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匿名使用者 發問時間: 科學地理學 · 2 0 年前

地形系統-板塊的構造

請問有人能說一下

板塊構造及主要地貌形態的分布

河盆系統及其在不同環境的差異(熱帶濕潤、熱帶乾旱、極地)

與地貌發展有關的水分循環

風化子系統

坡面子系統

河道子系統

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  • 2 0 年前
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    1.板塊構造

    全球的岩石圈可分為七大板塊:1 太平洋板塊 Pacific、2 北美洲板塊 North American、3 南美洲板塊 South American、4 非洲板塊 African 、5 南極洲板塊 Antarctica、6 印度--澳洲板塊 Indian/Australian及7 歐亞板塊 Eurasian。這些板塊的界限並不是大陸邊緣或海岸線,除了太平洋板塊完全是水域外,其他板塊都會有海洋部分與陸部地分。此外,又有若干小板塊︰8 加勒比海板塊 Caribbean、9 納薩卡板塊 Nazca、 10 菲律賓板塊 Philippines等。

    (1)板塊構造學說

    科學家基於各種證據及推想,於六十年代提出了「板塊構造學說」來解釋地球表面的形貌。根據板塊構造學說,全球岩石圈被海嶺 oceanic ridge、島弧構造 island arc、水平大斷裂 transform fault 等割裂為幾個不連續的單元,稱為板塊,所有板塊均浮於軟流圈 asthenosphere 之上,處於不斷運動中;板塊可以移動的基礎詳見於地球內部。板塊中部地殼較穩定,而在板塊交界之處,則是地殼運動活躍地帶。

    板塊構造(Plate Tectonics)學說乃在大陸漂移(Continental Drift)學說及海底擴張Sea-floor Spreading)學說的基礎上發展出來的。

    (2)大陸漂移學說

    1912年,德國魏格納(Wegener)提出了大陸漂移說。他根據大西洋兩岸兩塊大陸,如非洲和南美洲兩個大陸的種種相似性和連續性:包括海岸線的形狀、地層構造、岩相、古生物等証據,認為由硅鋁層組成的大陸能夠像船一樣在較重的硅鎂層上漂浮。根據這個理論,後來指出二億多年前地球上祇有一塊陸地,名為聯合古陸(Pangaea),四周則是一片原始大洋。自三疊紀開始,聯合古陸分裂為若干小塊,各自漂移,侏羅紀時,北大西洋和印度洋相繼發展,到晚侏羅紀,南美洲和非洲開始分裂,南大西洋開始出現,印度不斷北移。白堊紀時,南大西洋進一步擴展,澳大利亞與南極洲脫離,其後一直快速北移。到了現代,便產生了七大洲和五大洋。

    大陸漂移說的最大弱點,是無法解答推動大陸漂移的動力為何。

    (3)海底擴張學說

    基於海底岩石的磁化程度及年齡,六十年代出現另一學說,此即為海底擴張學說。這學說認為岩漿沿著大洋中脊裂谷湧升,凝固而形成新的地殼條帶,新的條帶不斷產生,把較老的條帶向外推移,由對流牽引地殼至洭聚區拐入地幔,熔化於軟流層中,其後再迴流至大洋中脊,繼續湧升而成一循環。海底岩石由新至老從中脊向外排列,並且不斷更新,因而最老的海底岩石祇有二億年左右。

    (4)舊理論︰地槽說(Geosynclinal Theory)

    傳統的地槽造山說,認為地殼運動主要是垂直的方式。地槽多為寬度不大,延伸很遠的狹長低陷地帶,由於泥沙不斷沉積,厚度可達萬米以上,重量的不斷增加,使地槽中部緩緩下降,終使兩旁的陸塊向內移動,把地槽內的沉積物擠壓,形成波浪狀的褶皺,造成褶曲山脈,同時出現大規模的岩漿活動。

    2.地貌形態分布

    板塊碰撞造成褶曲山脈,碰撞邊界為兩個板塊的相遇處。兩面的板塊性質可能相同,即同為大陸性板塊或同為海洋性板塊。兩個板塊的性質也可能不相同,即分別為大陸性板塊和海洋性板塊。

    (1)大陸板塊與海洋板塊碰撞

    當大陸板塊與海洋板塊相遇,兩個板塊緩緩靠近,或一個追及另一個時,密度較大的海洋板塊地殼,會俯衝至較輕的大陸地殼之下,岩石被拖曳至地幔,熔融於軟流圈中;俯衝作用並形成海溝。

    同時,碰撞產生巨大的水平擠壓力,使位於板塊邊緣的沉積物受擠隆起、皺褶,接著褶曲程度越來越強烈,形成斷層,並會使接觸處形成強烈褶曲的大山脈,伴生碎石帶及變質帶。例如阿爾卑斯山、落磯山脈、安地斯山脈。

