潮才淹没，多年生长盐生植物，称为草滩。海积地貌可以归纳为四大类：

    A.毗岸地貌如海滩（包括泥滩）；

    B.接岸地貌如各种沙嘴等；

    C.封岸地貌如拦湾坝，连岛坝等；

    D.离岸地貌如离岸坝等。

二    海岸的分类

    通常把海岸分为岩岸和砂岸。

（一）岩岸（山地海岸）

1.海水淹没与海岸直交的谷地，称为里亚式海岸；

2.海水淹没与海岸平行的谷地，称为达尔马提亚式海岸；

3.海水淹没山地古冰川U形谷，形成峡湾海岸；

4.断层海岸，这种海岸断层分布，岸线平直；

5.海水淹没海岸的岩溶山地形成岩溶海岸。

（二）砂岸

    砂岸大部分属平原海岸，可分为：

1.三角洲海岸，分布于河流入海三角洲沿岸；

2.淤泥堆积平原海岸；

3.泻湖岸，沿岸有泻湖分布；

4.海水淹没平原河口，形成溺谷海岸（江湾海岸）；

5.溺谷经潮流和波浪的强烈冲刷扩展成喇叭形，成为三角湾海岸。

    此外，低纬度海区还有珊瑚礁海岸和红树林泥滩海岸。

三    海底地貌与海底沉积

（一）海底地貌

海底的靠近大陆、并作为大陆与大洋盆地之间过渡地带的区域称为大陆边缘。在构造上，大陆边缘是大陆的组成部分。大陆边缘主要包括大陆架、大陆坡和大陆隆。

   1.大陆架  2.大陆坡  3.大陆隆  4.边缘海沟  5. 弧后盆地  6.深海平原  7.大洋隆起  8.大洋中脊

（二）海底沉积物

1.近海沉积    近海沉积主要是大陆架上的沉积。近海区沉积的机械沉积、化学沉积和生物沉积较重要。

2.远海沉积    深海区面积虽广，但是沉积物不多。

第六章   土壤圈

第一节 土壤圈的物质组成及特性

第二节 土壤形成与地理环境间的关系

第三节 土壤分类及空间分布规律

第四节 土壤类型特征

第五节 土壤资源的合理利用和保护

第一节  土壤圈的物质组成及特性

一、    土壤及其土壤肥力的概念

•土壤是地球陆地表面能够生长植物的疏松表层 ，是一个独立的自然体 。

•由于人类对土壤的利用方式不同，对土壤产生不同的概念 。 土壤的基本属性和本质特性是具有肥力 。

土壤肥力是指土壤为植物生长不断地供应和协调养分、水分、空气和热量的能力。土壤中养分、水分、空气、热量 四大肥力因素不是孤立的，而是相互联系和相互制约的。

二、土壤圈在地理环境中的地位和作用

    土壤圈在地理环境中总是占据一定的不变位置，处于地球大气圈 、水圈、生物圈 和岩石圈之间的界面上，是地球各圈层中最活跃最富生命力的圈层之一，它们之间不断地进行物质循环与能量平衡。

1 土壤圈与生物圈进行养分元素的循环，土壤支持和调节生物的生长和发育过程，提供植物所需养分 、水分和适宜的理化环境，决定自然植被的分布。   

2 土壤圈 与水圈 进行水分平衡与循环，影响降水在陆地和水体的重新分配，影响元素的表生地球化学迁移过程及水平分布，也影响水圈的化学组成.

3 土壤圈与大气圈进行大量及痕量气体的交换，影响大气圈的化学组成，水分与能量的平衡；吸收氧气，释放CO2、CH4、H2S、氮氧化合物和氨气，影响全球大气变化。  

4 土壤圈与岩石圈进行着金属元素和微量元素的循环，土被覆盖在岩石圈的表层，对其具有一定的保护作用，减少各种外营力的破坏。

土壤圈对地理环境的作用

1  土壤圈与地球生命作用，包括土壤物质循环的能量变化，生物转化，水循环，碳、氮、硫、磷循环及环境效应。

2  土壤圈与人类生存条件，包括土壤资源区域性开发与管理，综合农业中的动态变化，土壤对农林适宜性评价，营养元素的空间调控，土壤圈的各障碍因素对农业生产的限制作用。

3  土壤圈与自然环境，包括重金属元素在土壤圈中的空间分布、迁移、转化及动态变化，土壤污染物质的来源、分布、变化、迁移、浓集对生物环境的影响及调控；土壤在复合农业生态系统中的功能及优化模式。

4   土壤圈与全球土壤变化，包括自然与认为条件下的土壤圈内不同土壤类型历史演变；现代成土过程基本特性变化预测 ；土地退化，土壤痕量气体的通量及其对温室效应的影响。

5  土壤物质的组成与性质，包括土壤胶体表面的性质。土壤中有害物质的化学行为，土壤水分性质，植物营养元素的化学性质，根据主要微生物的生理生态特性，土壤有机质组成，性质，土壤生态系统的结构，功能等。

三、土壤形态

    土壤形态是指土壤与土壤剖面外部形态特征。如土壤剖面构造、土壤颜色、质地结构，结持性，孔隙度等。

(一)土壤剖面与土壤发生层次

土壤剖面是指从地表垂直向下的土壤纵剖面，也可理解为完整的垂直土层序列。它是由性质和形态各异的土层重叠在一起构成的。这些土层大致呈水平状，是由土壤成土过程中物质发生淋溶、淀积、迁移和转化形成的。

自然土壤剖面发生层的划分和命名 

 19世纪末，俄国土壤学家道库恰耶夫把土壤剖面分为三个发生层：

                腐殖质聚集层（A）  

                过渡层（B）

                母质层  （C）

1967 国际土壤学会提出把土壤剖面划分为：

               有机层（O）   腐殖质层（A）  淋溶层 （E)   

               淀积层（B )    母质层  （C）     母岩层（R）

耕作土壤剖面

•耕作层（表土层） 属人为表层类，包括灌淤表层，堆垫表层和肥熟表层。土性疏松、结构良好、有机质含量高、颜色较暗、肥力水平低。 •犁底层（亚表土层） 在耕作层之下，土壤呈层片状结构，紧实，腐殖质含量比上层少。 •心土层（生土层） 在犁底层之下，受耕作影响小，淀积作用明显，颜色较浅。 底土层 （死土层） 几乎未受耕作影响，根系少，土壤未发育，仍保留母质特征。

