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. 0177 H
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。





工业 发展


CO2 大气
增加 增温

水汽 降水
海面蒸发
增加 增加

冰雪圈 融化





土地蒸发

降水, 蒸发不
平衡, 土地干 旱化化?

农作物产 量下降?



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 13000 10500 — 15500 8 天 陆地 河流 1700 1020 — 2120 16 天 湖泊 100000 30000 — 177000 17 天 内陆海 105000 85400 — 125000 土壤水 70000 16500 — 150000 1 年 地下水 820 万 7 — 33000 万 1400 年 冰川和冰盖 27500 万 1650 — 4802 万 生物群 1100 600 — 50000 小时

流动（每年立方公里）
陆地的蒸发作用 71000 63000 — 73000 陆地上的降水作用 111000 99000 — 119000 海洋的蒸发作用 425000 383000 — 505000 海洋上的降水作用 385000 320000 — 458000 自陆地向海洋的径流 39700 33500 — 47000 河流 27000 27000 — 45000 地下水直接径流 12000 0 — 12000 冰川径流（水和冰） 2500 1700 — 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：
e ? 6.11 ? 107.45/( 235 .16? t ) (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（ea＜ed）时即发生水面蒸发。这时蒸发强度为
E＝Bf（U）（es-ea） （2）
　　式中 U 是蒸发面附近的平均风速。空气流动将水面附近的水气带走，有 利于蒸发。实际上，在辐射热作用下，水不断地从液态转化为汽态，进入大 气。大气中的水气压在水面与上层空气间形成一饱和层，只有饱和层不断地 被风移开，蒸发才能有效地继续，不然仅靠垂向的水汽输送，蒸发将趋于停
　　
止。不仅水面会发生蒸发，土壤也是一种重要的蒸发面。饱和土壤表面的蒸 发率与邻近地区的等气象条件下的水面蒸发率几乎相等。当土壤逐渐干燥 时，蒸发率随土壤含水量的下降而下降。植物的蒸发是近于蒸发的一种形式。 植物生活需要水分，植物吸收的水分经过体内循环小部分留在体内，大部分 通过叶面蒸发到空中，称植物的散发或蒸腾。植物蒸腾量与植物种类、生长 期及供水条件有关。白天太阳辐射，植物气孔张开，因而蒸腾较大；夜晚， 气孔闭合，蒸腾量较小。在干旱条件下，植物的蒸腾有变小的趋势，因为蒸 腾量大的植物不能生存。一般情况下，在植被覆盖区很难区分蒸发与植物蒸 腾，通常不加区别地称蒸散发。
　　当温度降低时，大气的饱和水汽压降低，蒸发到大气中的水汽，就将重 新凝结成液态水滴或固态冰晶。在气流作用下，彼此碰撞，合并增大，当上 升气流不足以支持这些点粒时，受重力作用，它们以雨、雪、雹、霰的形式 降落到地面，这就是降水。产生降水的物理原因有：（1）锋面降水；当大气 中冷暖气流（团）相对运动时，在其交界面上有一过渡带，称为锋；锋面附 近，由于气流的辐合、辐散和锋面的抬升作用引起空气大规模的垂直运动。 湿气团在上升过程中绝热冷却，其中的水汽发生凝结而形成云雨。（2）气旋 降水：气旋就是中心气压比外围低的水平气流涡旋，在北半球作逆时针旋转
（相反情况叫反气旋）。由于气旋中心气压低，并受地形和地面摩擦的影响，
空气在气旋内产生辐合上升运动，有利于锋的生成并发生降水。（3）台风降 水：台风是发生在热带洋面上的强烈的气旋式涡旋，它是一个强降水系统， 强度大、范围大，降水机制复杂。（4）地形降水：山地的迎风坡由于地形强 迫气流上升，造成水汽凝结降水，或者地形的摩擦作用引起大气动力扰动， 发生气流强烈对流，气流垂直运动增强而降水。类似地，在喇叭口地形区， 发生动力辐合也可导致降水。
降落到地面的水，部分地经过土壤表面垂直向下进入土壤，称水分的入
渗。入渗的水分又渗入岩层中形成地下水，称下渗。入渗的水分运动，是在 分子力、毛管力和重力综合作用下进行的。在干燥的土壤区的入渗初期，水 分在分子力、毛管力和重力作用下迅速被表层土粒所吸收，入渗率最大。随 土壤湿度的增加，分子力逐渐消失，入渗水分在毛管力及重力作用下，使入 渗锋面下移，又因饱和层的延伸，毛管力也逐渐减小，入渗率逐步递减，最 后趋于一定值。霍顿（1937）经实验发现入渗率随时间的变化关系为：
f＝fc＋（fo－fc）e-Kt （3）
式中 f 是入渗率，fo 是初始入渗率，fc 是稳定入渗率，K 为与土壤性质
有关的参数，t 是时间，fo、fc 都是土壤与植被的函数。入渗产生两种产流
方式，其一是饱和产流；其二是超渗产流，当降水强度大于 fo 时，虽然土壤
并未饱和，但因降水强度大于入渗率，部分水不能渗入土壤，从而发生超渗 产流。
　　入渗到土壤的水，部分蒸发入大气，部分为植物所利用，部分下渗岩层 形成地下水。地下水也会向一定方向流动，形成地下径流。地下径流的速度 满足达尔西定律：从地下水水头高的地方指向水头低的地方，并且与水头梯 度（单位距离的水头降低值）成正比，并与含水的孔隙率及性质有关。
　　雨水落到地面，当降雨强度大于土壤入渗率时，降雨的多余部分就形成 地面径流。径流形成的过程比较复杂，大致可分为三个阶段：（1）蓄渗阶段：
　　
雨水到达地表，先由植物截留部分水量，这部分水量最后蒸发回大气（如图
2.2.4 所示），剩下的部分降落到地面，在降水强度超过土壤入渗强度时， 产生地表积水，并填蓄于大小坑洼。蓄于坑洼中的水渗入土壤或被蒸发。（2） 产流、漫流阶段：当坑洼填满后，坡面即形成从高处向低处流动的时分时合 的细流（股流），向坡脚流动。当降雨强度很大时，和在坡面平整的条件下， 可成片状流，坡面漫流汇向河槽。（3）河槽汇流：坡面流汇入固定的河槽， 使之纵向流动并流向固定的断面。汇流是沿程发生的，并且与地下水有不断 的交换。
图 2.2.3 地下水分层结构（据 Bear，1979） 图 2.2.4 径流的产生（多种来源）
　　一个水文系统包含了从蒸发到径流的几个子过程，在整个系统过程中， 水量应该是平衡的，即对任意水文系统来说，系统的水量收支平衡。水量平 衡原理是水文学的基本规律，它的基础是质量守恒定律。水量平衡可以表达 作水量平衡方程：
I－O＝△S（4）
　　式中 I≥0 为输入水量，O≥0 为输出水量，△ S 为系统内储存水量。对于 全球系统来说，水量平衡方程为
Po＋Pc＝Eo＋Ec（5）
　　式中 P 为降水量，E 为蒸发量，下标 o、c 分别表示大陆与海洋。对于大 陆来说，有
P－R－E＝0（6）
　　式中 R 为多年平均入海径流量，E、P 也为多年平均值。相应地有下列各 式：
大气系统：
E－P＋Ai－Ao＝△A（7）
流域系统： P－R－E＝△S（8） 土壤系统： P＋Cm－R＋Si－E＝△W（9） 地下水系统： αP＋U1－Uo－E＝△U（10）
　　式中，P 为降水量，E 为蒸发量，R 为径流量，Ai 与 Ao 为除蒸发与降水 外的其他大气收入水量与支出水量，△A 为大气蓄水量变化，Cm 为土壤凝结 水量，Si 为地下水与壤中流流入土壤的水量，So 为下渗水量，△W 为土壤层 蓄水量变化量，α为下渗补给系数，Ui 为地下水流入水量，Uo 为地下水流出
水量，△U 为地下的蓄水量变化。水量平衡原理还被用于分析蒸发、下渗等 的水量。
　　在河槽汇流后，河川接纳了新的水量。按水量平衡原理，局部河槽中水 量将增加，水位抬高。水位的抬高，使流速加大，同时也使过水断面变大， 从而单位时间内流经某一断面的总水量即流量加大，形成洪水。由于降雨量 空间分布不均，河网水系密度与分布形状的差异，以及水流汇集速度的快慢， 使河道沿程接纳的水量有差异。沿程水深的不均匀，易形成洪水型波体，称 河道洪水波。洪水波的波高远小于波长，并在下游传播过程中不断地变形。
　　
若不断地有水量汇入，则波体不断增大。在没有水量汇入时，洪水波变形的 规律逐渐展开趋于平直。图 2.2.5 是河道洪水波变形图。图中 h1＞h2，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