    一系列的變化導致能量釋放,產生劇烈震盪,造成強烈地震;並使深層岩漿沿裂谷裂縫冒升,帶來火山活動;冒升至地表的熔岩會形成火山帶或島弧(如亞洲東面)。

    (2)大陸板塊相碰撞

    若為兩個大陸板塊相碰撞,原有的分隔海面便會逐漸消失,擠壓形成巨大山脈及縫合線。高聳的喜瑪拉雅山脈,便是這類板塊碰撞邊界形成的褶曲山脈。

    由南面而來的印度板塊,於三千五百萬年前與歐亞板塊發生碰撞,從而使數百萬年沉積於淺海的沉積岩擠壓隆起,使原有的海洋逐漸縮小,慢慢形成巨大的山脈。在那近九千米高的岩石層中,夾雜了不少昔日海中生物的化石。

    由於印度板塊仍向北方移動,喜瑪拉雅山脈仍在不斷增高;1954年的測量高度為8848米,1999年11月11日已把高度修訂為8850米。

    (3)分離的板塊邊界

    分離的板塊邊界,是以裂谷為中心,岩漿不斷湧上,新岩石不斷形成的建設性邊界;在這種情況下,不斷而來的新岩石便會形成大洋中脊及海洋地殼。兩個板塊的分離,會促使海洋的形成,大西洋中洋脊便是其中一例。

    3.河盆系統

    地面水和地下水匯入河流並補給河流的區域為河盆(drainage basin)。兩個相鄰河盆之間的界線稱為分水線(watershed);落在分水線附近的降水,會分別流入分水線兩側的河盆。分水線在山地區域比較容易確定,通常以山脊為界;在平原地區,分水線並不明確。

    匯注河流的水源,通常包括地表水和地下水,分別形成地面集水區(catchment area)和地下集水區。河盆的自然地理條件,在很大程度上決定著地表徑流的形成過程、匯水過程和河水流動的情況等。

    在某一水系中,直接注入海洋、湖汩或內陸湖盆的河流稱為幹流(main stream),而直接或間接注入幹流的河流都稱為支流(tributaries)。幹流的主要特徵是流程長,河道開闊,水量大,集水面積廣;支流則一般流程較短,水量較少。

    (1)河盆的投入

    河盆的投入主要有三類:太陽能、水分及風化沉積物。

    水分來自降雨或降雪,高山積雪融水,或地下水供應的泉水。風化沉積物可通過流水侵蝕或塊體移動來參與河盆系統內的物質循環;風化物的多少,與岩石的堅硬程度及岩石位置的坡度有關。

    (2)河盆的運作過程

    雨水在坡面上的流動過程,稱為地表流。由於河盆內降水情況及自然地理條件不同,地表流的開始時間在各處並不一致;通常首先從流域內透水性很差和坡度較大的地方開始,然後逐漸擴及全流域。地表流開始時往往由若干條不大的、彼此時合時分的獨立的小水流組成;當降水強度很大而又來不及下滲時,地表流的速度隨水深和地面坡度的增減而加速或減速。

    地表流會逐步匯集到河道去,形成正式的河流;此外,從土壤和岩石而來的表層流及地下水流,亦會供應河流的部分水量。對整個流域來說,降水量越大,歷時越長,在滿足了各方面的損耗後,所產生的地表流也越多;降水強度越大,越有利於河流水量的增加。

    (3)河盆的產出

    河盆的產出主要有三類:熱能、水分及河水搬運的物質。

    熱能主要通過蒸發及蒸騰作用,以潛熱形式離開,以及通過地面輻射散逸。水分通過蒸發、蒸騰作用、以及徑流等過程而離開。徑流(runoff)指所有離開河盆的流水,由地表流、河川、表層流及地下水流共同組成。河水搬運的物質,亦會隨著河水而進入湖泊或海洋。

    河流的長度可達數十以至數千公里,河水大部分會向下游泄去。大多數河流的水都是流入海洋,小部分則流入內陸湖泊或消失於荒漠之中。

    4.風化系統

    投入: 岩石物質, 能量太陽輻射, 水

    過程: 化學風化, 物理風化

    產出: 岩屑, 風化層  

    岩石風化與風化殼

    岩石一旦露出於地面,不但進人了常溫常壓環境,而且與大氣圈、水圈和生物圈發生相互作用 使岩石和礦物在原地發生物理和化學的變化,這個過程稱為風化作用

    風化作用改變了岩石的成分和結構,使岩石由堅硬變為鬆散,由大塊變為小塊.許多礦物也隨之破碎、分解,變成新的礦物。大的呈砂、礫狀,小的呈黏土狀,覆蓋在地表上,組成地殼的最表層,稱為風化殼.厚度由數十厘米至百餘米不等,結構疏鬆。

