1991年6月底到7月上旬
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绪论
1991年6月底到7月上旬,长江下游和淮河流域出现了第二次"梅雨",
洪水袭击了中国人口稠密,经济发达的地区.这次洪涝灾害中,降雨量并无
1954年夏季大,但其灾害强度却是百年未遇的.地理学家陈吉余等在《解放
日报》发表文章指出,经过计算,如果人们没有围垦太湖和阻塞河道,水位
决不会超过1954年水位,太湖水位将比实际水位低约20cm,在广袤的三角
洲平原地区,如果水位下降20cm,洪灾的强度将大大地缩小.难道人们不知
道围垦湖泊,阻塞河道的危险后果吗 不.然而人口的不断增长加重了土地
资源的农业承载,而经济的发展需要将土地转为非农用的,土地资源紧张,
围垦能获得新的土地,可能的灾害性后果被暂时忘记了.资源,环境与发展
之间,真是矛盾重重.如何来协调人口,资源,环境与发展的问题 这需要
专门的知识,专门的科学. 十多年来,改革开放的大潮一次又一次地席卷中
国大地,中国的经济与世界的经济已经发生了不可分割的联系,在这种形势
下,经济投资的重点将趋向什么地方,各地区具有什么优势和劣势,资源在
开发中占有何种地位,区域的经济政策怎样才是合理的,与之相应的环境将
会发生何种变化,这种变化将会带来何种后果,这些问题也构成了一个学科
的主题.
由于人类的活动,大气中的CO■含量正在增加,CO■的增加将产生温室
效应,温室效应将使气候发生变化,从而引起全球性的农业生产潜力,海平
面,土地等等自然环境和生态系统的变化,并产生经济社会冲击.如何分析
和评估这种变化,也构成了专门的学科问题.
所有上述问题,都有一个共同的特点,就是它们都发生于地球表层空间.
不仅如此,它们也是地球表层空间特有的现象.离开了大气圈层和其他圈层
如水圈的相互作用,也就没有了全球环境变化问题;离开了人类(人群圈)
对水圈,生物圈的依赖,也就没有了我们前面提出的第一,第二个问题.要
回答或研究这些问题,需要专门学科,这个学科旨在透彻地将地球表层系统
及其内部现象作为对象,研究它们的运动和发展规律.这个学科就是地理学
或称地理科学.地球表层就是"地",我们要探索的就是这个"地"的"理"
——地球表层系统,现象与过程的规律与法则.
地理学发展到现在,大约经历了三个阶段,古代景观分布知识的积累阶
段,近代的物理观地理学阶段和现代的系统观地理学阶段.
地理学是一门古老的学科.在古代,地理学致力于各地的风土人情即自
然特征和人文特征的观察记录.在中国,地理学发展很早.相传,夏禹时代
铸有九鼎,鼎上分别绘有当时我国各地的山川地形.《诗经 周颂》已经提
到了地图,这一证据表明,中国人发明地图至少已有3000年的历史.大约成
书于春秋时代的《山海经》,是我国最早的地理经典.战国时代成书的《禹
贡》,是我国最早的地理学学术著作,它已有了全国自然区划,人地关系以
及土壤分类等重要地理概念.与中国古代地理学平行发展的是欧洲的地理
学.大约公元前600年,希腊人阿那克西曼德绘制了以希腊为中心的世界地
图.稍后,毕达哥拉斯学派提出了大地是圆形的概念.
地理学发展到了十五世纪,进入了地理大发现时期.哥伦布到达美洲,
大大开拓了地理学的视野.为了适应经济,军事和殖民主义的要求,十六世
纪开始,地理探险蓬勃发展,关于全球的地理知识迅速地丰富起来,许多知
识也变得准确了.大约经过了三个世纪,地理大发现和地理探险的辉煌成就,
结束了古代地理学,地理学作为一个知识荟萃学科的功能结束了.
地理学的第二个发展阶段是它的近代阶段,这也可以说是地理科学开始
的阶段.近代地理学的奠基人首推德国人亚历山大 冯 洪堡(1769—1859).
洪堡总结了地理大发现的丰富材料,结合自己的大量考察,研究了地形,气
候,植物,土壤之间的关系.他还将地图发展成为一种研究工具,而不是地
理学的研究目的.他首创了等温线,从而清楚地揭示了地带性现象.洪堡还
提出了physical geography这个词,强调把地理学建设成为象physics那样
的关于地球表层简单法则的学科.同时,他又强调地球表层的总体研究,并
依据这种思想写成了巨著《宇宙》.这两项工作,使得地理学最终建立了自
己的科学原则和目标.
近代地理学的另一位创始人是卡尔 李特尔(1799—1859).李特尔一
生担任过好几个教师职位.他一再强调他教的是"新的科学地理学",与传
统的关于国家和城市事实的"枯燥摘录"截然不同.李特尔一生写有巨著《地
学通论》,又名《地球科学——它同自然和人类历史的关系》.李特尔强调
人与自然的紧密关系,奠立了人文地理学的基本原则.与洪堡不同,李特尔
认为地理学并不被要求象其他事物学科那样去追求事物原理,他的基本观念
是追求"整合性",并且强调以人类为中心.
洪堡(1769-1859)李特尔(1799—1859)
洪堡和李特尔奠定了近代地理学思想原则后,地理学成为了一门科学.
此后,主要是沿着洪堡的思想路线,地理学得到了发展.两个世纪以来,地
理学发展了自然地理学,人文地理学与区域地理学三个分支.自然地理学和
人文地理学以解析地理事物运动的原因为主,努力去建立一些法则.人文地
理学同时继承了李特尔关于人与环境关系的思想,注意了二者的整合性.区
域地理学除了上述科学解析特点外,还继承了古代地理学作为知识学科的功
能.地理学三足鼎立的局面持续了近一个半世纪.
近代地理学的一个发展特点是它不断地"抛弃"自己.沿着洪堡的物理
主义思想,针对特定的地理对象发现规律,揭示法则,从地理学中发展了水
文学,大气科学,海洋科学,人口学等等.这些学科的发展反过来丰富了作
为母体的地理学.借助这些学科知识,地理学者试图从某一个角度"整合"
地理学,或者从洪堡和李特尔的整体研究思想出发,地理学发展了一些新的
分析观念,如"人地关系论","空间论","景观论","生态论","区
域论"等.这些学科大抵都从一种"整合"观念来解析现象,并且具有自己
特有的概念体系和分析方法.整个一个世纪中,地理学显示出强烈分化,百
舸争流的局面.
地理学发展到了本世纪五十年代出现了新的特点.这一时期人类逐渐认
识到人类社会的发展正在受到挑战:人口膨胀,资源贫乏,环境恶化,人口,
资源,环境与发展的矛盾日趋突出.这些问题传统上属于地理学领域,因此
地理学重新强调了洪堡提出的整体研究的原则,改造了李特尔的以人类为中
心的思想,并且再次重视他的"整合"观念,从而注重研究以PRED为代表的
一类综合问题.与此同时,地理学分支研究依然得到发展.分支研究力图从
分化出去的侧面来分析整体问题,如从气候学角度研究全球环境变化,从地
缘政治角度研究全球经济发展问题.另外一方面,新的专门对象被提出来,
如城市,山地,区域经济系统等.这些对象是以环境或区域的综合形式表现
的,它们本质上是一个系统.城市地理学,山地学,海岸学,区域科学应运
而生.现代地理学的综合是以新的分化形式表现出来的.类似于近代地理学
分支气候学,水文学,经济地理学,现代地理学中,城市最终以一种特殊的
地理现象从地理对象中分化出来,就象当年大气科学从地理学中分化出来一
样,发展着自己的专门学科.不过城市从一开始就被认识为系统,因此,新
的分化同时意味着综合,意味着洪堡"象物理那样"的观念和李特尔"整合
性"观念的结合,城市环境中水文现象,气候现象的联系被发现并被加以细
致研究,这种成果又被用于分析城市的人口分布,经济区位.现代地理学的
综合以专门对象为基础,是对近代地理学分支学科内容的综合.车轮转了一
周,没有回到原点,地理科学没有回到古代地理学作为知识汇编学科的位置
上.
现代地理学以综合为主,但它并没有抛弃气候学,地貌学,经济地理学
等经典学科,相反是以综合的原则给它们注入了新的精神,这就是两个问题:
l)以PRED问题为中心,2)系统分析.气候系统,水文系统,地貌系统和区
域经济系统的概念,迅速地建立起来,几乎所有学科都将PRED问题作为重点
之一.这个过程中,近代地理学及其分支学科也就转变成为了现代地理学.
PRED与系统分析是现代地理学的标志.仅仅把现代地理学认识为综合地理学
是不正确的.综合与分析共存于现代地理学.
现代地理学兴起,主要起因于社会需要,但是也与地理学本身的发展分
不开.地理学长期重视整体研究,在系统理论发祥之前,地理学差不多已经
发展了现代系统论的全部概念或观念,苦于没有数学工具,科学陈述和分析
不能严密化从而发展迟缓.系统数学的发展和计算机的问世,为地理学分析
和模拟复杂问题提供了可能,因此,地理学得到了长足的进步.五十年代以
来,不断有人宣称"地理学革命",反映了现代地理学正在完善化.现代地
理学最终将建立什么体系,目前还不明确,但是PRED和系统分析这两个核心
的存在,已经为地理学的现代发展奠定了基础.
你是在一个地理学的革命时代开始对地理科学的系统学习并且可能以此
为契机进入地理学领域的.首先你必须学习必要的学科知识.在地理学科的
学习中,你将开始了解地球表层系统是如何运动的,这个表层是怎样由大气
圈,水圈,岩石圈,生物圈,土壤圈和你自己参与的人群圈构成.地理学从
环境和区域的两个视角来观察和研究这种系统和它的过程,这种视角你需要
逐步培养.
在地理学的专业训练中,你将懂得如何从复杂的地球表层现象中去找出
解决问题的关键,你会从许多的理论,经验和例子的阅读中去不知不觉地形
成地理思维,而分析方法训练,野外考察将进一步地把你培训成为地理学家.
为了完成地理训练,你还需要学习数学,计算机,物理学,经济学等的基本
知识,掌握它们的分析方法.学习是必要的,但是学习不能代替思考,在地
理学的学习中,你决不可停止你的思考.
地理事物常有两个基本的特点,地域性和综合性,即它总是定义在某一
地域或者说地球表层的某一部分的,它们之间发生紧密的联系并且总是以系
统的形式呈现在你的面前,因而它们的运动规律与它们的相互联系密不可
分.地理学就是研究地理事物的科学.地域性,综合性是你在分析地理问题
时应该把握的准则,也是你观察的基本准则,在本书的学习中,我们希望能
培养你能从事地域分异分析,系统分析的初步能力,掌握初步的知识,认识
环境与区域运动的基本规律.总之希望你形成初步的地理观念.景观与空间
是地理学的最基本概念.最基本概念是不可定义的,如物理学中的"物质",
数学中的"集合"与"系统",它们只能被感觉地理解.我们通常说的"地
域"就是"地理表层".空间是地域的几何抽象,我们一般把它处理为二维
或三维,用以表征地理事物的相互几何位置和结构形态.景观"就是"结构
化了的地理事物,它在外观上有相互可以区别的特征.由于运动规律密不可
分的地理事物相互的紧密,使地理事物之间不能以任意形式共同组合在一
起,它们只能形成特定的但富多样性的东西,即景观.空间与景观,我们只
能在地理学的学习和研究中慢慢地感觉和理解.
这本书附了一部分思考题,它试图补偿正文叙述的不足,更主要的是促
进你的思考.著名物理学家索末菲致信青年海森堡说,你必须认真地作习题,
这样你才知道哪些你已经懂了,哪些你还未懂.后者后来成为了本世纪最伟
大的物理学家之一.本书的材料是丰富的,许多材料是为了培养你的地理观
念而添加的,如果你机械地去背诵这些材料,那将是十分不幸的事情;当然,
你必须掌握基础的知识,因为思考问题需要知识.华罗庚讲学习需要先把书
读厚,然后再把厚厚的书本"读薄",你能把这本书"读薄"吗 试试看.
作者序
地理科学是一门内容广泛,分支众多并且在迅速发展的科学.经过几十
年的分化和发展后,要求按新的科学视角,应用前景来撰写综合性的地理学
引论教材是艰难的,特别是当我们考虑到课时限制和中国的国情时,这一任
务就更富于挑战性.我们几个青年地理学工作者幸运地接受了这一挑战.
在过去的几十年内,地理学分支的发展已经形成了自己独立的体系和概
念系统.在撰写综合性地理学著作时,首先碰到的是各分支学科概念的一致
性问题,其次是如何从独立的体系中寻找彼此之间的有机联系.笔者在反复
请教黄秉维先生,严钦尚先生后,确定了以地域分异规律,地理系统学说为
基本线索,以环境和区域作为中心概念展开综合地理学体系.在此基础上,
丁金宏,吴必虎,章可奇,孙胤社和笔者于1991年5月,6月和10月就综
合地理学的内容和本书的章节作了讨论.我们的专业分别是:丁金宏(人口
地理及经济地理),孙胤社(经济地理及数量地理),吴必虎(人文地理),
周清波(大气物理与气候),章可奇(地貌学及自然地理),王铮(理论地
理与遥感).多学科作者的来源为我们完成本书提供了可能.
在我们手头,有好几本国外近年来出版的地理科学导论教材,它们的共
同特点是涉及大量的科学知识,具有很大的篇幅,如果完全按照这种模式去
撰写我国的教材,必然脱离我国的实际情况.我们在参考了卡列斯尼克的《简
明自然地理教程》之后,确定尽可能反映地理全貌,主要问题,发展方向,
注意精简正文内容,通过图表辅助说明的原则.书中附有的大量图表,它们
基本上是补充性的,说明性的材料,但是,从完备科学体系和为学习者提供
基本素材方面看,它们又是必要的,这也正是国外一些导论教材的特点.俗
话说:千言万语不如一张图.但千错万错也常源于一张图.教师在教授本书
时,对学生阅读图件给予适当指导是必不可少的.众所周知,即使国外那些
大篇幅教材也未必能完好地介绍地理学的大部分内容,因此,我们在每一章
后面附上了部分思考题,目的是补充正文的不足,引导学生去阅读进一步读
物,同时更重要的是,试图启发学生深入思考和分析.
本书首先讲述地球系统.第二章讲述基本的地理过程,这部分内容是分
支发展的结果,它们是现代综合地理的基础,又为学习后面的内容提供了必
要的知识.本书第三章试图讲述地理学的普遍规律.什么是地理学普遍规律,
众说纷纭.作为教材,在这里仅仅叙述了一些普遍被接受的观点,我们的一
些看法并未包入,当然关于基本规律的叙述,渗入了我们的认识和模式.本
书的前三章构成了本书的基础,它可以作为约40个课时的教材.最初我们拟
仅编写这部分内容,后来在请教了黄秉维,严钦尚等学者后,我们感到了最
初设想的不足,哲学的,抽象的研究不能代替实证研究,我们必须补充具体
的科学内容,避免诱导学生向"吹牛家"的方向发展,而应注重培养他们坚
实的善于处理具体问题的能力.本书重点放在叙述地理学基本概念,内容体
系结构上,但注意到地理学的应用性,因为增加了第六章的内容.显然,地
理学应用决不限于发展和规划,实际上,工程地理学等正在方兴未艾.