土壤的一般形态特征

土壤颜色

•      根据土壤颜色变化可作为判断和研究土壤成土条件、成土过程、肥力特征和演变的依据。

 •    土壤颜色是土壤分类的和命名的重要的依据之一，如用颜色命名的 红壤，黄壤，黑土，黑钙土栗钙土等。

黑色      表示土壤腐殖质含量高，含量减少则呈灰色

白色      与土壤中含石英、高岭石、碳酸盐、长石、膏和可溶性盐有关

红色      是土壤中含较高的赤铁矿或水化赤铁矿

黄色      是水化氧化铁造成的

棕色      含大量的伊利石、云母类矿物质和不同水化程度的氧化铁混合物

紫色      游离氧化锰含量高

绿色或蓝色    土壤积水处于还原状态，含大量的亚铁氧化物

土壤质地      土壤颗粒的组合特征，一般分为砂土，壤土和粘土                            

土壤结构      土壤颗粒的胶结情况，有团粒、块状、核状、柱状、棱状、片状

松紧度        土壤疏松和紧实的程度

孔隙          土粒之间存在的空间，是土壤水分、空气的通道和仓库

土壤湿度      土壤的干湿程度，反应土壤中水分含量的多少

新生体        土壤发育过程中物质重新淋溶淀积和聚集的生成物。根据新生体的性质和形状可以判断出土壤类型、发育过程及历史演变特征

侵入体        外界进入土壤的特殊物质  

四、 土壤的物质组成

土壤是由固相、液相和气相等三相物质组成的

     固相包括矿物质、有机质和一些活的微生物， 按重量矿物质占95% 。液相和气相占50%，经常处于彼此消长状态

（一）土壤矿物质

土壤矿物质是土壤的主要组成物质，构成土壤的“骨骼”。 土壤矿物主要组成元素           地壳中已知的90都种元素土壤中都存在，按成因可以分为土壤矿物质基本上来自成土母质，原生矿物质和次生矿物质

原生矿物质        各种岩石受到不同程度的物理风化而未经化学风化的碎屑物，其原有的化学组成和晶体结构均未改变。

 次生矿物质        由原生矿物质经风化后重新形成的新矿物。土壤次生矿物分为三类：简单盐类、此生氧化物类和次生 铝硅酸盐类。

(二) 土壤有机质

土壤有机质概指土壤中动植物残体微生物体及其分解和生成的物质

土壤有机质的化学组成    

    包括碳水化合物、含氮化合物、水质素、含硫含磷化合物。 土壤微生物对有机质转化的作用

    土壤中的细菌、放线菌、真菌、藻类和原生动物等是土壤有机质转化的主要动力

有机质的转化两个过程

1  矿物化过程  进入土壤的动植物残体在土壤微生物的参 与下，把复杂的有机质分解为简单有机质的过程

2  腐殖质化过程  进入土壤的动植物残体在土壤微生物的作用下分解后再缩合和聚合成一系列黑色高分子有机物的过程

有机质对土壤肥力的作用

1. 土壤有机质含有丰富的植物所需营养元素和多种微量元素，不断供应植物吸收利用。

2.土壤有机质具有较强的代换能力，可以大量吸收保存植物养分，以免淋溶损失。

3. 土壤有机质和氨基酸等是络合剂，与钙镁铝形成稳定性络合物，能提高无机磷酸盐溶解性。

4. 二、三羧基酸与金属离子形成稳定络合物的能力较强，有活化土壤微量元素的作用。

5. 土壤有机胶体是一种具有多价酸根的有机弱酸，其盐类具有两性胶体的作用，有很强缓冲酸碱的能力。

6. 腐殖质是胶结剂，能使土壤形成良好的团粒结构，改善土壤耕作。

7. 腐殖质色暗，可增加土壤吸热能力，同时其导热性小，有利于保温。

（三）土壤水分

土壤水分是土壤重要组成成分和重要的肥力因素。它不仅是植物生活所必需的生态因子，而且也是土壤生态系统中物质和能量流动的介质，它存在于孔隙中。

土壤水分的来源及消耗

   主要来源于大气降水、地下水和灌溉用水，水汽的凝结也会增加几少量的土壤水 。       消耗主要有土壤蒸发，植物吸收利用和蒸腾，水分的渗漏和径流

土壤水分平衡     

                      △水=水收入-水支出

土壤水分类型

          土壤水分主要分为吸湿水、毛管水和重力水

吸湿水  土壤颗粒表面张力所吸收的水汽，不能移动， 植物不能吸收。  

毛管水  毛管孔隙中毛管力所吸附保存的水分，是自由液态水， 是土壤中植物利用的有效水分有两种：毛管上升水和毛管悬着水。

重力水  土壤水分含量超过田间持水量（毛管悬着水达最大值）时沿土壤非毛管孔隙向下移动的多余水分。        

(四)土壤空气

•主要来自于大气，组成成分和大气基本相似，质和量上与大气有所不同。

•土壤生物生命活动的影响二氧化碳比大气中含量高而氧气含量比大气低。

• 土壤空气中的水汽大于70% ，大气中小于4%，相差甚远 土壤固氮微生物能固定一部分氮气，增加土壤氮素含量，而土壤中进行的硝化作用和氮化作用，氮素又转化为氮气和氨释放到大气中，二者基本保持平衡。

五、土壤物质之间的相互作用

（一） 土壤机械组成

    组成土壤的大小不同的土粒按不同比例混合在一起表现出来的土壤粗细状况称土壤的机械组成或土壤质地。

    土壤质地分类是以土壤中各粒级含量的相对百分比作为标准的土壤质地的性质

土壤质地影响土壤水分、空气和热量的运动，也影响养分的转化（质地和有效水容量之间有密切关系）。    

土壤质地影响土壤结构类型，含粘土高的土壤易形成水稳定性团聚体和裂隙；细砂或极细砂比例大的土壤只能形成不稳定结构；粗砂无法团聚。

（二）土壤胶体的性质

土壤胶体是指土壤中高度分散粒径在1～100mm之间的物质。

土壤胶体的种类：按其成分和性质有三类：

土壤矿物质胶体，包括次生硅酸盐，简单的铁、铝氧化物，二氧化硅

有机胶体，包括腐殖质有机酸蛋白质及其衍生物等大分子有机化合物。             有机无机复合胶体，土中有机胶体和无机胶体通过各种键（桥）力相结合的有机-无机复合体。

土壤胶体的性质   1）巨大的表面和表面能 ；2）带电性 ；3）分散和凝聚性

土壤的离子交换

    土壤胶体表面与溶液介质中电荷符号相同的离子相交换。

（三）土壤溶液

土壤溶液是土壤中水分及其所含溶质的总称，溶液中所含物质有以下几类：

                  不纯净降水及其在土壤中接纳的溶解性气体

                  无机盐类

                  有机化合物类

                  无机胶体类

                   络合物类

土壤的酸碱反应  土壤中的酸性和碱性物质解离出H+和HO –数量中和 •土壤的氧化还原反应     氧化剂m+ +n 电子≒还原剂   土壤的缓冲性  土壤加酸或加碱时具有缓冲酸碱度改变的能力。