R 2 /3i 1/2
U＝
n


（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）］（h＜H）（12）式中 V 为水深 h 处的平均
流速，H 为河深，K 为系数，Vmax 为河水最大流速。
将河道视为一个系统，由水量平衡原理可以知道蓄水 S 满足微分方程
ds/dt=I—Q （13）
　　式中 S 为河道段水量，I 为流入该河段的水量，Q 为流出该河段的流量， 河道段水量变化是二者的差。一般认为 S 与 Q 之间有如下关系
S＝KQa（a＞0）（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：

C s ?

gh （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 ρgH（16）
8
　　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：

K
g b ? C 2
　
? s ? ? s ? ?


( U ? U c ) U


/ gw

（1）



式中c ? h1/ 6 /

图 2.3.3 沙波的纵剖面图
gn, 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


S ? K

U 3
gR?


（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：kg/亩）（据左大康等，
1987）（A）光温潜力（B）光温水分潜力
图 2.4.4 全球碳循环（取自《世界资源》，1987） 在景观生态系统中的地球化学循环不是任意的，图 2.4.6 是景观中元素
循环示意图。从图中可以看出，生物生长要吸收大量的水、磷、硫、钾、钙、
镁等。生物对元素的吸收能力是不一样的，表 2.4.1 是生物对元素的吸收强 度序列，称元素生物吸收序列。
　　在景观中元素的循环，主要由水的运动来完成，水在径流、降水及沿岸 流等过程中，同时带来化学元素的迁移。各种环境条件下元素随水的迁移强 度是不一样的，一般讲，这与水的酸碱性、元素的化学性质有关。
　　图 2.4.5 盐沼系统的磷循环图框中的数量是储存量，箭号边的数为循环 量（据奥德姆，1981）
图 2.4.6 景观中元素的循环示意图（取自李天杰、郑应顺、王云等，1979）



元素的



生物吸

表 2.4.1 元素生物吸收系列 生物吸收系数

特性
生物集 聚的元 素





生 物 摄 取 的 元 素

收 100xn 10xn n 0.n 0.0n 0.00n
强烈的 P ， S ， Cl
强度的 Ca ， K ， Mg ， Na ， Sr ， B ， Zn ， As ， Mo ， Mn （ Cu ）
中度的 Si ， Te ， Ba ， Rb ， Cu ， Ge ， Ni ， Co ， Li ， V ， Cs ， Ra ，
Se ， Hg ， Y ， F
微度的 Al ， Ti ， Cr ， Pb ， Sn ， U ，La
极微的 Se，Zr，Nb，Ta， Ru，Rh，Os，Ir， Pt ， Hf ， w