由于我国过去不强调知识产权问题,许多论文和书籍在引用别人的发现
和创造时未注明出处.本书在引用这些材料时碰到的一个困难就是无法确定
原作者,因此本书对有关材料的说明采用两种格式:"据某甲",即有证据
表明某甲是原作者;"取自某乙",即从某乙的论文或著作中引用,作者不
能判断某乙是否为原作者.我们希望有关专家,读者对上述内容提供信息,
以便再版时修正.对原作者说明错误的地方,请原作者鉴谅并提供证据以便
再版时更正.
为完成本书的编写我们作了认真的努力.初稿撰写由多人完成,在初稿
基础上,经王铮调整,分头开始了二稿写作,最后由王铮对二稿按共同的原
则,统一风格修改,补充和重写,以保持本书的一致性和思想的连贯性.成
稿后,由王铮,吴必虎,丁金宏,章可奇等共同讨论,反复修改而成为第三
稿.在第三稿完成后,高等教育出版社委托北京大学地理系王恩涌教授主审
了本书.参加审稿的还有中国科学院地理研究所所长郑度教授,副所长张丕
远教授,华东师范大学地理系系主任许世远教授,北京师范大学地理系系主
任邬翊光教授,北京大学城市与环境科学系副系主任黄润华教授,南京大学
大地海洋科学系副系主任谢志仁副教授,兰州大学地理系伍光和副教授,东
北师范大学地理系白光润副教授和高等教育出版社汪安祥编审.根据审稿意
见,由王铮,丁金宏对本书作最后的修改.本书由王铮担任主编,吴必虎任
副主编,第二稿撰写者如下:绪论,王铮,第一章,1 1吴必虎;1 2王铮,
吴必虎;1 3吴必虎,王铮;第二章,2 1—2 4王铮;2 5孙胤社,王
铮;2 6吴必虎;2 7,2 8吴必虎,王铮;第三章,3 1—3 4王铮;3 5
王铮,吴必虎;第四章,4 1—4.5王铮;4 6胡大鹏,刘岩;4 7周清波;
第五章,5 1,5 2,5 5,5 6王铮;5 3孙胤社;5 4王铮,孙胤社;
第六章,6 1丁金宏,孙胤社,刘岩;6 2,6 3丁金宏;6 4王铮.提
供初稿的还有赵荣,耿侃,余素明同志.书末的索引由刘历完成.
本书的写作过程中,作者请教了黄秉维先生,严钦尚先生,左大康先生.
华东师大许世远教授,张超教授,刘树人教授,中国科学院地理所张丕远教
授,陈建绥编审,都为本书的写作提供了指导,高等教育出版社黎勇奇副编
审一直关心和帮助本书的写作,华东师范大学地理系为本教材的完成提供了
许多支持.刘历,刘小玲帮助整理部分稿件和设计了部分图件,在此一并致
谢.
王铮
1992年8月31日于中关村
序
分工愈细,综合愈重要.中国科学院在50年代就已提出这一见解,用常
识就可以判断这是有普遍意义的见解.
钱学森教授提出地理建设的概念,实际上也就是分工愈细,综合愈重要
的概念.他着眼于对人类生存与发展息息相关的地球表层,着眼于中长期的
建设.这是他在几十年间参与建立跨学科科学及解决重大建设问题中经过深
思熟虑所孕育的真知灼见,代表着客观存在于许多人心目中的要求;但只有
他进一步地考虑到不但有需要,而且有可能为此而建立一门综合性的科学.
从60年代起,有不少人研究大气中"温室气体"浓度不断增大并引致温
度增高的问题,至80年代才逐渐认识到要解决这一问题必须综合研究物理
的,化学的与生物的自然过程.由于社会公众和许多国家政府的重视,研究
工作得到雄厚的资助,在综合的指导下分头进行,获得了迅速发展,至80
年代后期,在分析基础上的综合已建立所谓地球系统科学的倡议,将全球自
然过程的各个侧面融为一体,实际工作已涉及对人类社会的影响与所应采取
的对策,人文科学的对象亦被囊括在内.在原则上,与钱老创见殊途同归.
所不同的只在于钱老所针对的是地球表层的建设,而地球系统科学只集注于
全球温室气体增暖一个问题.
从上述两则事实来看,以地球表层为对象,在综合指导下分析,又在分
析基础上综合,是一个非常重要的研究领域.在传统的科学中,地理学与此
最相近似.近代地理学自19世纪中期奠立以来,曾经有过好些不同的定义,
但都没有否定其主旨是研究作为人类居所的地球表面,即地球表层.不过从
20年代起,科学研究加速向纵深发展,分工愈细,综合虽愈重要,难度亦愈
大,地理学界中,能掌握自然界各个侧面的已日趋寥落;企图驾驭自然与人
文两方面的论著则往往流于空疏浮浅,见重于学术界的尤为罕见.我于1930
年进入大学地理学系,此前一年,D.-Johnson,美国地理学家协会主席,任
期届满,循例发表主席演词,题为《地理学前瞻》,长达70页,历述各国地
理学在学术界中处境艰难,探讨如何能兼有博与深的对策.自此以后,复兴
迹象未见,而第二次世界大战遽起,很多地理学家在参与战时工作之中,深
切地体会到传统地理学的弱点,在战后亟谋更张.有人称战后地理学为现代
地理学.英国是现代地理学发展比较好的国家之一,其主要趋势是各分支发
展较快,偏重深入提高,离心倾向日益增强,危及地理学作为一门科学的存
在,直至近十多年间,才出现为数有限的综合性著作.不少地理学家忧心忡
忡,但亦有少数地理学家认为此乃情势之常,不足为虑.分支茁壮发展,终
将为综合工作奠定基础.我同意后一观点,却不赞成坐待观成,而主张积极
地探索综合的途径,不但可以避免水已到而渠未通,更可促进各分支的茁壮
成长.
实现钱老的倡议,建立与健全地球系统科学,有赖于许多有关科学的通
力协作,但地理学界必须不辞艰苦,奋力攀登.中国地理界当前的弱点之一
是缺少地理学通论的修养.在30年代及以前,德国地理学系以此作为最重要
的必修课程,由资望最隆的教授担任.而在中国则由资望最浅的教师讲授,
也有不设此课程,而只设自然地理学(有时亦称地学通论,其内容亦以自然
地理为限).50年代起,中国的大学地理学系已全废除地理学通论此一课程,
甚至自然地理课亦由几位教师各讲授其中一部分;近年才有少数地理学系开
始设立地理学通论.地理学界中缺少这方面的修养,自然就很难产生有综合
能力的人才.局限于一个或两个分支,更看不到他们的研究对象在整个作为
人类居所的地球表层中居于何等地位.不弥补这一缺点,地理学者都坐井观
天,离心倾向愈强,凝聚力愈弱,地理学要由混合物上升为化合物的阻力亦
愈大.实现钱老的希望虽然为理势之所必至,时间上却要延滞许多.王铮同
志等广征博引,编著此书,正符合当前的需要.如果以此为开端,能使有较
多的学者有共同语言,至少可使一部分地理工作者从事综合的与研究各分支
的逐渐形成指臂相使的队伍,更好地朝所悬的目的前进.凡事都是"作始难",
"作始简",不可能一蹴而就.改进提高寄希望于作者与读者的共同努力.
黄秉维
1993.2
地理科学导论
第一章 地球系统
地理科学研究地球表层内的各地理圈层组成的系统.这一系统处于来自
地球外部环境和地球内部环境的共同作用之下.何谓地球外部环境 地球首
先是太阳系中的一颗行星.太阳系,乃至宇宙是它的外部环境,或天然环境.
而所谓地球内部环境是指地球表层受到地壳内部各种过程的影响.地球的构
造系统中,地球表层系统不过是它的一个子系统.这个子系统,涉及到大气
圈,岩石圈,水圈,生物圈,人群圈,因此在物理意义上显得特别复杂,各
圈层的相互作用,成为这一系统演化的内部动力.
第一节 行星地球
1.1.1太阳与地球
我们生活的地球,是太阳系中的一颗行星,地球绕太阳公转,并且绕自
己的轴自转.地球不是严格的正球体,它是一个旋转的椭球体,长半轴长
6378.140km,短半轴长6356.755km,扁率很小,约为1/298.25,接近正球,
习惯取地球半径为6371km.它的平均密度为5.5g/cm3,质量为 5. 976×1021
吨.
图1.1.1我们的太阳
日全食时日冕的形状十分不规则(Hal Observatory)
对地球影响最大的天体是太阳.太阳的形状是一巨大的光球,但如果把
日冕也作为它的一部分,太阳则呈星云状,孤悬于太空之内,或圆形或椭圆
形,边缘呈刷毛状.在日食时,这种形状最清楚.太阳表面平均温度高达 5497
℃,其能量总输出达 3.86×1026J/s,合 5×1023马力. 太阳的磁场强度平
均大于地球磁场100倍,其中最强部分大于地球20万倍,因此它的变化对地
球磁场的变化有影响.太阳距地球约1.5亿公里(一个天文单位),并不太
远,因此太阳辐射出的热量,到达地球一般只需约8.3分钟.当太阳的辐射
热垂直到达大气层上部,日地又处于日地平均距离时,其能量约为1.97carl/
(cm2 min),常称作太阳常数,但其中有1/3被大气吸收或反射,即只有
1.4carl/cm2 min到达地面.这些能量维持地球上一切生物的生存.
太阳光球是太阳的视表面,它是一个完整的球面.由光球辐射进入太空
的光波,有可见光(波长0.4—0.7微米)和不可见光(波长小于0.4或大于
0.7微米)两种.在太阳光球表面温度较低的地方(温度较光球低 1000℃),
由于明亮光球的反衬,显得暗黑,这些暗黑的斑点称为太阳黑子.当黑子周
围光球温度也变低时,黑子则演化为耀斑,耀斑会发射强大的光波;在太阳
黑子所在的地方,正是太阳出现磁暴所在地.黑子的出现具有周期性,通常
为11年.
图1.1.2太阳系
太阳不仅供给地球以能量,它的一举一动都会给地球上的环境带来很大
的影响.例如,耀斑的出现,使紫外线,X射线突然增强,使地球高层大气
的气体分子电离后形成的电离层受到突然骚扰,电离层的离子浓度急剧增
加.电离层能反射并吸收无线电波,使短波电讯中断.1982年6月 14日(北
京时间) 14时20分出现的耀斑就曾使地球上的短波通讯中断几乎达1小
时,对人类生活造成很大影响.
图1.1.3竺可桢(1890—1974)
对地球上的磁场,气候变化影响最大的是太阳黑子的活动.地磁活动量
与太阳黑子相对数基本上同步起伏升降.大黑子群和大耀斑都能引起磁暴.
磁暴会增强地球磁场的强度,并产生电流及其附加磁场,导致地面输电线感
应出较大电流,造成过载或烧毁部件的事故;导致地球上罗盘导向失灵,造
成航行事故.还有人认为,太阳黑子活动还与人类某些疾病的发生与流行有
关.黑子活动与气候变化有很强的相关性,这一点已被多种事实证明.竺可
桢认为,黑子多的世纪,也是我国历来严冬多的世纪.德国的柯本,美国的
W.亨姆费莱也认为,黑子多的年份,欧美各国气温偏低,反之偏高.而太阳
活动的11年周期,22年周期被认为会引起气候,地震灾害的周期活动.此
外,太阳还会产生向外辐射的粒子流,它们能引起地球上生物活动的异常.
总之,我们人类生活着的地球表层是个开放的系统,与宇宙间事物有着
密切的联系.
太阳系中,除了太阳之外,还有九大行星.九大行星中,按离太阳由近
及远的次序为水星,金星,地球,火星,木星,土星,天王星,海王星,冥
王星.从地球上看起来,水星,金星,火星,木星,土星等五大行星比较明
亮,肉眼可见,而另几颗则不易看到,需借助于天文望远镜才能看到.除九
大行星外,太阳系中还有无数的小行星,目前已发现并编号的超过2700多
颗,这些小行星大多存在于火星轨道与木星轨道之间(图1.1.2),目前已
经能够断言,除地球以外的八大行星中没有适合人类居住的环境."只有一
个地球",爱护我们的地球环境是人类的基本义务.
1.1.2行星地球的地理特性
作为太阳系中的行星,地球与所有的行星一样,围绕太阳作旋转运动,
这种绕日运行称为地球的公转.从地球北极上空向下看,地球公转呈逆时针
方向,其轨道为椭圆形,但其偏心率很小,故轨道接近正圆(图1.1.4),
这个轨道可称为黄道.地球公转的周期为一年.一年的长度依参考点的变化
而变化.地球连续两次通过太阳中心与另一恒星的连线同地球轨道交点的时
间间隔,为一恒星年,其长度为365日6时9分9.7秒,这是地球公转的真
正周期;若以春分点为参考点,则称为回归年.所谓春分点是指在天球上太
阳一年一度经过的黄道与天赤道的升交点,它每年要向西(顺时针)移动一
定距离,称为进动,所以回归年比恒星年短20分24秒.回归年与季节的变
化密切相关.
地球公转有重要的地理意义,地球上的季节变化就是由于公转引起的,
季节变化的原因是由于地球倾斜着围绕太阳旋转.地球公转轨道所在的平面
为黄道面,地球的赤道面与黄道面存在约23.5°的夹角,即地轴倾斜23.5
°(见图1.1.4).在夏至点附近,地球北半球倾向太阳,遥远的太阳光平
行地射到地球上,使北半球得到更多的热量,北极圈内出现"日不落"的极
昼现象,北半球为夏季.南半球则出现相反情况,经历冬季,南极圈内出现
极夜.在冬至点附近,南半球朝向太阳,出现相反的情况.在春分,秋分的
位置,赤道正对太阳,不同的纬度经历同样的日照时间,图1.1.4地球公转
运动图 1. 1. 5说明了不同纬度全年日照变化,由此形地轴与黄道面法线有
23.5度夹角成了地球上的季节变化.显然,低纬度的气温的季节性变化是不
明显的.极昼和极夜出现在南北纬66.5°以上的区域,这是因为地轴倾斜造
成的.当地轴倾角有所变化时,地球上各纬度得到的太阳辐射分布也将发生
变化,必然引起地球环境的改变.
地球不仅有公转,而且还有自转,自转象公转一样,具有重要的地理意
义.地球的自转周期为日,自转一周的时间约为 23时56分4秒,人们采用
24小时来规定日的长短,是出于使用 的方便.为了补偿这种误差,规定了
"闰年制".
为了描述太阳与地球的相对运动,定义了天球坐标系,如图1.1.6所示.
天球坐标系以地心为原点.由于春分点在天赤道上有进动,太阳一个回归运
动的时间短于恒星年.前面提到的"黄道",准确地说是地球公转轨道在这
个天球坐标系上的投影.
地球的自转引起的各种效应对人类生活和其他自然现象具有深刻影响.
首先它引起日夜更替,太阳只能照射地球的一半,表现为白昼,另一半则为
黑夜.这一变化引起许多现象的日周期变化.
第二,地球自转使全球不同经度上具有不同的时间,由于在地球上看起
来太阳是从东向西运行的(因为地球自转从西向东运行),因此地球上某点
的时间比其西边的某点要早些.为了便于交流,人们规定了不同的时区,以
协调这种关系,在中学教材中包含的时区内容,我们已经熟悉.