第二节  土壤形成与地理环境的关系

土壤是成土母质在一定水热条件和生物作用下，并经过一系列的物理、化学和生物化学过程形成的。母质层与环境之间发生了频繁的物质能量交换和转化形成土壤腐殖质和粘土矿物，发育了层次分明的土壤剖面，也出现了具有肥力的土壤。

一、成土因素学说

道库恰耶夫的土壤因素学说

函数关系方程          

           ∏=f(K,O,E,P )T  

   ∏为土壤； K为气候； E为岩石；   P为地形； T为时间； O为生物 

基本观点

1   土壤是母质、气候、生物、地形和时间五大自然因素综合作用的产物。  

2    所有的成土因素始终同时存在并同等重要和相互不可替代地参与了土壤形成过程。

3   土壤永远受制于成土因素的发展变化而不断地形成演化；土壤是一个运动着的和有生有灭或有进有退的自然体。

4   土壤形成因素存在着地理分布规律，特别是有由极地经温带至赤道的地带性规律。

二、成土因素对土壤形成的作用

(一)  母质因素

岩石风化的产物称成土母质，简称母质木质是土壤形成的物质基础多数土壤的属性均继承了母质的特性母质层具有不同的质地层可影响土壤的物质迁移转化过程不同母质对土壤的次生矿物有影响不同母质所形成的土壤养分状况不相同成土母质影响土壤的质地

（二）气候因素

    气候因素影响土壤水热状况，而水热状况又直接或间接地影响岩石的风化过程高等植物和低等植物及微生物的活动土壤溶液和土壤空气的迁移转化过程，因此决定了土壤中的物理、化学和生物的作用过程，影响土壤形成过程的方向和强度。

气候影响次生矿物的形成

气候影响岩石矿物风化强度

气候对土壤有机质的积累和分解起重要作用

气候影响土壤微生物的数量和种类

气候影响土壤的地带性分布规律

（三）生物因素

土壤形成的生物因素包括植物、土壤微生物和土壤动物，它们是土壤有机质的制造者和分解者，是土壤发生发展过程中最活跃因素。

绿色植物利用太阳能进行光合作用制造成活体有机质，在以有机生物残体形式聚集于母质表层，推动了土壤的形成和演化。

土壤微生物分解动植物有机残体释放其中潜藏的能量和养分供生物再吸收利用促进土壤肥力不断发展；还参与土壤腐殖质的形成.

土壤中的原生动物，各种昆虫等的残体也是土壤有机质来源之一，它们参与土壤有机残体的分解、破碎及翻动、搅拌疏松土壤和搬运土壤 。

（四）地形因素

 不同地形影响地表水热条件的重新分配。主要表现在不同高度坡度和坡向等对太阳辐射的吸收和地面辐射的差异。

地形支配着地表径流

地形影响成土母质的分配

地形影响土壤的发育过程

（五）时间因素

土壤发育的时间（成土年龄）可说明土壤在历史进程中发生发展和演变的动态过程，是研究土壤特性和发生分类的重要基础。

土壤有绝对年龄和相对年龄

绝对年龄是指土壤在当前新风化层或新的母质上开始发育时起直到目前所经历的时间 。   

相对年龄是指土壤发育的阶段或发育的程度。

(六)  人类生产活动

人类生产活动对土壤形成和性质的影响是有意识有目的的，是在认识土壤客观性质的基础上对土壤进行利用改造定向施肥，创造不同熟化程度的耕作土壤 。

三、土壤形成的基本规律

自然土壤形成的基本规律是地质大循环与生物小循环过程矛盾的统一  

地质大循环，是指结晶岩石矿物在外力作用下发生风化变成细碎而可溶物质，被流水搬运迁移到海洋经过漫长的地质年代变成沉积岩，当地壳上升，沉积岩又露出海面成为陆地，再次受到风化淋溶 。

生物小循环 ，是指植物吸收利用大循环释放出来的可溶性养分，通过生理活动制造成植物的活有机体，当植物有机体死亡之后，在微生物的分解作用下，又重新变为可被植物吸收利用的可溶性有机物。

四  主要成土过程

1. 原始成土过程  在裸露的岩石表面或薄层岩石风化物上着生细菌、放线菌真菌等微生物，即后生长藻类， 再后生长地衣、苔藓，它们开始积累有机物并为高等植物生长创造条件。

2. 灰化过程  土体亚表层SiO2残留R2O3及腐殖质淋溶及淀积的过程。

3. 粘化过程  土体中粘土矿物的生成和聚集过程。

4. 富铝化过程  土壤形成中土体脱硅富铝铁的过程。

5. 钙化过程   碳酸盐在土体中淋溶淀积的过程

6. 盐渍化过程  土体上部易溶性盐类的聚集过程。

7. 碱化过程    土壤吸收复合体上交换性钠占阳离子交换量30%以上，pH大于9， 呈碱性反应，并引起土壤物理性质恶化的过程。

8. 潜育化过程   低洼积水地区土体发生还原的过程

9. 潴育化过程   土壤形成过程中的氧化还原过程

10. 白浆化过程       土壤表层由于土体上层滞水而发生的潴育漂洗过程。

11. 腐殖质化过程   在生物因素影响下，在土体中尤以土体表层进行的腐殖质累积过程。

12. 泥炭化过程       有机质以植物残体形式的累积过程。

13. 土壤的人为熟化过程   在人类合理耕作利用改良及定性培育下，使土壤向着肥力提高的方向发展的过程。

第三节  土壤的分类及空间分布规律

一、土壤分类

（一）国外土壤分类

1. 前苏联

   强调土壤的与成土因素和地理景观之间的相互关系，以成土因素及其对土壤的影响作为土壤分类的理论基础，以成土过程和土壤属性（土壤形态、土壤物理、土壤化学、矿物及生物等）作为土壤分类的依据。 土壤分类系统中分土类、亚类、土属、土种、亚种、变种、土系、土相等８级。

２．美国

分类的具体指标是可以直接感知和定量测量的土壤属性，土壤类型划分只要一句土壤的诊断层和诊断特性。

诊断层：凡是用于鉴别土壤类型，在性质上有一系列定量说明的土层。

诊断特性：用于鉴别土壤类型的依据是具有定量说明的土壤性质。

土壤分类系统按土纲、亚纲、土类、亚类、土族、土系６级，共分出１１个土纲。

（二）中国的土壤分类

1.中国土壤发生学分类

   以成土因素、成土过程和土壤属性作为基础。 分类系统采用土纲、亚纲、土类、亚类、土属、土种、变种7级，以土类和土种为基本分类单元，共分12土纲，27亚纲，60土类，234亚类。