第三,地球自转使气流和水流的路径发生固定的偏转,这种偏转效应在
全球风系和洋流系统中都有明显反映.这种偏转力称为科里奥利力
(Coriolisforce),用Fc表示.Fc是地球上质量为 m的物体在地球自转角
速度ω和它自身运动线速度ν的共同作用下产生的一种惯性力,其大小与纬
度有关:
Fc=-2mνωsinφ(1)图1.1.6天球坐标系
其中φ为纬度,ν为物体运动速度,ω为地球自转的角速度,m为物体
质量,由式(1)知Fc的方向在北半球向右偏,在南半球向左偏.
科里奥利力对地球表层运动有重要意义.地球的大气运动,因此变得更
为复杂;在海洋中,产生了洋流偏转.地理环境的发展演化也与科里奥利力
密不可分.例如许世远等(1985)发现,由于科里奥利力的作用使长江口水
道不断南偏,出现长江口北岸沙岛并岸,南岸平行淤长,在泥沙的充分供应
下,发育了广阔的长江三角洲(图1.1.7).
潮汐是地球上另一种由于天文原因产生的自然现象,海水每天有规律涨
落,称为潮汐.潮汐涨落前后相连的高低水位差称为潮差.相连两次高潮位
或低潮位时间称为潮周期.潮汐主要起因于月球对地球的作用.根据万有引
力定律,月球对地球表面的水质点将产生引力,引力的方向指向月球中心,
引力大小为
Fp=G
M
R
×1
2
(2)
式中R为月球中心到某一单位水质点的距离,M为月球的质量,G为引力
系数.图1.1.8
从a—d,长江口左岸不断发育沙洲,沙坝,由于河道右偏,北支水道不
断淤塞,沙坝(岛)并岸,使三角洲不断得到发展
图1.1.7长江三角洲发育模式(据许世远等简化,1985)
中细实线为月球引力.与此同时,由于地球和月球还围绕两者公共质心
K公转(由于地球比月球大,K点位于地-月中心线上,距地心为0.73倍地
球半径),地球上的水质点还受到离心力的作用.由于公转时所有的质点均
以相同的半径和相同的速度作圆周运动,故离心力的大小和方向都是一致
的,如图1.1.8中虚线所示.这一离心力与月球对地心E点单位质点的引力
大小相等,方向相反,其大小为
FE=G
M
D
×1
2(3)
式中D为地球与月球之间的距离,其余符号同前.
FC与FE的合力即为引潮力,如图1.1.8中粗实线所示.在地球上的各个
地方,除地心E点引力和离心力相互抵消之外,其余各处都有大小不等,方
向不同的引潮力,上述潮汐成因说,称为静力潮汐论.
静力引潮汐论假定地球表面全部为海水所包围,在引潮力的作用下,海
水表面将形成椭球曲面形式的平衡面,如图1.1.8中点线所示.当引潮力背
向地球方向时,海水向上运动,水位上涨;当引潮力指向地球中心时,海水
向下运动,水位下降,形成潮汐现象.图中B,D两点相当于涨潮的高潮位,
A,C两点相当于落潮的低潮位.当然,宇宙中的其他天体(如太阳和其它星
球)对地球上的水质点也会产生引潮力,但它们不是质量太小就是距地球太
远,都不及月球带来的引潮力大,所以决定地球上潮汐变化的主要动力是来
自月球的引潮力.静力潮汐论为潮汐理论打下了基础,能解释潮汐的一般现
象,但是,它在理论上仍有较大的缺点,还不能解释实际中所发生的许多特
殊的潮汐现象.
引潮力是由于天体与地球的相对运动来决定的,由于这种运动具有周期
性,因此,潮汐变化也具有周期性,它的周期性变化有:日周期变化和半月
周期变化等.由潮汐成因可知,地球各地在一个太阴日即24小时50分之内
的涨落潮周期是不一致的,由此可将潮汐分为三种类型.即(1)半日潮.在
一个太阴日内,发生二次高潮和二次低潮,相邻两次高潮或两次低潮的高度
几乎相等,涨潮历时和落潮历时几乎相等(6小时12 5分).(2)混合潮.
一个太阴日内发生的两次高潮或低潮的高度相差很大,涨落潮历时也不相
等.较高的一次高潮叫高高潮,较低的一次高潮叫低高潮,较低的一次低潮
叫低低潮,较高的一次低潮叫高低潮.(3)全日潮.在一个太阴日内,只出
现一次高潮和一次低潮,潮位曲线为对称的余弦曲线,如图1.1.9.潮汐半
周期的变化起因于太阳,月球和地球的位置,当三者位于同一直线时引潮力
加强,产生大潮,当日地连线与月地连线相垂直时,产生小潮.每月有两次
这样的机会,因此产生了半月周期.此外由于天体运动的复杂性,潮汐还有
月周期,年周期,8.85年周期和18.61年的长周期等变化.
图1.1.9潮汐的类型(据Dafant)
图1.1.8月球的引潮力
地球天文运动的最主要后果可能是天文气候带(也称温度带)的产生.
由于地球是球形的,平行入射到地球上的一束太阳能量,在高纬度散布在更
大的面积上,即单位面积得到的能量低于低纬度的.能量入射的差异控制了
地球表层的运动,因此形成了"天文气候带".天文气候带由赤道带,热带,
中纬度带,寒带和极地带组成.
赤道带位于赤道两边大约到北纬10度和南纬10度之间的地区,该带内
的太阳的日照全年都很强烈,而白天和黑夜的时间大致相等.北回归线与赤
道带之间是北热带,南回归线与赤道带之间是南热带,它们分别跨北纬10—
25度的纬度带和南纬10—25度的纬度带.在这带中,太阳在某一至点时接
近天顶,而太阳在另一至点时日照明显地减少.因此,存在一个明显的季节
的周期,并伴随着有一个大的全年总日照.传统上热带这一词已广泛用来表
示南北回归线之间47度纬度内的整个带.可能在许多字典中查到热带的这种
定义.但是现代地理科学已经修改了这种定义,以适应新的发展.
热带向极地方向接着的过渡区一般称作亚热带,为了方便起见,人们指
定这些带是北纬和南纬20—35度的纬度带,但要注意,"亚热带的"这个形
容词用以描写向极地或赤道方向扩展几个纬度内出现的现象.
中纬度带也称温带,它处于北纬和南纬35—55度之间,在这一带内太阳
的入射角的移动有一个相对较大的范围,因此日照的季节差异是明显的.与
热带相比,在白天和夜间时间上有明显季节性差异.
向极地一侧紧接中纬度带的是北纬和南纬55—60度之间的寒带(或亚极
地带),它是中纬度带和极地带之间的过渡带.
越过北纬和南纬66.5度的北极圈和南极圈是极地带,北半球的称为北极
地带,南半球的称为南极地带.
我们特别规定了极地带的纬度范围是北纬和南纬60—75度,但是这些界
线并不是不可改变的.极地带在白天和夜间的长短方面有着很大的年变化,
这是二至点之间日照有着很大的不同而产生的.
北极带和南极带是纬度75度和极点之间的圆形地区,由于黄赤交角为
23.5度,这里6个月的白天和6个月夜间的极地变律是很明显的,同时产生
日照的季节性差异的极限.
1.1.3地球定位系统
地球是球体,人类为交流需要而设计的定位系统,也就具有球面上的特
征.这套定位系统首先是由地球的自转决定的,自转轴与球面的交点称为两
极,分别称为南极和北极.极点以外的任何一点都随着地球旋转而运动,旋
转一周形成一个整圆,即纬圈.沿纬线的方向是正东或正西方向.通过两极
点的半圆称为经圈,通过地面上任何一点都可以作出一经圈.沿经线方向是
正南或正北方向.纬线和经线共同构成地理经纬网,这个网络系统对我们来
说非常重要,称之为地理坐标.为了精确地给出某点的坐标,经纬线需用某
种数学方法表示其位置,纬线是用赤道向两极方向的角距离来表示的,在赤
道上为0度,在北极(或南极)为90度.经线是以通过英国伦敦附近的格林
尼治皇家天文台旧址的一根经线为准线,向东或向西的角距离来测定的,它
的最大值为180度,有了经度和纬度,我们就可以为任何一个地球表层上的
点定位.
经纬网定位方法是一种科学定位方法,在漫长的历史时期,人们还用地
名来定位.地名定位虽然没有经纬网定位精确,但却更具有直观,易记的特
点.一般地,地名可分为地理事物名称和人群聚落名称两大类.前者如太平
洋,东海,黄河,太湖等;后者如俄罗斯,上海市,陆良县,吴滩乡等.一
个地名一般由专名和通名两部分组成,如海,山,河,省,市,县,乡等是
通名,其前的称呼为专名.地名常常是演化的,它常常反映环境的变化,文
化的过程和发展以及其他政治,历史因素.如"睦南关"改名"友谊关"等.
关于地名的研究,兴起了所谓的地名学,它与地理科学有一定的联系.
第二节 地球的构造
上一节我们讨论了人类生活的地球表层之外的宇宙环境.除此之外,我
们人类还受到岩石圈及其之下部分地球内部构造特点的影响.对这一范围的
研究,构成了地质学和地球物理学的内容.
1.2.1地球的结构
人们通过研究地震,火山活动等自然现象,初步了解了地球的内部构造.
透过地球内部传播的地震波表明,地球的内核是固态物质,其外为液态的外
核所环绕.地核中的这两部分可能主要是由铁和镍组成,温度都超过4000℃
以上,由于地球是旋转着的,因此液态的外核也在运动,人们认为这一运动
是造成地球磁场的原因(图1. 2. 1).
地球磁场在地球上形成了南磁极和北磁极,磁极与地球极点并不重合,
因此产生了磁偏角.在地史时期,地球的磁极是游移的,有时甚至出现磁极
方向倒转,利用沉积物中铁介质记录的古地磁极位置研究环境的演化,是地
质学和地理学的一种常见方法.
图1.2.1地球的结构
地核以上的部分为地幔,地幔的内壳是较厚的固体物质,外壳较薄,其
最外层呈潜柔状态.地幔的外部主要由固体岩石组成,仅有一小部分为液态,
就是因为有这一小部分软柔物质的存在,使地幔在一定压力下发生变形.
地幔又分为上地幔与下地幔,地下410—1000km是上下地幔的过渡区.
与地核,地幔相比,地壳的厚度是很薄的,其厚度在洋底仅达5—10km,陆
壳的平均深度为35km,在高山地区可达100km.地壳与地幔的界面称莫霍面.
莫霍的名称是为了纪念它的发现者南斯拉夫科学家莫霍洛维奇.莫霍面是一
个地震波传播速度不连续面,地震波波速的不连续反映了物质力学性质不连
续,因此被确定为地壳和地幔的界面.洋壳由玄武岩组成,其矿物成分与地
幔的成分相似,比重达3.3,而大陆地壳则主要由花岗岩组成,主要矿物成
分为硅和铝,其比重一般为2.8.在大陆壳下部大多存在玄武岩,但在洋底
却不会出现陆壳岩石,大洋壳与大陆壳具有完全不同的性质.大洋壳年龄一
般不超过1亿年,大陆壳要比洋壳古老,有些古老的陆核(称地盾),年龄
超过了20亿年.地壳表面大多为沉积物所覆盖,大陆上出露的沉积岩占据了
75%的面积.
图1.2.2洋壳与陆壳(取自威利,1971)
(a)洋壳,其数字为地震波传播速度(b)陆壳,特别表明了切穿石圈或地
壳的深大断裂
地面以下距平均地面约50—200km处,也存在一个地震波传播速度不连
续面,称作古登堡面.古登堡发现了这一界面.古登堡面以上的部分称岩石
圈.岩石圈是固态的,岩石圈比地壳更具有地质意义.岩石圈下覆的上地幔 75
—175km 间,有证据表明存在所谓软流层.软流层内地幔物质的运动被用于
解释最基本的地质现象,如认为软流层中存在"地幔对流",引起岩石圈板
块的运动,有证据表明,莫霍面并非是横向连续的,许多岩石圈深大断裂破
坏了它的连续性,沿着这些深大断裂地幔的岩浆可能上升到地壳来.
地球上大陆的地质基础并非完全一致,大陆可以划分为若干地文省(图
1.2.3),它们具有重要的地理意义.地文省主要有三种类型,即(1)古老
的地盾,为古老的陆核,加拿大地盾被认为是最古老的,这些地区发育了古
老的平原.(2)地台地区,为一薄层平展的较年青的沉积岩所覆盖的地块.
地盾和地台区形成平原地貌,如俄罗斯平原和华北平原.(3)褶皱山系,主
要由新生代,中生代和古生代构造运动所形成.喜玛拉雅山系就是新生代以
来构造运动形成的最年轻的褶皱带.地台(及地盾)与褶皱山系地带有不同
的矿产资源,你可能在地质学的课程中学到.大洋则主要由年轻的大洋海盆,
洋脊,洋隆,岛弧,洋沟等组成.
图例:粗线,大洋脊的活动裂陷体系;细线,大洋断层;点线,洋沟;浅阴
影,大陆地台;散点,大陆地盾;网格,第三纪褶皱山链;黑色,新生代火
山地区
图1.2.3世界的主要地文省(据威利,1971)
图1.2.4固体地球各个水平间的面积分配(据H.Sverdrup等,1942)
(a)频率分配(b)累积高深曲线
全球的大陆与大洋面积并不相等,分布也不均匀,地球表层70%以上为
大洋所覆盖,三个主要大洋中的每一个都大于最大的大陆——欧亚大陆.太
平洋正好占全部大洋面积的一半多一点点,它比所有大陆面积的总和还大一
些,它和相邻的海一共占据了地球表面的35.4%.大陆不均匀地分布在地球
上,65%以上的陆地在北半球,陆地面积的81%左右位于一个"陆半球"上,
它以东经零度,北纬38度为极(位于西班牙),它包含了47%的陆地和53
%的海洋.相反的半球即"水半球",这个半球总面积的11%为陆地,89%
为海水包围,它的极在新西兰.图1.2.4是固体地球上大洋与大陆面积的分
配情况.
1.2.2板块构造
岩石圈虽然只是薄薄的一层,但它上面发生的构造运动却最为人们深切
地感受到.在大洋的中脊,地幔物质上升使其向两侧推移,形成所谓的洋底
扩张作用.扩张的洋底岩石到达大陆架时,因其密度较大,将插入大陆壳下
部向下俯冲.这种俯冲下沉的岩石逐渐被周围的软流层加热软化,一部分回
复为软流层,而另有一部分熔成岩浆,并因其比周围物质轻而趋于穿过上
块状图把岩石圈,软流圈和中圈的轮廓和作用示意地表示在新全球构造
的图式里.在图中,岩石圈(强度层)起关键作用.岩石圈中的箭头表示相
邻块体的相对运动.软流圈中的箭头代表响应岩石圈段向下运动的可能补偿
性流动.一个弧对孤转换断层见于左侧面向相反的敛合带(岛孤)之间,两
个脊对脊转换断层见于图中沿大洋脊一带,右侧为简单的孤结构
图1.2.5板块的相对运动(据伊萨克斯等,1968)
覆的大陆壳而上升,并形成沿俯冲带的海沟附近的火山(图1.2.5).
只要注意一下便会发现,地球上的俯冲带,海沟,地震和火山活动带,实际
上是沿某些线分布的.在这些线之间的地球表面,大部分是平静而稳定的地
区,没有什么重大的岩石圈运动.所以,可以看出,岩石圈是由一些固体的
稳定的板块(plate)组成的,例如,中国东部就是太平洋板块和欧亚板块的
交接处,其东面的太平洋岛屿(日本和菲律宾)地区,火山地震活动十分频
繁.在全球一共可以识别出十三个较大的板块(图1.2.6),在板块消失的
地方,可能出现板块的挤压,从而使大陆板块抬升褶皱,形成巨大的山系与
高原.我国喜玛拉雅山及青藏高原是最年轻的大陆板块碰撞褶皱地带,约
7000万年以来,它从海洋变成了世界的第三极,目前还在上升之中.
板块运动引起了大陆的漂移.奥地利地理学家,气候学家魏格纳最早发
现了大陆漂移的现象.魏格纳认为距今约2亿4千万年的晚石炭纪时存在单
一的"泛大陆",后来这一大陆分裂漂移,形成了今天的局面.最初学者们
根据冰川沉积,沙漠物质及风向,盐类沉积,煤沉积,古珊瑚礁以及大地测
量学,地质学,地球物理学的证据,论证了大陆漂移,但遭到了一些著名学
者的反对,反对者的一部分理由认为漂移缺少力源.由于缺乏新的证据而使
人们对大陆漂移动摇起来,魏格纳本人也在北极地区探险中献身.20世纪50
年代人们陆续发现古地磁证据有利于大陆漂移学说.60年代许多海洋地质学
家,地球物理学家发现大洋沉积物比原来假定的少得多,大西洋中脊平行于
大西洋边界,而且它的两侧沉积物年龄,古磁场极性转向记录是对称的, 图
1.2.6世界的板块构造(多种来源)
图1.2.7魏格纳(奥地利,1880-1930)
图1.2.8重建的漂移前的大陆(据赫尔利和兰德,1969)
轻阴影,下伏岩石的表相年龄在800-1700百万年间;较重阴影示表相年
龄>1700百万年的地区.看来有两个(或一个)为较新岩石切载和完全包围
的较老岩石中心区,说明在最后的大漂移幕以前,大陆核心没有发生过比较
重要的分裂或分散.
由此赫斯和迪茨提出了海底扩张学说,并把它作为大陆飘移的原因.海
底扩张学说得到了地球物理和深海钻探证据的多方证实,因此被普遍接受,
从而发展起了板块学说.板块学说的提出,被称为本世纪地球科学最伟大的
革命.
1.2.3岩石与构造
地球岩石圈是由岩石构成的,岩石可以分为三大类,即火成岩,沉积岩
和变质岩.火成岩
图1.2.9(a)火成岩的形成过程(据威利,1971)
图1.2.9(b)沉积岩的形成过程(据威利,1971)
是最主要的岩石,但是沉积层覆盖了地球(大陆)表面约70%的面积.
火成岩是从熔融状态的岩浆凝固所形成的岩石,主要由地幔的岩浆沿深大断
裂上升凝结而成.沉积岩是由各种早已存在的岩石经过化学分解和机械破裂
产生的各种物质所组成.这些物质最终被流水携至海底等低洼处沉积成层
状,并受上覆层重量的下压,硬化成致密的岩石.变质岩是早先存在的各种
岩石被下降板块拖到地壳深处时受到围压,揉搓,加温而形成,也可能受构
造运动挤压,上升的岩浆烘烤,并发生化学反应,物理化学变化而形成.图
1.2.9是岩石形成过程示意图,可以细致地了解岩石的形成.
三大类岩石中的任何一种在高温下均能熔融成岩浆,并导致产生新一代
的火成岩.另一方面,所有这三类岩石均能到达地表,在地表上破碎成沉积
物并导致沉积岩的产生.沉积岩也能转化为变质岩,或者熔融成岩浆并形成
新的火成岩.类似地,沉积岩还能成为另外的沉积物和另外的沉积岩的来源.
火成岩假如碰到如大陆碰撞时所产生的高压及强烈变形应力的环境,便可能
转化为变质岩.上述关系构成了岩石物质变化的循环体系.在地球表层系统
中,这样的转化现象是经常的,必然的.图1.2.9(d)简化地表述了三种岩
石的转化机制.表1.2.1给出了三类岩石的主要类型和代表性矿物.
图1.2.9(c)变质岩的形成过程(据威利, 1971)
由于地壳运动,使得地壳的结构处于不断变化之中.总体上讲,地壳运
动都是十分缓慢的,必须用地质年代表衡量,你可以在任何一本初等地质学
教材中查到地质年代表作为参考.
岩石圈不仅存在大尺度的板块运动,而且由于构成岩石圈的岩石或地层
受到地应力的作用(这种地应力起源于地幔作用和板块运动),还会使岩石
圈发生力学变形,形成各种地质构造.构造形态可能表现为褶皱和断裂,当
断裂两侧的岩层有位移时称断层.褶皱和断裂对地貌发育,资源分布等都很
有影响.例如,一些岩浆沿断裂上升到岩石圈中,在地下不同温度处结晶成
不同矿物,形成矿产资源.关于地质学或岩石圈丰富的内容,我们将在地质
学课程中学习,或者参考有关地质学著作.在后面,我们将会看到地质构造
对地貌发育具有重要的意义.
图1.2.9(d)三种岩石的转化过程
图1.2.10断层与褶皱
表1.2.1类岩石的基本类型及代表性矿物
岩石代表性矿物
不含水的水化的和碳酸盐化的
上地幔来源橄榄岩橄榄石闪石
榴辉岩辉石金云母
石榴子石斜硅镁石
尖晶石
火成岩橄榄岩橄榄石闪石
辉长岩辉石黑云母
闪长岩长石白云母
花岗岩石英
沉积岩砂岩石英高岭土
长石砂岩长石粘土矿物
杂砂岩盐类绿泥石
页岩碳酸盐类
石灰岩盐类
蒸发岩
变质岩片岩石英白云母
片麻岩长石绿泥石
大理岩石榴子石蛇纹石
辉石黑云母
铝硅酸盐类绿帘石
堇青石十字石
角闪石
第三节 地球表层
1.3.1地球表层圈层
地球表层是指由大气圈,生物圈,人群圈,土壤圈,水圈和岩石圈等六
大圈层基本上自上而下但又相互嵌合形成的地球圈层.人群圈有时也被称为
智慧圈,文化圈,人类圈.人群圈的提法强调了人类形成的具有非生物学意
义上的社会群体的地理学或地球科学意义,只有群体的人才能对地球发生有
效的作用.地球表层是地理科学所研究的主要对象.地球表层是一个开放的
复杂巨系统.因为这一圈层不仅与太阳,月球等宇宙环境有密切联系,也与
地壳以下的地球内部环境有着千丝万缕的关联,例如,地球表层一方面接受
从地球以外传来的光和其他各种波长的电磁波,另一方面又从地球表层辐射
红外线,进行能量交换;又如,天体运动对地球产生引力,宇宙向地球发射
高能粒子,尘埃粒子,而高层大气也有分子向外逸出.说它是巨系统,是指
它的子系统非常之多,地球表层系统的空间范围,可以不严格地约定为上至
对流层上层(极地上空8公里,赤道上空约17公里,平均10公里),下至
岩石圈上部(陆地下约5—6公里,海洋下平均4公里),但这种定义是不严
格的,实际上它是由六大圈层相互作用涉及到的空间范围确定的,这个空间
范围因作用不同,时间,地点有差异,是动态的,模糊的.在地球表层系统
内部又有多种时间尺度的运动,有地理意义的地球表层系统有这样数量庞
大,种类繁多的子系统,不能不是异常复杂的.
图 1.3.1地球表层系统(据 NRC修改)
地球表层系统中的第一级子系统就是六大圈层,其中人群圈子系统特别
独特于外,因为它是一个社会系统,其余五大圈层属于自然系统.这些一级
子系统永远处于相互作用之中.
大气圈的结构从地面到上空可以分为对流层(troposhpere),对流层顶
(tropopause),平流层(stratosphere),电离层,散逸层等几层.每层
大气的化学组成有所不同.最下层的对流层包括地球上空主要的云系,水蒸
汽和二氧化碳的含量也占较大的比例.其外的平流层空气较稀薄,所含的水
蒸汽和二氧化碳也较少,但平流层的臭氧层却非常重要.平流层之外的电离
层吸收了大量的太阳辐射,因此温度最高,向地面方向逐渐变低.对对流层
来说,直接吸收太阳辐射的热量并不多,主要是从地面辐射吸收热量,这是
因为对流层中的水蒸汽和二氧化碳对地面的红外辐射有较强的吸收能力.因
此,对流层的受热过程是从下到上,所以其温度也是从地面向上逐渐降低.
由于地球赤道地区和极地地区的热量差异,地表大气将发生大气环流.
在理想条件下,大气从赤道地区受热上升,流向极地后受冷下沉,并从极地
补充流向赤道.但除了热力分异外,大气环流还受到其他许多因素的影响.
首先,极地地区的面积要大大小于赤道地区的面积,也就是说,从热带来的
热空气只有一小部分能够为极地所接纳,而大部分空气只能在低纬度地区循
环(图1.3.3).另外,由于科里奥利力的作用,使北半球的风向右偏,南
半球的风向左偏,尤其是在中纬度地区,这种影响更为显著,并产生了高空
急流.
图1.3.2大气垂直分层结构,各层热力状态不同(多种来源)
图 1.3.3全球大气循环示意图(据 A. Miller)
(该图可显示大气垂直变化和水平变化)
地球表层岩石圈的分布呈不均匀状态,在欧亚大陆,非洲,南北美洲和
南极洲等陆地地区,岩石圈的厚度要大于太平洋,印度洋,大西洋和北冰洋
等海洋洋底的岩石圈的厚度.大陆之间的海洋占据地球表面积70%以上,水
量占全球96.5%,是地球水圈的主要组成部分.与海洋相比,地表中的河流,
湖泊,沼泽,冰川等水体仅占其中一小部分,然而这部分水量最为活跃,与
人类的关系最为密切,具有突出的地理意义.如河流为我们提供淡水资源,
水力资源,改造地貌环境等.实际上,大气中的汽态水和地表之下的地下水,
也以参与地球表层水循环的形式,对各圈层产生相互间的影响.
与大气,岩石和水圈不同的是土壤与植被,动物的分布,与有机过程有
着更为密切的联系.土壤是由物理,化学和生物过程将矿物和有机成分组合
成的某种层状的混合物.土壤的形成包括三个相对独立的过程,即(1)土壤
母质的破碎(风化);(2)动植物的腐化和混合;(3)土壤物质组合成土
壤层.上述三个过程不同情况的系列组合,产生了不同的土壤剖面.现代科
学已发现,岩石圈,大气圈和水圈对土壤的形成有直接的影响,它们分别从
母质,生物和化学过程等方面对土壤过程产生作用.土壤的形成离不开生物,
尤其是植物的参与,实际上二者构成了密切的土壤-植物系统,在这个系统
中,物质,能量的交换与循环周而复始,生生不息.例如,植物通过光合作
用产生植物体,这一过程要从土壤中吸收营养元素.成熟的植物总有一部分
还原土壤,被微生物分解,成为下一代植物的营养源.土壤中的养分,还可
以从周围的岩石,水,人为施肥等形式得到补充.具体来说,土壤-植物系统
的养分可有五种途径,实现输入和输出,即(1)矿物风化的输入,(2)大
气中的养分输入,(3)淋溶作用的输出,(4)由动植物引起的养分循环,
(5)容易为植物所利用的养分物质在土壤中的储存.地球表层中,各圈层之
间有密切的联系,存在着强烈的相互作用,其中人群圈对其他圈层的干扰和
改变,已引起注目的PRED①问题.目前最为热门的话题是人类活动排放CO2
和破坏大气臭氧层,可能引起全球性的灾难性的变化,而这又反过来引起粮
食生产下降,影响经济持续发展.
1.3.2环境与区域
地球的圈层之间,存在着经常性的,复杂的,不可忽视的相互作用.这
种相互作用使地球表层的许多事物相互联系,产生了新的运动规律.
首先,我们观察一下人群圈之外的圈层的相互作用,大洋中的洋流是说
明这种相互作用的极好例子.海洋由于吸收太阳辐射,成为大气的热源.大
气在海洋与陆地下垫面作用下加热(大气一般不能直接吸收太阳的辐射,因
为太阳辐射以短波辐射为主,大气分子难以吸收这些波段的辐射),形成了
大气环流.大气环流的行星风带拖曳了海水,大洋海水随行星风运动,受科
里奥利力作用,不断发生偏转(北半球右偏,南半球左偏),洋流流到大陆
架附近,受岩石圈阻力作用,发生转向.由于地球上不同纬度得到的热量不
一样,低纬度海水温度较高.在高纬地区,冰雪又加大反射率使海水得到的
热量更少,由此造成的高低纬的温差被认为是大洋环流的原因.从低纬流向
高纬的洋流为暖流,相反方向的洋流为寒流(图1.3.4).
洋流的形成始因于海陆分布温度和风,而洋流又反过来影响到沿途各地
的气候.冷暖洋流的分布,直接决定了向对流层下部输入的热量的多少.例
如,由北太平洋海水洋流系统(北赤道流)分出的黑潮,具有高温,高盐性
质,不仅对中国近海的海水理化性质,海洋生物等有深刻影响,还给中国的
气候打上深刻的烙印.夏季东南风从其上空经过,湿度增加使中国东部沿海
地区的降水增加.洋流对气候的影响在欧洲和南美,澳大利亚西部等地也有
明显反映.
第二,我们分析一下人群圈和其他圈层的相互作用.可从两方面来讲,
一方面,各圈层对人群都有不同层次,不同方式的作用,这里我们以气候对
人类的影响为例.地球上有面积很大的干热气候地区,在这些地区的干热环
境下,人类的活动受到移动沙丘,爆发性洪水和供水等方面的严重限制性影
响.对于生活在沙漠地带的人类生存来说,找到长期,可用的水资源,是个
① PRED是英文Population,Resource,Environment,Development的缩写,意为人口,资源,环境,发展.
——编者注
非常艰巨的任务.从其他地方把水输送到沙漠地区并非是件容易的事,尽管
有不少地方,滚滚巨川流经沙漠地带(如科罗拉多河,尼罗河等),使沿途
地区有可能依靠引水工程以供使用,但这些毕竟仅能供面积很小的地区使
用,因此,我们只能靠开采地下水来解决这个问题.如何在沙漠地区发现水,
也是一个复杂的工程问题,并且即使找到了水,还有可能是含盐度太高而需
淡化的咸水,这些地下水一般是第四纪气候湿润时期的产物,总水量非常有
限.
图1.3.4全球洋流示意图(多种来源)(该图可与图1.3.3相比较)
在寒冷地区,人们同样也受到地球表层的限制作用,在永冻层所在地区,
地面看上去非常坚硬,但建筑在其上的房子受暖后,使地基融解,造成建筑
物倒塌.修建在这些地区的公路受到汽车辗压亦会发生翻浆现象,对此人们
几乎无法预防.冻土地区还会带来其他一些问题,例如,一般的排污管和自
来水管,输电线,电话线等,都无法埋在地下,否则就会发生季节性热融破
裂,折断.因此人们不得不将这些管道线架设在地面上的保暖管道内.