2. 中国土壤系统分类

以诊断层和诊断特性作为分类的基础，以定量化、标准化为特点。

二、 土壤空间分布规律

土壤分布的地带性规律是指广域土壤与大气和生物条件相适应的分布规律。它包括由于大气候生物条件纬度、经度及海拔高度变化所引起的土壤地带性分布规律。

（一）土壤分布与地理环境的关系

土壤带的三维成土分布因素函数     s=f(W*J *W） 式中  s 为土壤分布特征；W 为纬度；J  为经度； G 为海拔高度；)

(二) 土壤的水平分布规律；

1.  纬度地带性分布规律；

    太阳辐射从赤道向两极递减，气候生物等成土因子也按纬度方向呈有规律的变化 ，地带性土壤大致呈平行于纬线并以纬线呈带状分布两种表现形式：

      全球性的（ 由北而南的冰沼土带、灰化土带和砖红土带）

      区域性的

2. 干湿度地带性规律  

   海陆分布的态势不同，水分条件和生物因素从沿海向内陆发生有规律的变化，土壤带从沿海向内陆呈大致平行于经线的带状分布。

（三） 土壤的垂直地带分布规律

土壤的垂直地带性是指随山体海拔升高，热量递减，降水在一定高度内递减，超出一定高度后降低，引起植被等成土因素按海拔高度发生有规律的变化。

在相似的经度上从低纬到高纬垂直带谱由繁到简，同类土壤的分布高度有由高降低的趋势

在相似的纬度上由湿润到半湿润，半干旱及干旱地区，山地土壤垂直带谱由复杂趋向简单，同类土壤的分布高度则逐渐升高。 在相同或相似的地理位置，山体越高，相对高差越大，土壤垂直带谱越完整。

三、 土壤的地域分布规律

（一）土壤的中域分布规律

   在中型地形条件下地带性土类与非地带性土类按不同地形部位呈现有规律性的组合现象一般有枝形、扇形和盆性三种组合形式

（二）土壤的微域分布规律

    在小地形影响下在短距离内土种变种甚至土类和亚类既重复出现又依次更替的现象。

四、耕作土壤分布规律

同心圆式分布

阶梯式分布

棋盘式分布

框式分布

五、 世界土壤分布

亚欧大陆土壤分布规律

    在大陆内部自北向南依次为冰沼土、灰色、森林、土黑钙土、栗钙土、棕钙土、荒漠土、高寒土、红壤及砖红壤等；在大陆西岸自北向南为冰沼土、灰化土、棕壤、褐土、荒漠土；大陆东岸自北向南依次为冰沼土、灰化土、棕壤、红黄壤、砖红壤 。

非洲大陆土壤分布规律 

    以赤道为基准，向南北呈对称性地带分布依次为砖红壤、红壤、红褐土、红棕土、荒漠土。

澳大利亚土壤分布规律 

     土壤分布呈半环状，自北、东、南三面向内陆河西部依次分布为热灰化、土红壤和砖红壤、变性土、红棕壤、红褐土、灰钙土、荒漠土。

南北美洲土壤分布规律 

北美洲由于西部科迪勒拉山系呈南北走向延伸，土壤表现为干湿度地带性分布，由东而西土壤类型为湿草原土、黑钙土、栗钙土、荒漠土；东部因南北走向山体不高，土壤表现为纬度地带性分布，由北至南为冰沼土、灰化土、棕壤、红黄壤。

第四节   土壤类型特征

中国土壤分类系统把中国土壤划分出14个土纲：有机土、人为土、灰土、火山灰土、铁铝土、变性土、干旱土、盐成土、潜育土、均腐土、富铝土、淋溶土、雏形土和新成土。

第五节  土壤资源的合理利用和保护

一、土壤资源的概念

土壤资源是土地资源的重要组成部分是土地资源的基础。 土壤资源具有一定生产力，其生产力高低除了与土壤的自然属性有关外很大程度上决定于人类的生产科学技术水平。

土壤资源具有可耕性和可培育性，人类可以利用土壤的发展变化规律，应用先进技术，促使肥力不断提高，生产更丰富的产品，满足人们生活需要。

土壤资源的空间存在形式具有地域分异规律，表现在时间上由季节变化的周期性，土壤性质及其生产特性也随季节变化而发生周期性变化。

土壤资源位置情况有其固定性，面积有其有限性，同时具有其他资源不能代替的性质。

二、世界及我国土壤资源概况

（一）世界土壤资源概况

地球上陆地总面积约149×106km2 ,而无冰覆盖的面积约130×106km2 ，其中可耕地30×106km2,约占里总面积的23%，已耕地仅有14×106km2，只占陆地面积的10.7%。在世界上耕地分布很不平衡特别是与人口的分布不均匀不相适应。

我国土地资源概况

三、土地资源开发利用中存在的问题

（一）耕地逐年减少，人地矛盾突出

（二）土壤侵蚀的危害

（三）土壤退化生产力下降

（四）土壤盐碱化

（五）土地沙化

（六）土壤污染

四、土壤资源和合理利用和保护

（一）扩大耕地面积、盘活土地存量

（二）综合整治，合理布局

（三）改造土壤资源的障碍因素

１．防治土壤侵蚀

２．改良盐碱土

３．改良沙土地

４．防治土壤污染

５．培肥土壤提高单位面积产量

第七章 生物群落与生态系统

第一节 地球上的生物界

第二节 生物与环境

第三节 生物种群和生物群落

第四节 生态系统

第五节 陆地和水域生态系统

第六节 社会-经济-自然复合生态系统

第七节 生物多样性及其保护

第一节   地球上的生物界

     地球的年龄约为45亿～46亿年，在它的形成初期，地球表面为还原性大气。大约距今32亿年前地球上出现了最早的单细胞原核生物细菌，从那时候起生物赖以生存的地理环境发生多次重大的变化，与此同时生物在自然选择和自身的遗传与变异的共同控制下不断的、发生分化和发展，由简单到复杂由低级到高级由水生到陆生的演变过程形成了今天地球上十分繁荣的生物界。

人们为了识别地球上浩繁的生物种类，以便更好地利用和保护，对它们进行了分类。生物分类系统是长期以来人们通过比较生物形态与解剖特征的异同、习性的差别和亲缘关系的远近并加以汇同辨异，建立起来的一个能够反映生物碱亲缘关系和进化程度的有规律的分类系统。它采用的等级单位是界、门、纲、目、科、属、种。

种又称物种,是生物分界的基本单位。

种是起源于共同祖先、具有极为相似的形态特征和生理特征，且能自然交配产生可育后代的，并具有一定自然分布区的生物个体群。

一、原核生物界 

原核生物是一类起源古老、细胞结构简单不具备核膜、没有明显细胞核的原始生物，包括细菌和蓝藻。

细菌是自然界中分布最广繁殖最快个体数目最多的一类单细胞微生物。外形呈球状、螺旋状和杆状。菌体的直径约1微米左右。

按营养方式可分为异养的、光自养的和化能自养的三种，绝大部分是异养的。 它们分解有机物取得能量和营养物质，未被利用的分解产物以无机物的形式归还到环境中去重新被绿色植物吸收利用，在自然界的物质循环中起着十分重要的作用。