但人类与地球表层的关系并不完全是被动的,人对其他圈层的主动作用
才使人类的文明水平不断提高,例如在沿海地区,海岸带在各种自然力的作
用下处于不断的变化过程中.当人类生活在这一地区时,为了使海岸带动力
过程有利于自己的生存,就会对海岸运动施加干扰,如种植防冲刷的植物,
建筑防波堤,岸外疏浚等.这些人工措施,极大地改变了周围地区的自然条
件(图1.3.5),即改变了水圈,岩石圈,生物圈的局部状况.
无论全球的例子还是海岸带的例子都揭示,地球表层各圈层的构成元素
可能存在相互作用,从而引起各圈层的相互作用,形成新的复杂现象(如洋
流),这种复杂现象也常呈现出某种稳定性和随机性,如洋流的稳定有序的
流动模式和随机变化,具有复杂有序现象.联系在一起的各地球表层单元,
形成了一个新的整体,在这个整体中各圈层间具有不同的地位(在全球大气
洋流系统中,水圈与大气圈居主要地位,在海岸带系统中,岩石圈,水圈居
主导地位),但没有哪个圈层的作用可被忽视,它们的运动规律与各圈层的
运动规律密不可分,同时又受制于构成单元的原来的物理,化学,生物,经
济,文化特征,从而使这个整体具有新的内部过程和结构特征,我们称这个
整体为环境或地理环境.环境与人类活动休戚相关,但这并不是说它完全以
人类为中心,它也有自己特定的独立运动形式和内部过程.如沉积环境,指
的是与沉积物相互作用的单元体系,在中国,人们常用生态环境来突出环境
与人类的关系,其实环境一词包括了生态的意义,包括了系统的意义.显然,
有不同尺度,不同类型的环境,如我们了解的全球环境和海岸带环境.由于
相互作用的不同,同一地球表层单元,不同情况下参与构成不同的环境,水
圈中的海水在前面的例子中就参与构成了两种环境,气候类型区和海岸带.
图1.3.5人类对海岸带的改造(据B.Knapp,1986)
如果我们换一个问题的视角,可以发现,地球表层及其单元之间的相互
作用,总是发生在一定的空间的,相互作用的差异使空间产生特化,特化的
空间形成一种具有某种规定性的整体结构.如我国杭州湾以南海岸,以岩石
岸线为主,面临强烈的热带气旋(台风)的作用;杭州湾以北海岸以泥沙沉
积物为主形成的海岸,受到了黄河口排出的泥沙强烈作用.两个地区的海岸
带表现出不同的结构,地理过程的具体形式也有所不同.空间与空间之间存
在差异,使这一空间范围区别于另一空间范围,这就是区域.区域最基本的
性质是它既是整体的又是结构的,如区域具有特定的资源结构.空间分异规
律使一区域区别于另一区域,这种分异使得区域对某种地理过程表现出统一
性质.如上面的海岸地貌结构在两个区内各自趋向统一.显然区域与环境是
同一事物的两个侧面,区域必然由某种或某些环境构成,环境必然圈定于一
定的区域;区域与环境是地理事物的两种表现,因此,我们称地理事物具有
环境区域二象性.环境与区域的一种共同载体是地方.环境,区域和地方构
成了地理学的基本研究对象.值得一提的是,从这个角度看,传统的区域地
理学是关于地方研究的学科.地理科学决不是关于"中国的人口有12亿",
"法国的首都是巴黎"这样的知识,这只是"地志学".地志学是地理学的
一个分支,但决不是全部.
本世纪以来,工业的持续发展和人口的膨胀,使得环境遭到不断的干扰
和破坏,地球上的资源不断减少,有趋于枯竭的危险,区域社会经济的发展
受到了越来越多的阻力,有些地方已经停滞.这个人口-资源-环境-(区域)
发展(全球是个大区域)的问题,表现为人类面临的迫切问题.显然,人口-
资源-环境-(区域)发展构成的PRED系统,是地球表层系统的一种特殊子系
统,这个子系统的过程,显然是地球表层相互作用的过程,因此,关于PRED
问题和PRED系统的研究,就成了现代地理学的中心.为了解决PRED问题,
我们必须研究各圈层的相互作用和内部过程.仅以生态观点来研究PRED问
题,在理论上和实践上都是软弱无力的;只有从环境,区域的运动特性,以
地理系统和地理过程的观点来研究PRED问题,才能最终达到PRED协调的目
的.这方面有很多的例子.实际上如果我们讲生态平衡,这也不想动那也不
敢动,地球今天绝不可能养活如此之多的人口.农作系统,就是人类创造的
打破旧生态平衡的具有积极意义的生态系统.农作系统为人类的生存和进步
提供了可能.地理学与生态学的一个显著区别就是,地理学是主动积极,它
提倡主动适应地球表层,建立新的生态平衡和生态结构.
必须指出,地球表层问题是复杂的,既需要系统分析,也需要由物理学
发展的过程分析或机理分析.地理学作为一个学科,既要研究PRED问题,也
要研究其他与地球表层发生强烈联系的问题,地理学领域与方法是全面的,
客观的和积极的.
复习思考题
1.试说明地球上不同纬度太阳辐射量全年的变化.
2.潮汐现象是地球表层相互作用的现象吗 为什么 那么海湾的潮流现
象呢
3.中国地块在全球板块构造体系中处于什么位置,由此推测中国地震带
的可能分布.
4.褶皱与断裂有什么异同
5.以河流为例,试说明地球表层各圈层的相互作用及其如何形成地理环
境系统.
第二章 基本地理过程
在第一章中,我们学习过作为一个行星的地球的基本结构与运动规律.
我们已经知道地球的基本物理结构与它的天文运动产生的地理效应.地理学
并不关心地球的物理构造和内部过程,它所关心的是地球表面附近的圈层现
象,如我们所知,这些现象形成的PRED问题最为地理学家所关心.这个圈层
范围,有人称为地理壳,现代多称作地球表层.实际上,精确划分它的物理
范围是毫无意义的,而且地球表面附近六大圈层相互作用所涉及的空间范
围,会因问题不同而有差异.因此地球表面与地球表层具有同样的含义.在
这个复杂的体系中,有各种各样的过程发生,有些并不依赖于地球表层,如
大气湍流运动,战争(尽管地球表层提供了空间),故而不是地理过程.具
有地理意义的过程主要有气候过程,地貌过程,水文过程,地生态过程,空
间经济过程和其他的人文地理过程.显然,并非仅仅上述六种过程才有塑造
地理景观的意义,但是上述过程确实是基本的地理过程,它们的一个共同特
点是与地球表层密不可分,离开地球表层系统谈论气候过程,空间经济过程
是没有意义的.
第一节 气候过程
气候就是平均的或统计的天气状况.如我们说昆明的气候好,四季如春,
是指它的总的气候特征讲的;通过"统计平均",忽略了个别的寒冷天气.
1974年在斯德哥尔摩召开的WMO-ICSU(世界气象组织-国际科学联盟理事
会)提出气候系统的概念.所谓气候系统是大气圈与水圈-冰雪圈,岩石圈和
生物圈相互作用的整体,相应地气候是这个系统的较长时间的稳定状态或统
计平均特征.图2.1.1是气候系统的基本结构示意图,图中数据为气候系统
响应某种过程的估计时间.
图2.1.1气候系统中各子系统及其相互作用(据Bach,1984)
从图2.1.l中我们可以看出,气候系统是个开放的复杂系统,由现代系
统理论知道,决定开放系统内部结构状态的主要因子是系统与外界的交换.
辐射是地球与外界空间的最主要的交换形式.
2.1.1辐射与辐射平衡
在第一章中我们已经了解到,由于地球的球形及其绕日运动,地球的各
纬度在每年的不同日子里,得到的太阳辐射是不一样的(参见图 1.1.5,该
图反映了地球上不同纬度在不同时间内得到的日照时间分布的差异),如我
们所知,太阳辐射的差异,决定了地球上的五个温度带或天文气候带.然而
实际观察到的全球气候带却与天文气候带有明显差异,这与气候系统的内部
过程有关.到达大气圈的太阳辐射,并不能全部到达地面,因为大气中的散
射云层对太阳辐射有反射作用.最后到达地面的太阳辐射为地面吸收后,引
起地面升温,或者说有一定温度.物理学研究表明,温度在绝对零度以上的
物体,总会向外辐射能量,其大小与温度有关.来自太阳的能量,其波长主
要为0.1—0.2μ的短波,地球向外辐射的波长位于4—40μm之间,是比红
光波长长的长波.而大气几乎不吸收短波而吸收长波,所以大气主要是由地
面辐射而增温的.我们知道,气候状态是一个稳定状态,地球表层的太阳-
大气-地球辐射体系,或者说地球表层系统的能量收支应是平衡的.图2.1.2
是地球表层系统能量收支示意图,图中标出了以太阳辐射为100个单位的各
项能量转化形式的份量.值得注意的是,这些数据是在全球气候学意义上平
均的结果,逐年的情况可能不同,对某一特定地点或时间,差异可能会更大.
各个地方的地面,大气和整个地气体系收入的总辐射量与支出的总辐射
量之间的差值一般不为零,这个差额分别称作地面辐射平衡,大气辐射平衡
和地气系统辐射平衡.辐射平衡R(是气候形成的最主要因子),特别是地
面的辐射平衡,在很大程度上决定着土壤上层温度和近地表的温度分布.地
面辐射平衡方程可表作
R=S+q-A-U+G(1)
式中,S是太阳直达地面的辐射量;q是太阳散射辐射量,散射是由大气
引起的;A是地面对太阳辐射的反射量;U为地面长波辐射,G为大气(对长
波辐射的)逆辐射,定义太阳直达辐射和散射辐射之和为太阳总辐射Q,地
面辐射与大气逆辐射之差为有效辐射E,注意到反射辐射为总辐射与反射率a
的积,则地面辐射平衡(或辐射收支状况)为
R=Q(1—α)—E(2)
从(2)式可知,影响辐射平衡的因素通过Q,E和a起作用,局部地理
环境的大气成分,地形起伏与高度都可以影响Q.a主要受地面地物性状影
响.E所受的影响与上述因素都有关系.我们可以通过全球辐射平衡来理解
它的气候意义.影响全球辐射平衡量或收支的因素,首先当然是地理纬度与
季节变化.总辐射Q是有地域差异的,其次下垫面条件因海陆分布,土被性
质,积雪程度,植被覆盖等因素而不同,反射率和长波辐射等性质也有差异.
再次,云量,湿度和大气成分对辐射平衡量影响也很大,如高纬干旱区,由
于散射辐射和大气逆辐射减少,其辐射平衡值小于潮湿地区,等值线向赤道
弯;在低纬干旱区,由于没有云层和水汽阻挡,直达辐射大为增强,辐射平
衡值大于潮湿区,等值线向极地弯.因此,地球上最热的地方在低纬的大陆
中心(撒哈拉沙漠处),最冷的地方是高纬干燥大陆中心偏东地方(西伯利
亚的东北部).图2.1.3是布德科根据420个大陆测站和350个海洋测站的
辐射平衡值绘出的辐射平衡年总量分布图.
图2.1.2全球辐射平衡的能量流(取自A.N.Strahler,1974)
(a)太阳辐射(b)长波辐射
观察表明,地面的辐射平衡基本上是正的,大气的辐射平衡基本上是负
的.由此可知大气主要由地面长波辐射加热,这就是随高度上升气温下降的
原因.对于全球来说,整个地气系统的辐射平衡量为零,图2.1.4是地气系
统(地球表层系统)辐射平衡随纬度的变化.图中曲线a为地-气系统接受的
太阳辐射,b为放出的长波辐射,在图2.1.4中可以看出,从赤道到30°N
的范围内,地气系统辐射差额为正值,高于30°N的地区为负值,这种辐射
差额的分布,必然发生热量由低纬向极地的传输,这种传输作用,是由大气
运动和洋流来完成的,可见大气运动和洋流是决定全球气候的另外两个重要
因子.
图2.1.3地面辐射平衡的全年分布(据布德科等)单位:kcal/cm.a
图2.1.4北半球地气系统辐射平衡随纬度变化(取自陆渝蓉等,1987)
图2.1.5海拔高度对可照时间的影响(多种来源)
对于局部环境来说,同纬度不同海拔的地方,太阳可照射时间也不一样,
如图2.1.5所示,海拔为H的A点,其处地平线为EF,当H=0时,太阳高度
角h=0°时即可照到A点.但由于A的海拔H≠0,上午太阳高度角在地平线
以下h度时就可以受到太阳照射,下午太阳高度角至地平线下h度时日照才
为零,利用三角定理,当海拔H时,高度角h为
h=arc sin0. 0177H
然而,由于地球半径很大(6371km),h很小,因地形海拔高度通常在
1.2km以下,由其引起的高度角h折算成时间约10分钟,由于地形的遮蔽,
在一个山地环境中,地形总的效应是减短日照时间.这个例子说明气候过程
是可用数学模拟的,但它是复杂的.显然,不同的坡向,日照时间也有明显
差异.其次,坡向的不同与太阳光的交角也不同,因此,不同坡向得到的太
阳辐射是不一样的.图2.1.6是南京方山各个坡面太阳直接辐射的日变化
图.从图中可以看出,坡向对太阳直接辐射的影响是很大的,在偏东的坡地
上,上午的辐射量大于下午;偏西的坡地正好相反;南北坡地上下午辐射量
是对称的.南坡的辐射量最大.从理论上我们可以导出不同坡向的直接辐射,
散射辐射和有效辐射的表达式.除了地形,地面性状,如水面,森林等也对
辐射有复杂的影响.气候下垫面性质的这种分异,也就导致了局地气候的分
异.
辐射的差异导致了地面获得热量的差异.对于有稳定状态存在的地球表
层系统,它的热量应该是平衡的,热量多余和热量不足的地方,要发生热输
送.地球上的热量,主要依靠大气和水体的运动来传递.对于全球系统来说,
大气和水体的运动,形成了大气环流和洋流,它们不仅传输热量,而且也传
输了水分.水分状况图2.1.6南京方山各坡面太阳直接是气候的一个主要指
标.干旱区与湿润区存在着完全辐射的日变化不同的地理过程.(取自陆渝
蓉等,1987)
2.1.2大气环流
地面上不同地区的辐射率平衡(值)并不同,空气受热程度不一样,这
样不同地区地面对空气的加热程度也就不均匀,从而产生局地风.全球辐射
平衡的不一致,也就产生了大气环流.当某一流体或气体相对受热较多,其
密度将比周围流体来得小,密度小的流体受到浮力的作用而上升.当受热的
气体或流体上升时,周围较冷的气体或流体将流进来补充,这样在上升区以
外的某一地域必有下沉运动来补偿,其结果形成一个简单的垂直单圈环流,
通常称为正环流.在赤道附近上升的气流,在对流层上部向极地流动,由于
受到科里奥利力的作用,在北半球向右偏转(在南半球向左偏转),从而形
成自东向西的信风,同时因科里奥利力和角动量守恒的原因,热带上升形成
的环流在30°N或30°S附近形成涡流而下沉,形成了一个环流圈,称为哈
德莱(Hardley)环流.哈德莱是十八世纪的地理学家和气候学家,他发展了
E.Halley于1735年提出的全球单一环流的观点,用于解释信风现象.尽管
哈德莱的解释是错误的,但他在确定大气运动呈环流形式具有不朽功绩.