蓝藻是一类细胞中含有叶绿素和蓝藻素可进行光合作用的自养生物。有机体有单细胞的群体的和多细胞丝状体等结构。

分布很普遍，有些种类甚至出现于某些极端严酷的环境中。 许多蓝藻能固定大气中的氮，当藻体死后释放出较多的含氮化合物 ，为其他植物提供氮肥。

二、原生生物界

原生生物界是由原核生物进化而来的另一类微生物，有机体以单细胞的为主，也有一些群体。

细胞内都具有核膜包围起来的真正的细胞核属真核生物。

有些原生生物细胞内含有叶绿素和其他色素为光合作用的自养生物，有些不含有色素为非光合作用的异养生物。 原生生物主要生活于水中和潮湿的陆地环境中。

三、植物界

蓝藻是一种真核多细胞生物，单细胞者很少。 绝大多数植物的细胞中含有叶绿素和其他色素，属于能够利用太阳能制造有机物的自养生物，极少数是非绿色的寄生物。

包括藻类和高等植物。

藻类是一大群无胚发育、植物体也没有根、茎、叶分化的低等植物。主要生活于碱、淡水中。约有20000种。 高等植物可能产生于低等植物中的绿色藻类。植物分支为两支：

1. 苔藓植物（化石最早出现于泥盘纪）

    个体很小，高度一般不超过10有类似于茎叶的分化而无真根，体内无起输导作用的微管束组织，多分布与超市阴暗的地方是高等植物的一个盲枝。

2. 维管植物（包括蕨类植物、裸子植物和被子植物）

    是高等植物演化的主干。最大特征是异内出现了维管束组织提高了输导水分和养料的效率，并促使植物体产生了真正的根茎叶等器官，从而使这类植物具有对环境的高度适应能力。其中尤其以被子植物进化程度最高、结构最复杂，对环境的适应能力，最强种类数目也最多 。

四、 真菌界

真菌属于真核生物，在二界分类系统中划归植物界，但是又具有很多特征故列为一个独立的生物界。主要特征有：

体内不含可行光合作用的任何色素而为营腐生或寄生生活的异养生物有机体大都是由多细胞生物的菌丝聚集在一起而形成的菌丝体。外表呈灰色黑色和色或红色等大多数真菌的细胞壁是由几丁质（甲壳质）组成，细胞内贮存的物质主要是脂肪和肝糖。以各种孢子进行繁殖

五、动物界

动物属于体内不含光合色素的真核一样生物。构成躯体的细胞没有细胞壁；体内的细胞因生理功能不同发生了分化，形成了许多组织，一定种类的组织联合起来司某种生理机能而成为器官，许多不同的器官再联合为器官系统。动物界的种类非常繁多形体结构与净化程度差异很大，因此被划分为许多类群，其中主要有环节动物、软体动物、节肢动物、脊索动物。

第二节   生物与环境

从生态学观点看，环境是指生物有机体或生物群体所在空间内的一切事物和要素的总和。生物是主体，环境是相对主体而言的,它包括非生物的所有自然要素也包括主体生物之外的其他一切动植物。

环境对于生物的影响很大，控制和塑造着生物的全部生理过程形态结构和地理分布。 在环境对生物发生影响的同时，生物有机体特别是他们的群体也对环境产生相当明显的改造作用

一、生态因子作用的一般特点

（一）概念

环境中对生物的生长、发育、繁殖、行为和分布有影响的环境要素叫生态因子（Ecological factors）.

生态因子种生物生存不可缺少的那些因子称作生存条件（Existing conditions）.

当一个或几个生态因子的质或量低于或高于生物生存所能忍受的临界限度时,生物的生长发育、繁殖就会受到限制，甚至引起死亡，这些接近或超过耐性上下限的生态因子称作限制因子。

（二）生态因子对生物的作用的一般特点

１）综合性　各种生态因子并非孤独地对生物发生作用，而是相互制约、相互影响，并共同在一起对生物产生影响。

２）非等价性　诸因子中必有１～２个是起关键作用的主导因子而其他因子的作用相对小些。

３）不可替代性　都不可缺少，一个因子的缺失不能用另一个因子来代替。

４）限制性　地球上各种生态因子的变动幅度非常大，而每种生物所能忍受的范围却有一定的限度。

（三）生态幅

生物在其生存过程中对每一种生态因子都有其耐受的上限和下限，上限和下限之间就是生物的对这种生态因子的耐受范围或称作生态幅（ecological amplitude），其中包括最适宜范围。

各种生物对生态因子的耐受范围不同，有耐受范围很宽广，称作广生态幅生物；有的被限制在一个狭小的环境中生存，为狭生态幅生物。 一般的，生物对生态因子的耐受范围越广，它对环境的适应能力越强。

二、生态因子与生物

生物生态环境中的生态因子只要有光、温度、水、空气、土壤、周围其他生物等。

（一）光和生物

地球上所有生物的生存都必须有能量的供给。太阳辐射被绿色植物所吸收，光能转化为化学能贮存在合成的有机物中，除植物本身消耗外还为其他一切生物提供所需的能量。

光的性质、光照强度和光照时间的长短对生物的生长、发育、形态特征、生殖、行为和地理分布都有明显影响。

光的性质即光的波长对植物的生态作用最为明显。

红橙光和蓝光被绿色植物吸收得最多，是光合作用中最有效的生理辐射光；红光鱼塘的形成关系密切；蓝光则有利于蛋白质的形成；黄光和绿光多被植物反射；紫外光能抑制茎的伸长和促进花青素的形成，还对生物具有杀伤致死作用。

光照强度因时空而发生变化，各种生物对光照的适应程度不同。 

有些植物喜欢生长在阳光充足的空旷地方或森林中的最上层，而有些植物只有在阴暗处或森林的最下层才能找到。 

不同的动物对光强的反应不一样。有的动物是应予在弱光下生活，为夜行性动物，有的则适应于在较强光照下生活，是昼行性动物，第三类动物在拂晓或黄昏时分出巢活动。

日照强度  地球上不同纬度地区每天的日照强度即白昼持续时数有差别。

日照长短的变化之地球上最严格和最稳定的周期变化，是形成生物节律最可靠的信号系统。长期的适应使各类生物对日照长短或说对昼夜长短比例的反应格式不同，就在生物中普遍存在光周期现象（Photoperiodism）。日照长短对动物的生殖、换毛和迁移有明显影响对植物有影响。

（二）温度与生物

各种生物对温度都有一定的适应范围。在此范围内生物体内的生物化学过程才能正常进行。植物一般是0～45℃的温度范围。

    高温的伤害主要在于减弱光合作用而增强呼吸作用，使两者失衡。

    低温的不利主要是冻害，低于零下的温度会使细胞间隙的自由水结冰，挤压细胞质造成机械损伤并使细胞失水而萎缩。

大多数动物生活在﹣2～50℃温度范围。温度对动物生长发育和形态的影响表现在低温可以延缓恒温动物的生长，由于其性成熟延缓，动物可活得更久、长得更大。 温度对动物行为的影响在于使动物主动选择适宜的温度环境，以利其生存。

贝格曼定律    个体大的动物其单位体重散热量较少，有利于保温，个体小者体表面积较大则增加散热量，有利于降低体温。

阿伦定律    在寒冷地带的哺乳动物类动物，身体上的突出部分如四肢尾巴和外耳有缩短变小的趋势。恒温动物对低温的另一种形态适应是增加毛和羽毛的数量和质量或增加皮下脂肪的厚度。

（三）水和生物

生命起源于水环境。水是所有生物生存不可缺少的重要因素。

首先，水是生物有机体的重要组成成分。

其次，生物的一切代谢活动都必须有水为介质，营养物质的吸收和运输、食物的消化、激素的传递以及其他各种生物化学过程都必须在水溶液中进行。

第三，水是植物进行光合作用的重要原料。

第四，水的热容量大，吸热和放热的进程比较缓慢，为水生生物创造了一个稳定的温度环境。

第五，对于生物的热量调节和能量代谢具有重要作用

（四）空气和生物

空气对生物的影响包括空气化学成分和空气运动两方面。空气的化学成分比较复杂，其中氧和二氧化对生物的影响显著。

氧是动植物呼吸作用所必需的物质，生物正是借助于吸收氧气分解体内贮存的有机物，取得维持生命活动所需的能量。 二氧化碳是植物光合作用的原料之一，主要来自于空气，其浓度的高低直接影响光合作用的强度，绿色植物对大气污染具有净化作用：

1.绿色植物对有害气体的吸收  具有巨大的 叶面积有吸收有害污染物的主要器官。 

2.绿色植物的减尘作用 植物的茎叶以其粗糙的表面、绒毛或分泌的树脂、粘液等滞留空气中的尘埃，净化大气。

3.绿色植物的杀菌作用 通过绿色植物的减尘作用和植物分泌的杀菌苏都可以减少大气的细菌数量。

4.绿色植物减弱噪声、吸滞放射性物质和CO2作用。

（五）土壤与生物

1.  土壤是陆生植物生长发育的基地和营养库，它具有供应和调节植物生活中所需水分养料和空气等条件的双重作用。

2.  土壤和植物之间以极大的接触面积进行着频繁的物质交换。土壤供应植物的水分和矿质营养元素植物的代谢产物和枯叶又促进土壤的形成和影响其理化性质。

3.  土壤的酸碱度影响矿质营养盐类的溶解度，从而影响矿质元素被植物吸收利用的有效性。

4. 土壤中易溶性盐类含量过高时发生盐渍化现象，使土壤溶液浓度过高，渗透压增大、 植物吸收水分困难，出现生理性干旱，种子发芽和植株生长不良，限制了一般植物的生存。对动物来说，土壤是不大其更为稳定的生活环境，其温度和湿度的变化幅度小得多，因此土壤常成为动物极好的隐蔽场所，在土壤中可以躲避高温、干燥、、大风和阳光直射等不利因素的影响。

（六）生物之间的关系

1. 竞争（Competition）

    对事物生存空间和其他条件具有相似或相同要求的不同物种，为了自身生存，相互间都力求抑制对方，从而给对方都带来不利影响 ，谓之竞争。

种间竞争的结果是发生生态分离．

高斯的竞争排斥原理（competitive exclusion principle ）: 生态学（或生态位）上相同的两个物种不可能在同一地区内共存。

２．寄生作用（Ｐａｒａｓｉｔｉｓｍ）　一种物种的个体（寄生物）生活在另一个物种个体（寄主）的体内或体表，并从其体液或组织中吸取营养以维持生存。 寄生常降低寄主生物的抵抗力，但并不一定导致寄主生物的死亡。

3. 捕食作用（Ｐｒｅｄａｔｉｏｎ）

捕食生物袭击并捕杀被捕食者生物作为食物。捕食者生物因获得食物而受益，被捕食者或猎物则受到抑制（植物）或死亡（动物）。捕食并不总是有害的，一方面不是这作为一种自然选择的力量淘汰了有疾病衰老或有其他方面不理想的被捕食者，可以说是一种天然的质量控制法。另一方面通过捕食作用可以调节生物种群的数量，维持生物种群间和生物与环境负荷间的平衡。

原始合作（Ｃｏｏｐｅｒａｔｉｏｎ）与互利共生（Mutualism ）

原始合作又称互助，在一起生活的两个物种彼此从中都受到利益，但他们并不需要互相依赖，可以单独生存。互利共生则是两个不同物种的有机体密切地结合在一起，在共同的生活中双方均获得利益，但彼此不能分开单独生存。

三 、生物对环境的适应

1  生物的适应（Ａｄａｐｔａｔｉｏｎ）是指生物的形态结构、生理机能、个体发育和行为等特征与其长期生存的一定环境条件相互统一。生物对环境的适应有趋同适应和趋异适应类。

2  趋同适应（Convergent adaptation）是指亲缘关系相当疏远的不同种类的生物，由于长期生活在相同或相似的环境中，通过变异和选择，形成相同或相似的适应特征和适应方式的现象。

3  趋异适应（Divergent adaptation）或称辐射适应是指同一种生物的若干个体，在不同环境条件下长期生活，形成了不同的适应特征和适应方式。

注意：

不论是趋同适应还是趋异适应都是通过改变生物的形态结构生理生态机能或行为等特征而实现的。

生物的适应现象不是固定不变的，而是有节奏的季节变化和昼夜变化，使得适应性具有动态变化的特征。 生物能够产生某些生态适应特征与环境相协调，是生物与生物之间以及生物与无机环境之间在长期的生存竞争中通过遗传变异和自然选择逐渐产生和形成的。

第三节 生物种群和生物群落

在自然界任何生物种的个体都不可能单一孤立地生存着，总是以同种的许多个体或不同中的许多个体成群而出现在一定的空间中。

一、种群及其一般特征

生态学上把占据着一定空间或地区的同种生物的个体群叫做种群。自然界种群是物种存在物种进化和表达种内关系的基本单位，是生物群落和生态系统的基本组成成分，同时也是生物资源开发利用和保护的具体对象。