1855年,W.费莱尔(Ferel)利用科里奥利关于转动物体受力的理论和
实际的观测事实提出,每个半球有三个主要的垂直环流圈,分别是气流在赤
道附近上升,30°附近下沉的哈德莱环流;30°附近下沉,60°附近上升的
第二环流圈和60°附近上升,极地下沉的第三环流圈.中纬度的逆向第二环
流后来被命名为费莱尔环流.第三圈称为极地环流.南北半球两个哈德莱环
流在赤道附近地区,气流辐合上升,形成热带辐合带;由于上升空气辐散,
在地面附近形成了低(气)压带.上升的气流,有热带海洋的大量水汽,在
一定高度冷凝形成降水,所以这一地带降水量很大,形成了热带雨林的景观.
在南北纬30°附近哈德莱环流下沉,在地面形成高压带,称副热带高压,由
于地面地形与土被的分异,副热带高压并不连续,而形成分裂的高压,由于
气流带来的水汽基本上在下沉前已经降落,所以副热带高压控制地区降水稀
少,形成了相应的干旱沙漠景观.上述两大景观之间的过渡地区以稀树草原
为特征,称作"萨王纳".哈德莱环流中心位置每年在一个半球上南北移动
一次,带来了降水变化,形成了它的季雨性气候.
中纬度的逆环流,因为上升气流位于环流较冷一侧,其低层空气流向极
地,在科里奥利力的作用下发生偏转,产生了地面平均西风带.在北半球由
于地形的阻拦和大陆下垫面的作用,西风并不如东南信风那样持久;而在南
半球西风非常明显,被称作为"咆哮西风"(图2.1.7).
图2.1.7 全球地面风与对流层气流的理想模式(取自 A.N.Strahler et al,
1974)
三圈环流中的第三个环流是极地环流,它是由于极地附近的辐射冷却使
极地空气冷而密度大,进而下沉形成,因此,极地附近为一高压带,在60°
附近随费莱尔环流的上升形成低压带,地面空气从极地向低纬流动.
大气环流除了经向的三圈环流外,还有在平均纬向运动的沃克(Walker)
环流,它存在于赤道太平洋上空,它的形成与海陆分布有关,由于陆地的热
惯量比海洋小,加热与冷却速度比海水快,因此夏季亚洲大陆加热比周围海
洋要快,从而在亚洲大陆上空产生空气上升运动和大尺度的低压系统.夏天
赤道辐合带(ITCZ)的北移又使这一系统增强,这样印度洋或太平洋上空的
暖湿空气向南亚上空辐合,形成季风环流.在冬季,大陆的迅速冷却诱发并
形成了高压中心(永久性的西伯利亚高压),干冷的空气从高压中心向外流
动,结果使南亚每年冬季经历数月的干燥和晴朗天气.在我国,季风环流南
退之后,伴随西伯利亚冷空气的南下,常常形成灾害性的"寒潮"天气.当
冷空气与海洋来的暖湿气流相遇时,还会形成降水(降雪).季风对中国气
候的影响很大.现已查明,夏季影响中国的季风有三支,第一支季风气流是
从非洲东部,南半球高压北侧跨赤道转向的偏西南气流,该支气流影响我国
西南地区,甚至影响到西太平洋地区.第二支是从澳大利亚北部跨赤道到达
华南地区的,有时与第一支汇合.第三支是西太平洋上副热带高压南侧的一
支,是我国盛行的东南季风,有时与第二支汇合,对我国影响最大,形成我
国5—9月份的雨季;降雨带5月在华南地区,6月到达长江口中下游,7月
上旬达黄淮流域,7月下旬达华北,8—9月下旬迅速南撤.5月下旬,西南
季风突然爆发北进,在云南,川西降水迅速增加,一直到10月份,西南季风
才撤退.
图2.1.8 7月份地球大气环流模式(取自Meehl,1986)
东南季风与西南季风影响的范围,大致可以以105—110°E为界.季风
气候形成了我国的雨热同期,使我国东部农业气候条件成为世界上最优越的
国家之一.图2.1.8是北半球夏季的基本环流型和相应的西南季风,该图显
示出,在北半球夏季,风带有明显北移.影响季风的沃克环流是不稳定的,
它的强度变化产生大尺度的周期性不规则震荡,称为南方涛动,南方涛动破
坏了平均的气候特征,故而是引起我国灾害性天气的主要原因之一.
需要注意的是,由于地轴偏角的存在,地球上的最热地带位置是有季节
性变化的,这样,环流也有季节性变化,并引起了地球上各纬度降水的季节
性变化,使得气候现象更为复杂.
2.1.3 水圈的作用
形成全球气候或气候带复杂化的另一个原因是海洋.海洋中的洋流对气
候有重大影响.洋流就是大洋海水的全球尺度的确定性环流.图2.1.9是全
球海洋表层的洋流情况.洋流被认为主要由行星风(带)拖曳形成的,由于
科里奥利力的作用,它们与盛行风向有一定交角并在大陆阻拦的联合作用下
形成环流,在第一章我们已作了讨论.
图2.1.9 全球主要洋流(据I.W.Duedall等,1985)
从低纬向高纬流动的洋流称为暖流,它对沿岸带有增温作用,并为沿岸
带来水气.从高纬向低纬流动的洋流为寒流,寒流促成了沿岸地区夏季气温
下降,多雾和降水减少.受益于北大西洋暖流的影响,欧洲西北部冬季气温
提高明显,暖流送来的水汽在西北风的作用下吹入欧洲大陆形成冬雨型气候
特征.
除了洋流外,海水温度,海冰温度以及它们的成分等状况,都会影响全
球气候.类似地,局地气候也受水体,冰体影响,图2.1.10表示世界各地的
几种主要气候类型,可与图2.1.7,2.l.8,2.1.9对比理解气候过程与气候
的形成.
2.1.4气候变化
显然,辐射因子,大气成分,水圈状况等的变化必将引起气候的演变.
在第四纪时期,由于太阳黄赤交角,地球绕日轨道的偏心率和春分点位置的
变化,引起了地球上的气候变化,在过去的150万年内,地球至少经历了四
次大的冰期.一般认为,地球的黄赤交角的变化的周期大约为4.l万年,如
果考虑其它因子,则有10万和40万年的周期.
大气成分变化也将引起气候的变化,由于工业的发展,一般认为到205O
年左右,大气中CO2的含量加倍,将吸收更多的地球长波辐射,相当于太阳
总辐射增加,这样将引起增温.增温的结果使海面得到更多的热量,增大海
面使大气的水气增加.水气的增加又增加了大气对长波辐射的吸收能力,又
进一步引起增温.这样全球气温将升高约2℃.不仅如此,增温还引起冰雪
的融化,引起地面反射的增长,其结果是长波辐射的增加,最后导致全球约
增温4℃左右.这种现象称作"温室效应".温室效应可能引起陆地蒸发的
不平衡,导致全球较多地区演变为干旱环境,引起农作物产量的下降.图
2.1.11是温室效应的发生机制示意,尽管人们普遍认为 CO2的加倍引起全球
性增温,但是各种数值模型模拟结果差异很大,可见气候过程是十分复杂的.
降水,蒸发不
平衡,土地干
旱化化
土地蒸发
降水增加
水汽增加
冰雪圈
融化
海面蒸发
大气增温
CO2
增加
农作物产
量下降
工业发展
图2.1.11温室效应的机制
图2.1.12假设CO2倍增后模拟得出的水文,热量和土壤含水量的变化,
还有些学者认为,增温同时导致了降水与蒸发的增加,其总结果是令气候更
湿润,有利于农业发展和粮食生产.
图2.1.11温室效应的机制
图2.1.12 假设CO2倍增后,北纬35—55°平均的环境变化(α)水文变化
(b)热量变化(据Gates等,1990)
第二节 水文过程
水是地球表层最活跃的因素.地球上的各种水体,主要是海洋,从太阳
获得能量,产生大量蒸发,蒸发的水汽被气流送到上空,在适当的条件下,
凝结成液体或固体,形成降水,降落到地面,经过地面的产流,汇流,下渗
等过程,形成地表或地下径流,返回海洋,这就是水分大循环.如果海洋上
蒸发的水汽部分地形成海洋降水,就是海洋水分(小)循环.如水体或蒸发
源地(如湿润的土壤)蒸发产生的水分形成陆地的降水,汇入湖泊,河流,
就构成陆地水分(小)循环.
图 2.2.1 全球水循环(取自《世界资源1987—1988》)
图2.2.2 水文系统(据White,有修改)
图2.2.l是水循环示意图,水分循环将地球表层的若干单元联结起构成
系统,水文过程就是这个系统内水分的力学,热力学等过程.图2.2.2 是水
文系统示意图,它象气候系统一样,是地球表层系统的又一种(类)子系统,
在这个系统示意图中未表示出陆地小循环.水文过程就是水文系统或水圈内
部水分状态转化,运动过程.蒸发,降水,径流与渗透往往被用于狭义的水
文过程.
表2.2.1全球水循环的储存和流动
最佳估测值已公布的估测值范围驻留时间
海洋13.5亿13.2—13.2亿2500年
大气层1300010500—155008天
陆地河流17001020—212016天
湖泊10000030000—17700017天
内陆海10500085400—125000
土壤水7000016500—1500001年
地下水820万7—33000万1400年
冰川和冰盖27500万1650—4802万
生物群1100600—50000小时
流动(每年立方公里)
陆地的蒸发作用7100063000—73000
陆地上的降水作用11100099000—119000
海洋的蒸发作用425000383000—505000
海洋上的降水作用385000320000—458000
自陆地向海洋的径流3970033500—47000
河流2700027000—45000
地下水直接径流120000—12000
冰川径流(水和冰)25001700—4500
自海洋向陆地大气的
净水分传输39700
(据D.H.Speidel等;MAS/NRC;R.K.Klige;E.K.Berner等;M.I.Budyko
汇编,取自《世界资源 1987—1988》)
2.2.l 基本水文过程
蒸发是水由液态或固态变为气态的过程,是大气圈与水圈水汽交换的主
要形式,它发生在蒸发面与大气之间存在蒸发压力梯度的情况下.大气中水
汽占的大气分压(即大气压中水汽份额)称水汽压,单位容积中水汽的分子
数有一个最大阈量,这个阈量称为饱和水汽压,它表示大气中可以容纳的水
汽份额.大气饱和压与气温有关:
et=×+6111074523516../(.) (1)
式中t为摄氏温度,当水面附近水气压ed为E,当大气的实际水气压为
ed(eah2,B1A1
<B2A2,B1C1<B2C2.河槽的斜率称比降s,洪水波的出现使河水出现附加比
降△i.在一个固定断面观察洪水过程,总是发现先出现最大比降(i=s+△
i),然后出现最大流速,再出现最大流量,最后出现最高水位.这种流速,
水位等随时间变化的流体运动称非稳定流.洪水波是一种非稳定流,需要
用偏微分方程描述.不考虑洪水过程,一般情况下可以粗略地将河道中水流
的运动处理作均匀流,它服从谢才-曼宁公式:图2.2.5河道洪水波传波与
变形
U=
Ri
n
2312//
(11)式中i为水面比降,R为水力半径,定义作河道断面
面积与河水和河槽的交线湿周之比,河道一般为在宽浅的河道中,近似为水
深,n为河道的糙度,一般在0.025—0.200之间,无植物的平原沙质河道一
般为0.020—0.025,弯曲和有局部水草的河槽或大中河道的河滩为0.05左
右,成片树林,原始森林河滩等可达0.2,U是流速,当i以千分之几率计时,
其它单位为国际标准单位,洪水波的运动特点和均匀流的公式,在地貌分析
中经常使用到.值得一提的是,这里的流速指的是断面平均流速,实际上,
从河槽底的河床到水面,流速分布是不均匀的,一般认为,流速从上到下呈
对数形式增长:
V=Vmax-Kln [H/(H-h)](h0)(14)通过式(13),(14)我们可以计算河道,水库,
湖泊的水量变化关系.
2.2.2 海洋
类似于河水在运动一样,海洋的海水也在运动.地球表面约71%被海洋
所覆盖,陆地只占29%.海水运动将某一处的热量,盐分,营养物和动量输
送到另一处.它的运动主要有四种形式,即大尺度的洋流,潮汐,波浪和沿
岸流.潮汐是天文起因的,不属于地球表层圈层相互作用的产物.
洋流就是大洋内行星尺度的海水的有确定性方向的流动,它是由海气相
互作用引起的.当风从水面吹过的时候,水面受到风的摩擦力作用,即拖曳
引起流动,这种现象发生在行星风带的风与大洋之间,也就产生了洋流.理
论分析发现,表面流向与风向右偏45度,这主要是由科里奥利力引起的,这
个偏角与水流流速无关,并随深度增加,同时,流速随深度指数减少.大洋
的表层环流,主要受控于海面风场.图2.2.6是大洋环流模式.洋流的基本
型式如下:由东北信风和东南信风引起的强大的赤道漂流,受科里奥利力的
作用,自东向西流动,横贯大洋.到达东岸后,大部分因受海底地形的作用,
转向高纬北上.这种来自低纬的洋流较高纬温度高,称为暧流,其中最主要
的是大西洋的墨西哥湾流(简称湾流)和太平洋的黑潮.暖流所经海区,海
水温度增高,空气垂直对流强烈,蒸发大,水汽充沛,故低纬大洋西部降水
比大洋中部大得多.当湾流和黑潮到达中纬后,在强劲的西风作用下,沿纬
向运动,到达大陆西岸,在北半球分别形成北大西洋洋流和北太平洋洋流,
在南半球则形成连续的西风漂流.北半球的西风漂流到达大陆西岸附近后,
又受地形反射,一支向南形成寒流,一支向北形成暧流.向南的寒流由于受
大陆离岸风的影响,下层海水上翻,使近岸海水温度更低,形成了大洋东部
的低温区,相应的大陆西岸降水极少,易形成干旱气候和沙漠景观.北太平
洋寒流称亲潮.一般讲,洋流的流速很小.湾流的速度比较大,在北纬 36
度,西经 73度处约为 1. 20m/s,在北纬 38度,西经 69度处可达1.40m/s.
图2.2.6大洋环流模式(多种来源)
图2.2.7垂向洋流(多种来源)
海洋不仅存在水平方向的表层洋流,而且存在垂向的洋流,图2.2.7是
垂向的洋流状况.如将南北半球的极流连接起来,就把海水分为两部分:在
极锋线以下的冷水环流区和极锋线以上的温水环流区.温水环流区内扰动和
对流作用都很强烈,水温和盐分都较大.冷水环流区,海水扰动极小,流动
速度很缓慢.两层的界限,在中纬度和热带大致为300—500米,寒带更浅.
实际上,表层水平流与垂向流之间构成统一的环流系统.表层水的辐合必然
引起水团下沉,而表层水的辐散必然引起涌升流,重要的辐合带与下沉带出
现在北极和南极附近,涌升对生物圈和气候都有影响.
波浪是海水的另一种运动形式,它不象洋流具有气候意义,但波浪作用
于沿岸带泥沙,具有明显的地貌学意义,并且是一种海洋资源.波浪产生的
原因有两种解释,其一认为,两种不同密度,不同流速的介质,界面上会产
生振动,这就是波浪的起因.另一种观点认为,当水面不平整时,风与水的
界面附近,风力的压强分布不一致,这样风力就促使波状水面形成,从而产
生波浪.
海洋的波浪被分为风浪,涌浪,激浪等几种.风浪是指产生过程中的波
浪,风浪的波长,振幅等是复杂而凌乱的.波浪一旦离开生成区,就会在大
洋广阔的区域传播,并且由于不同波动周期的波浪有不同的传播速度而发生
分离,这时波浪变得规则,波峰圆滑,称为涌浪.涌浪的水体横向位移为零,
波浪通过质点的圆周运动而传播,如图2.2.8所示.涌浪的波长很长,而且
连续的涌浪具有接近相等的波高.
当波浪传入近岸浅水区后,波浪发生变形进而破碎形成激浪.激浪具有
向岸的横向位移,向岸线输送能量与水量.激浪输送的水量在沿岸地区形成
积累,最后冲破波浪的阻拦形成"裂流".裂流一般出现在固定的地貌部位,
所以激流涌入近海地区后,以近岸流的形式流向裂流地区,如下节2.3.7所
示.理论分析导出,在浅水地区波速与深度有关:
Cghs=(15)
图2.2.8 波浪的运动
式中cs为浅水波的波速,g为重力加速度,h为水深.
虽然在波浪作用下,水质点返回到原来位置,不存在水体净位移,但波
浪本身产生海面的能量传递,单位水面一个波长内的总能量为:
E=
1
8ρgH(16)
式中E为单宽的一个波长内总能,ρ为海水密度,H为波高.值得一提
的是,潮汐也是一种波动,它引起了不同频率的潮波,潮波的巨大能量已被
用于潮汐发电,成为一种资源.关于潮汐的其它内容,我们已经在第一章中
有所讨论了.
2.2.3 冰雪圈
水圈的一种构成单元是冰雪圈,冰雪圈的"水文"运动,主要是冰川的
运动.现代冰川环境占地球表面的范围并不大,约3%.其中绝大部分分布
在高纬和两极地区,少数分布在高山地区,如阿尔卑斯山和喜马拉雅山.但
是在第四纪冰期时,冰川覆盖的范围比现在广得多.冰后期以来气候普遍变
暖,冰川退却.冰川退却以后,冰川沉积遗留下来反映冰川作用的过程.
冰川环境中的主要动力因子是冰.作为稳定冰体的冰川存在于雪线以
上,这里的年降雪量大于年消融量,因而冰雪得以常年累积.刚降下的新雪
很松散,经冻融过程和后来雪层的压力,重结晶为致密的粒雪.粒雪再经过
融化和再结晶,晶体不断增大,并相互结合,形成冰川冰.
当雪线以上的积雪积累到一定厚度而转化为冰川以后,只要地面有一定
坡度,就可以在重力作用下沿坡向下流动,形成冰川.现代冰川可以分为以
下几种类型:
(1)山谷冰川这是一种分布在山地槽谷中,循谷流动的冰体,就好象完
全冰冻的河流一样,上游经常得到冰斗冰川的补给.山谷冰川的长度一般可
达几十公里,厚几百米.
(2)山岳冰川由几条山谷冰川从山上流下,在山麓汇合成一片广阔的冰
体,叫做山麓冰川.山麓冰川消融,又可以退缩为山谷冰川.当山麓冰川进
一步增长时,可能发展成冰盖或冰帽.
(3)冰盖或冰帽发育在大陆或高原地区的巨大冰体,冰体表面的起伏与
下覆地形无关,厚度超过千米.如格陵兰中部冰盖.此外在北极和南极地区
还发育有覆盖于海水上的冰盖.
图2.2.9 现代冰川类型(据任明达,王乃梁等,1981)
在山地冰川的山麓地区,每年春夏季,冰川冰融化,形成径流,补充或
产生山谷沟道的径流,这种径流会形成季节性的洪灾.在干旱区,如我国的
新疆,它们为区域提供了水资源,使区域农牧业得以维持.极地冰盖对气候
影响很大.
2.2.4 人类的冲击
随着人口数量和人类经济活动的增加,全球水循环与其自然状态相比,
已显著改变.自河流和蓄水层中抽取水,水库蒸发,自然生态系统遭到破坏
以及修建城市等,都使水流动的实质状态发生变化,然而,这些变化是否会
出现像降雨模式改变以后带来的反馈现象,现在尚不清楚.
人类的消费性利用是对水圈水循环产生的最为重要的影响.为生活,工
业和农业目的自河流和蓄水层中抽取水,虽其中一部分水用毕还回河流(如
工业设施冷却用水),而大部分则蒸发或溶入产品(如农作物),这种损失
使河流流量减少.灌溉水在输送过程和在田地内大量蒸发,成为水的一大消
费用户.
人类对水文状况的其它影响,虽规模稍小,却也有重要的意义:靠筑坝
形成的水库成为蒸发的丰富来源,它有助于形成大量稳定径流;城市中不渗
漏的沥青和混凝土只使较少量的水渗入土地,并使更多的水转为洪水径流,
而城市径流的水质也常常降低;森林砍伐和湿地疏浚改变了蒸发和径流状
态,虽然特定的影响还要视取代的原有自然生态系统的位置和性质而定.
人类对水循环的干扰已经产生了明显的效益,受灌溉之利的农业占世界
农田的18%(1989年数字),大地使供水的可能性增加,使严重的洪水发生
率减少,并提供了水力发电.到目前为止,人类对水循环干预尚未带来类似
于二氧化碳加倍那样的可能的全球性的后果,但是若干流域中水循环的改
变,已经带来了水文学和环境的问题,随着人类用水量继续增大,也许会产
生全球性的效应,对此,现在还不能评说.
第三节 地貌过程
大气圈,水圈的具体运动形式,如降水,风,径流,冰川,潮汐,波浪,
海流,地下水作用于地表或准地表,必将引起地形的变化,地形变化的动态
事件就构成了地貌过程.地貌,简单地讲,就是地形.其实太阳辐射引起的
岩石崩裂,结晶体分解,地质构造运动引起的海面升降等也在塑造地貌.大
气圈,水圈的作用,属于地球表层的内部作用,辐射与构造运动,则要放到
更大的空间范围考虑.
大气圈,水圈的作用主要地是以连续介质变形的形式作用于地面,图
2.3.1是各种地貌现象的力学性质示意图.容易发现,各种地貌现象或因子
不能简单地归结为某种力学过程,不过从动因上讲,大量的地貌现象可以通
过流体作用来分析其机制.
图2.3.1 地貌现象的力学特征
2.3.1 泥沙运动
流体作用于地表塑造地貌,首先要启动地表的泥沙,这个过程从流体的
动能传递给泥沙开始,泥沙在底床上滑动,滚动和跳动,构成流体中的推移
质.跳跃形式的泥沙运动在风沙流,海岸波浪形成的泥沙流中占重要地位,
因此,又区分出了跃移质.当流速进一步增大时,泥沙跳跃更高,最终悬浮
于流体中形成悬移质.泥沙启动时的流体速度称启动流速.启动流速与泥沙
的粒径有很大关系.事实上,泥沙粒径较大时,它的质量较大,质量是正比
于体积的,而泥沙面对流体所获的动能,简单地讲是正比于它的截面积,所
以从重力的角度看,大粒的泥沙需要的启动流速大.另一方面,细粒泥沙粒
径之间由于静电极化作用而有粘结力.颗粒愈小,相对地讲,极化愈强,粘
结力愈强.实验发现,当泥沙粒径大于 1mm时,重力占支配地位.相比之下,
当颗粒径小于0.01mm时,粘结力占支配地位,重力可忽略不计.当粒径位于
0.01—1mm之间时,二者都占一定比重, d=0.1mm时,二者作用接近相等.
因此粒径位于0. 1mm附近的泥沙最易启动.图2.3.2是泥沙启动流速的实验
数据与理论曲线.在我国黄土高原的重点产沙区,地面组成物质以0.05—
0.1mm为多,所以极易发生土壤侵蚀.
流体作用于流床,由于流体的非线性机制而不稳定,从而使流床形成沙
纹,当推移达到一 定规模时,还形成波状的沙丘体,称沙波.沙波运动是推
移质的主要运动形式,图2.3.2是沙波的纵剖面图,沙波的迎流面坡度较平
缓,背流面坡度较陡.
图2.3.2 泥沙启动流速(据谢鉴衡,1981)
沙波的迎流面属冲刷区,泥沙在这里启动,越过波峰后,由于水流分散
发生涡旋,从而发生泥沙沉积.其次坡面的崩塌也构成泥沙前移,这样就发
生沙波运动.沙波有许多形式,包括波峰线平行的带状沙波,波峰线不规则
的蛇曲状沙波,新月形沙波和舌状沙波等.在沙漠地区,移动的沙丘多呈新
月形,这就是新月形沙波.规模大的沙波,称为沙垄.水流床上的流体速度
进一步增大时,可以破坏沙波,形成动平床,再进一步将出现逆(沙)波.
迎流面变陡,流速更大时,则出现大冲大淤.图2.3.4是流床发展示意图,
理论上分析一般认为,当流速满足 U/gh=1时,水流为急流,相应地为动
平床,实际上由于泥沙是不同于水质点的颗粒,动平床出现的条件约为
U/gh≈1.15—1. 52,这里g是重力常数,h是水深,U/gh称佛罗德常数.
河流中,推移质的输沙量很难推算,一般认为,推移质移动速度与水流平均
流速成正比,窦国仁据此导出单位宽度输沙率为:
g
K
C
UUUgwb
s
s
c=
-
-2
3γγ
γγ
()/(1)
图2.3.3沙波的纵剖面图
式中chgn=16//, g为重力常数, n为糙度, γs为泥沙比重, γ为
水的比重,U为水流流速,Uc为启动速度,ω为半泥沙在水中的流速,一般
与沉沙粒度或它的平方根成正比,K为与粒径有关的参数.由(1)可见,当
流速增加时,推移质输沙量不是简单地与流速成正比,当流速稍有增加时,
输沙量会明显地增加,类似地可以从理论上导出水流中悬浮质含量与流速的
关系
SK
U
gR
=
3
ω
(2)
式中S称为含沙量,又称为挟沙能力,R为水力半径,K为参数.注意到
输沙率为SU,故而悬移质输沙率约与流速的四次方成正比;对流速的变化,
极为敏感,从地貌学的意义上讲,泥沙启动,搬运,即可发生坡面,河槽,
海滩的侵蚀.泥沙搬运到新的地方,淤积下来,称作沉积,由式(1),(2)
可见,流体的流速对侵蚀和沉积的意义是很大的.由于挟沙力对粒度(或沉
速)的反比关系,不同粒度的泥沙发生沉积的阈值流速也不同,所以流体对
泥沙有分选作用.当地貌部位或环境的变化导致水流速度发生改变时,发生
泥沙的分选沉积.注意到不同沙波形成不同的沉积层面,这些层面在沉积物
(沉积层)中形成不同的层理,可见粒径和层理是区分沉积环境的重要特征,
图2.3.4是不同流速下的沙波与层理.
图2.3.4 沙波与水动力条件(多种来源)
A—D:低流态;E—G:高流态;G—H:高速的不稳定流体状态;地貌过程中.
2.3.2地貌类型
河流的水流,在河槽中受到河岸摩擦阻力,从而形成中间流速大,两岸
流速小的结构.同时它一般又以螺旋流的形式进行,这样造成一岸冲刷一岸
淤积,河流不断向冲刷岸迁移.此外水流又有蜿蜒流动的特征,这样又造成
了河流的基本形态是蜿蜒的.关于河流蜿蜒的原因有多种学说,其中之一认
为,如果最初河道是平直的,因为偶然的原因,局部河岸产生凹面,这时由
于离心力的作用,水流流向并冲刷河岸使凹曲面发展,凹曲面又反射了前进
的水流使它以螺旋流的形式冲向前方对岸,使前方河道也发生冲刷.这样河
曲波不断生成,河流即发生蜿蜒.当蜿蜒过分发育时,水流流路过长,发洪
期高水位就可能漫过凹岸发生切滩裁弯事件,发展成顺直的河道.蜿蜒和裁
弯,使河流在地表摆荡起来,摆荡的结果形成了河流特有的沉积地貌结构,
如图2.3.5所示,图中显示了河床不同的沉积特征.
海岸的水流形式,比河流复杂,表现为波浪,潮流,近岸流三种形式.
波浪中涌浪一般不搬运泥沙,因为水质点呈圆周运动.当波浪传到浅海地区
时,发生波浪破碎,形成激浪,它有净的横向运动分量,从而驱动泥沙运动,
塑造海岸带地貌形态,如图2.3.6.
图2.3.5 平原河道的地貌与沉积(里丁据Allen, 1964,修改)
波浪使泥沙向岸,重力使泥沙离岸,在某一深度二者达到平衡,形成所
谓中立点(线),中立线以下向海一侧泥沙最终堆积形成沿岸沙坝(离岸坝),
波浪破碎时扰动泥沙造成沙坝形成(见第四章).
图2.3.7 近岸流
潮汐的地貌作用是通过涨潮落潮,周期性高低潮引起海面变化实现的.
首先形成涨潮时淹没,落潮时露出的海滩(潮间带),这一作用还引起潮间
带和中立线位置的变化,所以大潮与小潮还引起不同的水下沙坝,在高潮位
到达的潮坪位置上也可能形成水上沙坝.当海岸相对上升时,这些沙坝抬升
残留陆地,称贝壳沙堤,贝壳沙堤往往被作为高海面存在的标志.近岸流包
图2.3.8 风沙地貌(据金京模,1984);
括向岸斜射波浪产生的沿岸流和沿岸流与分裂流共同形成的近岸环流.
它的作用见第四章.
波浪在某些陡的海岸,具强烈侵蚀能力,因海滩陡面未能有效地消能,
强烈的波浪可能侵入基岩海岸形成海蚀崖并夷平海底基岩,形成海蚀平台(见
第四章).
在河口地区,海水与河流相交,动力消失,同时和淡水发生絮凝作用,
使河流泥沙沉积,形 成河口水下的沙堤,称为拦门沙,拦门沙往往是港口航
道的主要障碍.
气流在沙漠的侵蚀沉积作用,类似于河流.沙波形成了活动的新月形沙
丘,沙垄沙丘等景观.在植被较好的地区,沙丘固定,呈盾形.风还有侵蚀
作用,风蚀形成地面的支离破碎,形态峥嵘的"雅丹地形".
图2.3.9 山岳冰川及其地貌(据A.N.Strahler,1974)
不仅流体有侵蚀-沉积作用,冰川运动也有侵蚀沉积作用,一般讲冰本身
并不具有力学侵蚀作用,冰川中混杂的角砾则对流床侵蚀强烈,冰川与坡面
处的日夜融冻作用也发生侵蚀,冰川侵蚀从而搬运大量岩屑和砂砾,称作冰
碛,当冰川前进到较温暖地带时,发生消融,粗大的砂砾就沉积在冰川到达
的位置,形成外表象铁道路基似的终碛堤,而在它的前方,冰水挟带大量的
泥沙流动,这些泥沙在平原地区形成砂砾平原.在山地发育的冰川,则往往
形成冰川泥石流堆积,它们成为沟谷沉积物或山前冲积扇.图2.3.9是冰川
地貌示意图.冰川的进退,往往反映了气候的变化,因此,冰碛堤,特别是
在终碛堤的位置,往往反映了古气候的变化.在山岳地区,冰川侵蚀山谷,
使谷呈U形,与河流的V形谷不一致.在沉积学发展以前,谷形往往成为判
断有无冰川活动的主要标志,从而失之于偏.