（一）种群的数量和密度

在一定的空间中某种生物个体的总体数目为种群的数量或大小； 在单位空间或面积内的个体数目叫做种群的密度。影响因素：

物种的繁殖特性

种群的年龄结构和性比

种内和种间竞争

环境条件的不同和变化。

（二）种群的年龄结构和性比

若按龄级（如1～5龄，5～10龄等）或繁殖状况（如繁殖前期，繁殖期，繁殖后期）分组，计算各龄级的个体数目与种群总个体数目的比例即为年龄结构。

种群中个体的水平分布格局

种群的成群分布形式较为普遍。

形成因素：

　环境资源分布不均匀

　植物的繁殖往往以母株为扩散中心

　动物的社会行为使其结合成群

（四）出生率和死亡率

出生率（Ｂｉｒｔｈ　ｒａｔｅ） 泛指生物产生新个体的能力，包括生产、孵化、出芽、分裂等多种形式。 死亡率（Ｄｅａｔｈ　ｒａｔｅ）是指中群中个体死亡的速率，是种群个体数量衰减的因素。

（五）　种群增长

是指随时间的变化，一个种群内个体数目的增减变化情况。在自然的条件下，由于制约因素的存在，种群的数量是稳定地在一定的范围。

（六）　种内关系

表现形式： 　竞争、领域性和婚配制度 。种内竞争具有调节种群数量动态变化的作用。

二、生物群落及其特征

若干个生物种群有规律地结合在一起，形成为一个多生物种、完整而有序的生物体系，即生态群落。

(一)   种类组成 

概念

1. 物种多样性（Ｓｐｅｃｉｅｓ ｄｉｖｅｒｓｉｔｙ）　生态群落中物种数目的多少（丰富度）和各物种个体数目的多少（均匀度）两个参数的结合。

2. 多样性梯度（Diversity  gradient）  物种多样性的表现。

3．生态位（Niche） 群落中每一个生物中所占据的小生境（住所，空间）和它的功能（作用）结合起来。

4．优势种（Ｄｏｍｉｎａｎｔ　ｓｐｅｃｉｅｓ）　个体数量多生物量大职业覆盖地面的程度也大，生活能力强和对生境具有明显影响的生物种群。

5．建群种（Ｃｏｎｓｔｒｕｃｉｖｅ　ｓｐｅｃｉｅｓ）　优势种中的最优势者，即覆盖面积大占有最大空间，在建造群落和改造环境方面作用最突出的生物种。

6．伴生种（Companion species）  群落中的其他次要的种类。

（二）群落的外貌与植被的生活型

外貌是认识和区分群落类型的重要特征之一。

植物群落的外貌主要决定与群落种优势种的生活型。 生活型（Life form） 植物长期受一定环境综合影响所表现出来的生长形态。

（三）　群落的结构

１．群落的垂直结构——呈层现象 （Ｓｔｒａｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ）

　　生活型不同，对环境有不同需求的植被分别出现于地面以上不同高度和其根系分布于地面以下不同深度，从而使整个群落在垂直空间有了上下不同层次的分化。

２．　群落的水平结构 ——镶嵌性（Ｍｏｓａｉｃ）

形成原因：小地形的起伏变化

　　　　　土壤湿度或盐渍化程度的差异

　　　　　光照状况的不同

　　　　　动物活动

　　　　　植物依靠根蘖或根茎繁殖

３．群落的生态结构 ——层片（Synusia）

前苏联著名植物群落学家B.H.苏卡乔夫：“层片具有一定的种类组成，这些种类具有一定的生态生物学一致性，而且特别重要的是它具有一定的小环境，这些小环境构成植物群落环境的一部分。”

（四）群落环境

群落在形成过程中，随着各种生物的逐渐定居，通过植物枝叶的遮荫和挡风，根系不断地分泌有机化合物，枯枝落叶层覆盖地面和较弱地表径流，微生物对有机质的分解 以及动物的活动等，不断、地改造原来的物理环境，是群落内部形成了显著不同于其周围裸地的环境，即群落环境。

（五） 生物群落的动态

1.植物群落的季节变化

 季相（Ａｓｐｅｃｔｉｏｎ)　　　　　

   在不同的季节植物发芽、展叶、开花、结果、落叶、休眠等。 群落的生产力生物量植物体内的营养成分和群落环境发生周期性变化。

２．　生物群落的演替  

在一定地段上一种群落被另一种群落 所代替的过程叫做演替（Ｓｕｃｃｅｓｓｉoｎ）

分类：

　按群落所在地的基质状况分为原生演替和次生演替。按群落演替发展方向分为进展演替和逆行演替。

（六）　群落的分类　

我国普遍采用的植被分类单位

植被型（Ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ ｔｙｐｅ）

群系（Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ）

群丛（Ａｓｓｏｓｉａｔｉｏｎ）

第四节　生态系统

一、概念  

生态系统（Ｅｃｏｓｙｓｔｅｍ）指在一定空间内生物成分（生物群落）和非生物成分（物理环境）通过物质循环和能量流动相互作用相互依存而形成的一个生态学功能单位。

二、性质

生态系统是一个开放系统，必须依赖外界环境提供物质和能量的输入和接受输出。

生态系统是一个控制系统或反馈系统，在一定范围内具有自我调节和自组织能力保持其相对平衡。

生态系统是一个动态系统，要经历由简单到复杂从不成熟到成熟的发育过程。

三、生态系统的组成   ——四类成分

1. 非生物成分    包括太阳辐射能、H2O、CO2、O2、各种无机盐类和蛋白质、脂肪、糖类、腐殖质等有机质。

2. 生产者     绿色植物蓝藻和为数不多的光和细菌与化能合成细菌。

3. 消费者     包括各类动物 ，分类植食动物和肉食动物。

4. 分解者     主要指细菌真菌和一些原生动物。

四、生态系统的结构

1. 食物链   生态系统中以生产者为起点，一些有机体以吃和被吃的关系，即通过食物关系彼此联结而形成的一个能量与物质流动的系列。

2. 食物网  各个食物链彼此交织、错综连接形成复杂的能量与物质流通的网络。

3. 营养级   在食物网中各食物链上凡属于同一级环节上的所有生物种。

五、生态系统的功能  

      单向的能量流动

      循环式的物质流动

      信息的传递

（一）生态系统有机质的生产

包括初级生产和次级生产两个主要过程。

1. 绿色植物的初级生产  

 绿色植物通过光合作用固定太阳能生产有机物，为生态系统的其他成分和生产者本身利用。

  绿色植物所固定的太阳能活所制造的有机质的数量称为初级生产量或第一性生产量。 在单位面积上净初级生产量日积月累所形成的有机质数量叫做生物量（Ｂｉｏｍａｓｓ）．

２．消费者动物的次级生产

　  各级消费者动物直接或间接利用初级生产的物质进行同化作用，把植物性物质转换为动物性物质，使自身得到生长、繁殖和物质和能量的贮存。

一级消费者植食动物的次级生产过程

　　Ｃ＝Ａ＋ＦＵ　Ａ＝Ｐ＋Ｒ　　Ｐ＝Ｃ－ＦＵ－Ｒ

生态系统的能量流动

（三）生态系统的物质循环

生物地球化学大循环（Biogeochemical cycle） 三大类型：

       水循环（Hydrologic cycles）

       气体型循环(Gaseous cycles)