泥石流为代表的二相流体,也是一种重要的地貌动力因子.泥石流沉积
物经常填塞沟谷,物质组成粒径悬殊很大,从而很象冰川沉积物,因此古代
沉积物中泥石流沉积与冰川沉积很难区分,要正确地区分两种古环境,往往
需要一些地球化学证据.一般讲,非冰川泥石流发育在较湿热环境中.类似
地,河流,海洋,沙漠沉积物也不一样,关于它们各自的特征,构成了沉积
学的研究内容.
除了连续介质产生的侵蚀沉积作用之外,还存在别的地貌过程,例如在
白天,坡面受热,土层颗粒膨胀,相互挤压从而使颗粒沿坡向伸长;当夜晚
冷却时,颗粒虽然缩小,但由于重力作用,下移的颗粒不会再向坡上移动,
从而形成土蠕.类似地对岩石来说,发生岩蠕.蠕动强烈的坡脚,一般有岩
屑堆积.在寒冷地区,地下冰和含水土壤形成的冻土也具有特殊的地貌作用.
在碳酸岩地区,岩石溶解于水,形成特殊的喀斯特地貌.这些内容在地貌学
专著中都有论述.
2.3.3 地貌演化
不同的地貌过程作用于地表,也就形成了不同的地面的坡面形态,图
2.3.10是坡面形态示意,图中的各种坡面认为满足某现象学公式:
h=H0[1-(l/L)(1-m+n)/n](3)
式中H0是原始坡顶顶面高度,L是横向坡长,l是归一化特征量,m,n
取不同值时,表征出不同地貌过程产生的坡面. Kirkby认为, m=0, n=
1时,表征土层蠕动所产生的坡面; m=0,n=1.0-2.0时,为雨滴溅蚀产
生的坡面;m=1.3-1.7,n=1.3-2.0,为土壤侵蚀坡面;m=2.0-3.0,n
=2.0-3.0,为河流纵剖面.
图2.3.10 Kirkby的特征坡度形式剖面(据Kirkby,1970)
雨蚀,坡面漫流是造成土壤侵蚀的主要因素,一般认为当坡度小于25
度左右时,土壤侵蚀量与降水强度,漫流量,坡度,坡长的不同次方的积量
成正比.图中的坡面是理想的,实际上坡面又可以分为若干段,这将在以后
的章节中讨论.值得一提的是,地貌学中坡面是一个抽象形态,并不专指山
坡坡面,这一点是需要注意的.在本书第四章中的坡地系统中,坡面限于指
山地,丘陵和隆起地形的坡.
图2.3.11 地貌演化过程中坡面变化(取自《中国大百科全书 地理学》)
(A)戴维斯学说(B)彭克学说
a.幼年期 b.壮年期 c.老年期
坡面的演化在地球表层的演化中有着重要的意义.试想一隆起的山体,
它的坡面不断地发生侵蚀,泥沙被搬运到坡面下部或坡脚堆积,在这个过程
中,地形就不断地夷平.坡面夷平趋向的极限面就是所谓的侵蚀基准面.大
陆相对海洋来说也是隆起面,因此从总的趋势上讲,大陆侵蚀,海洋沉积,
海平面是全球性的侵蚀基准面.局部地区,山体,丘陵的侵蚀夷平作用,相
对于局部干流河面,湖面等具有自己局部的侵蚀基准面.地貌的总体演化规
律是相对于基准面的坡面的侵蚀后退.1889年戴维斯提出,从表象统计特征
看,坡面是顶部垂直侵蚀,下部水平侵蚀,形成坡面后退,坡顶同时下降的
演化趋势.这种坡面呈上凸下凹的形态,如图2.3.11所示.最终形成有沉积
物覆盖的大致平整的"准平原".后来彭克提出了新的坡面演化学说,他认
为,最初坡顶并不下降,坡面呈平行后退,坡面呈凹曲线形.这样形成的最
终夷平面不是象戴维斯的准平原,而是有一定倾斜的山麓剥蚀平原,其上残
留着一些"岛山".坡面平行后退的地貌因子主要是重力产生的块体运动,
如崩塌,滑坡和坡面水流的片状冲刷.现代研究发现,戴维斯的理论适合于
湿润地区,而彭克的理论适合于干旱和半干旱地区.
图2.3.12反映了地貌发育的两种模式.尽管戴维斯最初建议的接近第一
种模式.后来一些地理学家修改了他的模式,他们根据一些地区的情况,修
改了关于青年期的特征,其基本观点是,最初抬升的是原始的平整地面,这
在A.N.Strahler和A.D.Strahler的著作中推到了极点(可参见北大地理系
的译本).现在看来,第一种模式发生在两个大陆板块的碰撞带,第二种模
式发生在海洋板块向大陆俯冲的地带,或者适合于描述一段时间内构造运动
平息形成夷平面,下一阶段再次发生抬升.例如,我国青藏高原,从长时间
的角度观察,适合于第一种模式,但是高原上升过程有间隙,形成夷平面,
从一个阶段看又适合于第二种模式戴维斯的理论称为侵蚀旋回学说.按第二
模式,地貌发育一般经历三个阶段:青年期,壮年期和老年期.在青年期,
河流迅速下切,河谷深狭,谷坡陡峻,约大于等于30°.陡坡上也发生风化
和滑坡等作用,但河流以垂直下切为主,河谷呈V形.
图 2. 3. 12戴维斯地貌发育的三个阶段
Ⅰ.据W.M.Marsh(1981)
Ⅱ.据A.N.Strahler等(1974)
但整个青年期阶段,原始地面大部保留在河间地段.随着时间的推移,
由于主,支流河谷,谷坡的侵蚀后退,以及河流向源头的侵蚀——溯源侵蚀,
原始地面的范围逐渐缩小,此时河流中有瀑布和湍滩,河床纵剖面很不规则.
在壮年期,河流纵剖面逐渐变为平缓下凹的曲线,向侵蚀基准面逼近,河网
已经发育并且更加完善,瀑布,湍滩已消失,大多数河流纵剖面达到动态平
衡,河流的下切减缓以至停顿,河流以侧蚀为主,河间地不断地降低,坡面
后退,在下游发育洪积冲积平原,河谷是宽阔张开的,河流平面上呈蜿蜒的
形式.晚年期,河床比降继续下降,谷坡继续变缓,但速度变慢,地势起伏
在一个基本水平线附近,形成准平原.准平原上,也可能残留一些小高地.
从地面抬升到准平原形成,构成了一个侵蚀循回.如果构造运动多次抬升地
面,就构成了多旋回侵蚀.一个旋回完成的时间是地质时间尺度的,它的时
间数量级是107年级的.值得一提的是,戴维斯的学说,是建立在早期地质
理论基础上的.它正在面临板块学说的挑战.
2.3.4 人类的作用
人类对地貌的作用,主要表现为加速土壤侵蚀,沙漠化作用,工程改造
等.以港口河道工程,海岸工程等为例可以看出,工程地貌学的内容是进取
性的,主动的,对人类产生着明显效益.土壤侵蚀一方面在流失区形成荒漠
化土地,对人类本身造成威胁,另一方面为河流带来大量泥沙,淤塞河道.
不过泥沙运移到外海,加速了海岸滩涂的淤长.从目前情况看,人类对地貌
干扰尚不足以造成全球性的影响,即使在不远的将来也是这样.但是全球气
候变 化可能引起的地带性的地貌过程变化,则可能使各区域内出现地貌过程
的变化,有些地区可能出现泥石流,沙漠化等地貌灾害,是值得注意的.
图2.3.13W.M.戴维斯(美国,1850-1934)
第四节 生态-环境过程
气候过程,水文过程,地貌过程,基本上是以物理作用为主的,它们发
生的主要范围也分别限定于大气圈,水圈和岩石圈.在地球表层中,还有一
类自然过程,物理的,化学的,生物的作用"平分秋色",也不可能限定于
某一个物理上明确的地球圈层中,这就是生态-环境过程,或者称为狭义的"自
然地理过程".一般讲,它们又包括景观生态过程和环境化学过程两类子过
程.
2.4.1 生态与生态过程
生态学这个词来自希腊语Oikos,它的意思是"家"或"生活的地方".
德国动物学家提出生态学(ecology)这个词,认为它是关于"动物和有机体
与无机环境的关系"的学问,后来,进一步扩展为生物有机体与其环境之间
联系的科学,或者说"研究有机体及作用于它们而又被它们所影响的全部生
物的和物理的因素之间关系"的科学.因此生态学又可以恰当地称作"环境
生物学"(Robet,L.Smith,1977).
在生态学中最重要的概念是生态系统.我们可以森林生态系统来理解
它.森林的林木和其它植物有光合作用的能力,它们获取日光并把它转化为
化学能.森林食草动物,比如鹿以树叶和嫩叶为食,获得能量.蚯蚓和其它
土壤生物则消耗落叶,昆虫以树叶和树汁为生,森林鼠吃种子与昆虫,而狮
子,老鹰则分别以鹿和鼠为食物,在这过程中,能量在传递.类似地,植物
从土壤中吸收营养成分,动物又从植物获得了它的营养.动植物死亡之后,
营养成分又被细菌分解,重新回到土壤,构成一个物质循环.在森林中,如
果其中的鹿变得过分多就会啃食森林,破坏更新的幼树并危及其它动物食物
来源及庇护场所,鹿也会因食物不足而饿死或失去庇护环境而为狮子捕捉,
最后森林内鹿的数量下降.当鹿变得过少时,狮子因捕食不足而饥饿死亡,
植物又茂盛起来,这样鹿的数量又增多,而当森林遭到外部的强烈破坏时,
森林消失,代之以其它景观出现,出现新的生态系统.
一个生态系统,无论它是森林,池塘,或者更一般的陆生,水生系统,
都具有下面的基本特点:(1)能量输入和循环维持了生态系统的运行,如果
没有阳光,生态系统不存在,没有营养成分的循环,也不可能有生态系统.
(2)生态系统包含了多种生物的物种,具有生物多样性,这些生物种之间相
互依赖,相互制约.(3)生态系统具有自我维持和自我调节的能力,它可能
稳定在一个平衡的状态附近.(4)当外界的干扰很强烈时,生态系统可能被
破坏,出现新的物种,构成新的生态系统,即生态系统发生演替.(5)生态
系统在物理上由环境(如土地),生产者(如林木),消费者(如鹿,狮)
和分解者(如细菌)构成.生产者固定太阳能并利用简单的无机物质制造食
物,它们是"自养"的,消费者和分解者利用自养生物储存的食物,重组它
们或分解它们,是"异养"的.它们构成了生态系统的营养结构."金字塔"
是表征生态系统营养结构的一种模式(图2.4.1).
图2.4.1两个理论生态系统的金字塔
A为生产量金字塔,
B为生物体过程金字塔,请注意两种表示的不同和坐标度量是指数的.
P.生产者;C1,C2和 C3是第一,第二和第三级消费者.(通过腐生的能
量流被略)(取自A.N.Stranhler,A.H.Strauhler,1974,资料)
种,种群和群落是生物生态学的重要概念.种,就是可以相互杂交产生
新生物体的生物体集合,这是生物学的概念.种群就是一群占据某一特定地
域的种,在生态学中,种群的个体被视为是相同的,不可区分的或者说不必
区分的.群落是生存在特定地域同一环境条件下的彼此维持,相互依存的持
续地固定,利用分配能量的种群的集合.如森林生态系统中的林木集合,它
并不包括环境.在一个群落内,生物的常见种被称作群落的优势种,优势种
影响着环境,如森林中,林木决定着土壤结构及其化学成分.生物学中优势
种又可定义作决定群落演化特性的生物种,这种"优势种"生物量或数量不
一定最大.地理学中使用的优势种一般指生物量丰富的种.生物种需要一定
的生活环境.J.Liebig 1840年提出"植物生长取决于处在最小状况的食物
的量",这就是Leibig最小因子定律.V.E.Shelford 1913年提出耐性定律,
耐性定律认为,生物种生活的环境条件如温度,湿度,土壤水分与盐分等有
一定的范围,这就是生物的耐性.生物能对一个因子的耐性范围很广而对另
一个因子耐性范围很窄,当一个种的某一因子不是处于最适度的状态时,另
一些生态因子的耐性限度将会下降,如当土壤的氮有限时,草对干旱的抵抗
力下降,因子之间有补偿作用.大量观察发现,生物实际上并不一定生活在
最适合的范围内,因为更有竞争力的种群排挤了它们.其次,幼体的耐性比
成体的耐性狭窄.优势种的出现可以用耐性定律来说明,读者不妨试一试.
2.4.2 景观生态过程
当生物圈与地球表层其它圈层作用时,出现了景观生态过程.在特定的
地域内,生物群落和生态系统会发生特化,出现了独特的群落结构,生态系
统结构和空间分布形态.生态系统的能量传递,地球化学循环空间占据是景
观生态系统的基本形式.
每种独特的地理环境,给定一定的生态条件或称生境,由于耐性定律和
生物竞争的作用,环境就会出现特定的生态系统,这种生态系统被定义在地
域上,称作景观生态系统.景观生态中,一年内或别的生物生产周期内(如
一季),尤其是绿色植物通过光合作用和化学合成活动,把辐射能可用于食
物的有机体形式储存起来,这个总的单位面积储存率称作总初级生产力,当
扣除植物呼吸被消耗的部分外,称净初级生产力,有时也称生产力.图2.4.2
是不同生态环境的初级生产力.一个生态系统在最优良条件下的生产力被称
作生产潜力.它在农业生产分析中特别地有意义.图2.4.3是我国黄淮海平
原的光温生产潜力.生产力或生产潜力显然是地域状况的产物.黄秉维提出
生产潜力可由下列近似公式表达:
Pa=KQTWS(1)
式中Pa是农业生产潜力,Q是总辐射量,T,W,S分别是温度,水分与
土壤有效系数,K是
图2.4.2 初级生产力的全球分布
依据主要生态类型的年总生产,初级生产的世界分布.(据E.P.Odum,
1963)反映光能转化的系数.由(1)可见,生产力由辐射,温度,水分和营
养成分等决定.
不仅能量输入对景观生态系统是重要的,质量流或地化循环也控制着景
观生态系统的发展与变化.图2.4.4是全球(景观生态系统)碳循环的示意
图,它与图2.2.1的水循环一样,是全球系统最基本的循环.图2.4.5是美
国乔治亚州盐沼生态系统的磷循环,水中输入输出量并不平衡,地化循环使
得景观生态系统内部化学元素发生迁移,从而使生物体得到营养供应,环境
部分得到养分恢复,以维持生态系统.图2.4.5的景观生态系统过程模式已
被用微分方程更精确地描述.大尺度尤其是全球生态系统尚无好的模式描
述.
图2.4. 3 黄淮海夏玉米气候生产潜力(单位:k