       淀积型循环(Sedimentary cycles)

1. 水循环  

水分子从水体和陆地表面蒸发以及通过植物的蒸腾进入大气圈，然后遇冷凝结以雨雪等形式不断地回降到地球表面的过程。

2.气体型循环

3.淀积型循环

四、生态系统的反馈调节与生态平衡

当生态系统处于相对稳定状态时，生物之间和生物与环境之间出现高度的相互适应与协调，种群结构与数量比例持久地没有明显变化，能量和物质的输入和输出大致相等以及结构与功能之间相互适应并获得最佳协调关系。，这种状态就是生态平衡（Ｅｃｏｌｏｇｉｃａｌ　ｂａｌａｎｃｅ）．

反馈机制

负反馈：是生态系统在受到一定干扰后恢复和保持其稳定平衡状态。

正反馈：生态系统受到内部或外界某因素的干扰引起了一些变化。这些变化反过来又加强了某些因素的干扰和所引起的那些变化，使生态系统远离平衡状态。

第五节　陆地和水域生态系统

一、陆地生态系统的主要特征

非生物环境具有极大的复杂性和更富于变化的特征。具有较高的平均生物生产量和巨大的生物物质积累量动态变化较明显，包括季节性变化和其他类型的演替。相当明显的有规律的空间分布格局。

二、陆地生态系统的空间分布格局 ——三向地带性

纬度地带性：热量气候带的带状分布

经度地带性（干湿地带性）：海陆分布和大气环流等因素作用。

垂直地带性：海拔升高温度和气体逐渐降低，风速和太阳辐射加强，降水量先增加后减少。

三、陆地生态系统的主要类型  

１．热带雨林

２．热带稀树草原

３．亚热带常绿阔叶林

４．温带阔叶林

５．北方针叶林

６．温带草原

７．荒漠

８．冻原

四、水域生态系统的主要特征

 1. 环境比较均一，变化比较和缓，并较少出现极端情况（水具有流动性和较大热容量）。

2.  生物量倒金字塔（各种浮游藻类）

五、水域生态系统的分类

  按水化学性质 ：

                淡水生态系统   

                海洋生态系统

（一）淡水生态系统

包括河流湖泊细流河水库等。

按水的运动分类： 流水生态系统； 静水生态系统 ；海洋生态系统

第六节　社会—经济—自然复合生态系统

概念

　  在一定的社会经济和科学技术条件下，经过人们的干预把自然生态系统分别改造为农业生态系统和城市生态系统，它们以人为核心以自然环境为基础，进行频繁的社会和经济文化活动，并且彼此结合共同形成为一个复杂的整体。

一、农业生态系统

农业生态系统（Agroecosystem）

   是指在人类活动的干预下，一定区域的农业生态群体与其周围自然和社会经济因素彼此联系、相互作用而共同建立起的固定、转化太阳能，获取一系列农副产品的人工生态系统 。

以作物栽培为主体的农田生态系统最为重要。

农田生态系统的主要特点

生物成分显著变化

 系统结构明显简化

 是一个能量和物质大量流通的开放系统。

 生物生产量一般较高

 具有明显的地域性特点

 人是农田生态系统的核心，社会因素起重要的导向作用。

生态农业（Ecological agriculture）

  按照生态学和生态经济学原理，应用系统工程等现代化科学技术，把传统农业技术和现代农业先进技术相结合而建立起来的一种多层次、多结构、多功能、具有良好经济效益、生态效益和社会效益的集约经营管理的综合农业生产体系。

具体地说，就是在一定区域有效地运用生态系统中生物的共生原理、生物的相克趋利避害原理、多种成分间的相互协调和互补原理以及物质循环再生与能量多层次多途径转化和利用原理，全面规划、总体协调，建立能合理利用自然和社会资源、保持生态稳定和持续高效的优化农业生态系统，是具有良好的经济、生态和社会三种效益统一的农业生产体系。

生态农业的主要优点：整体性；协调性；地域性 ；高效性控制性 ；层次性 ；稳定性 ；改善生态环境

中国现有生态农业系统类型 ：

生物立体共生型

物质能量多层分级利用型

基塘式水陆结合型

区域整体规划的综合型生态农业系统。

城市生态系统的特点：

1．城市生态系统以人为主体，生物量常具有倒金字结构。

2. 食物链简化        植物→（植食动物→) 人

3. 能量和物质流动巨大、转换迅速

4. 依赖性强，独立性弱，自我调节能力小

5. 是人类对陆地自然生态系统影响最强烈的地方

生态城（Ecopolis）

按照生态学原理建立起的一类社会、经济、自然协调发展，物质、能量、信息高效利用，生态良性循环的人类聚居地。建设途径： 

     生态工艺的设计和改造

     协调共生关系的建立

     生态意识的普及和提高

第七节 生物多样性及其保护

一、生物多样性的概念

生物多样性（Biological diversity）是指在一定时间和一定地区所有生物（动物、植物、微生物）物种及其遗传变异和生态系统的复杂性总称。

三个主要层次

       遗传多样性、  物种多样性、  生态系统多样性

遗传多样性 （Hereditaty diversity） 是指存在于生物个体内、单个物种内以及物种之间的遗传变异的总和。

遗传变异是生命进化合物中分化的基础，也是物种多样性的根本原因。

物种多样性（Species diversity) 指某一区域内生物种类的丰富度或物种总数目。

生态系统多样性（Ｅｃｏｓｙｓｔｅｍ　ｄｉｖｅｒｓｉｔｙ）是指生物圈内生境、生物群落和生态学过程的多样性以及生态系统内生境差异和生态学过程变化的多样性。

二、生物多样性价值

１．直接使用价值

２．间接使用价值或生态功能

　改善人类生存环境，维持自然界生态平衡等。

３．潜在价值或选择价值

　为后代再利用生物多样性方面提供选择机会。

三、全球生物多样性概况及受威胁现状

四、生物多样性保护

（一） 就地保护

　　　 自然保护区

（二） 迁地保护 

　　　动物园、植物园、水族馆、畜牧场、引种培育中心等人工保护中心

（三）离体保存

　　　建立植物种子库动物细胞库等

第八章 自然地理综合研究

第一节 自然地理环境的整体性

第二节 自然地理环境的地域分异

第三节 自然区划

第四节 土地类型研究

第五节 人地关系研究