    由於風化殼的組成物質鬆散.因而有利於各種外力作用.如流水、風、冰川和海洋等的侵蝕和搬運,而岩石的風化程度則取決於岩性、氣候、植被以及風化時間等因素。

    風化作用的類型可分為物理風化、化學風化和生物風化三種,但生物風化對岩石的破壞效應,可分別歸入物理的或化學的過程,所以,我們只分出物理作用與化學風化作用。

    物理風化作用

    物理風化作用是指岩石和礦物逐步疏鬆崩解成碎屑的過程,而它們自身的化學成分則不會發生改變。

    舉凡溫度變化、岩石孔隙中水的凍結,或鹽類的結晶所產生的機械力,植物根系在岩石裂隙中生長等都能造成岩石的物理風化。

    凍融作用

    存在於岩石裂隙中的水,常氣溫下降至冰點時就會結冰,體積隨即膨脹.比原來增大了9%左右。

    冰對岩石裂隙的兩壁施加了很大壓力(可達到2000Kg/cm2),使裂隙加寬加深。當冰融化時,水沿著擴大了的裂隙滲入地下深處的岩石內部,並再次凍結成冰。這樣,經過反覆的凍結和融化後,岩石的裂隙就不斷擴大、加深和增多,以致大塊岩石崩裂成碎屑。

    這些岩石碎屑常堆積花山坡下部.形成岩屑堆。凍融作用常見於日氣溫變化在OC上下波動的亞寒帶濕潤地區或高山地區。

    鹽結晶作用

    進人岩石裂隙中的水,常溶解有大量鹽分,一旦水分蒸發,溶液濃度逐漸達到飽和而成為鹽晶體.體積因而增大,並產生膨脹壓力,使岩石逐漸崩解。

    這種過程常出現在熱帶荒漠以及海岸地區。在熱帶荒漠地區,含鹽分的水通過毛細管作用到達岩石表面,水分蒸發後出現結晶。而在海岸地帶.岩石終年受到含有鹽分的波浪沖擊,也有利於鹽結晶作用的進行。  

    壓力釋放

    許多形成於高壓環境的火成岩如花崗岩等,一旦暴露於大氣之下.壓力便大大降低,因而起起了岩體膨脹。

    當膨脹超過彈性極限後.岩石會發生破裂而產生許多大致平行地表的席狀節理,其厚度從十幾厘米到幾米不等。愈深入地下節理的厚度愈大,愈近地衣節理愈薄愈多,結果造成了岩石的層狀剝離崩解。

    這種過程在花崗岩分布的地區最為常見,例如稱為頁狀剝落岡丘的巨大渾圓的花崗岩體便是這樣形成的。  

    熱力風化

    熱力風化是指岩石因其內部熱應力作用而產生的崩解破碎。晝夜或季節的氣溫變化.使岩石或礦物反覆膨脹和收縮.最終導致了表面的剝落或破碎。根據岩石破碎的方式,熱力風化過程可分為:塊狀分裂、粒狀分裂和頁狀剝落。  

    塊狀分裂 : 節理或裂隙較多的的質岩石,當日夜溫差較大時,常產生塊狀分裂,多見於乾旱、半乾旱的荒漠地區。岩石在白天受陽光照射後.吸熱增溫而膨脹.到了夜晚,岩石則放熱降溫,發生收縮。這種熱脹冷縮過程若反覆進行,岩石的裂隙就會增多,並擴大加深.導致岩石沿裂縫成塊裂開。  

    粒狀分裂 : 岩石往往由多種不同礦物組成,而各種礦物的熱力膨脹系數不同。此外,不同礦物的顆粒大小、顏色深淺等特性也不一樣。因此,當溫度發生劇烈變化的時候,各種礦物膨脹或收縮的變形量不同.使礦物顆粒彼此分離,逐步崩解為鬆散的礦物顆粒。粒狀分裂常見於粗粒岩石,如花崗岩、砂岩等。  

    頁狀剝落 : 由於岩石是熱的不良導體.日間受熱時,岩石表層增溫最快。膨脹最劇烈.而表層以下卻增溫很慢.膨脹量較小.這樣岩石表層與內部的熱膨脹變形量不同,兩者之間產生了張應力差,夜間的情形則相反,表層散熱降溫快,迅速發生收縮.而下層散熱性,收縮量小.兩者之間產生了壓應力差。岩石經過長時間的張應力、壓應力的交替作用後,產生了許多風化裂隙,既有與表面平行的橫向裂隙,也有與表面垂直的縱向裂隙,最終導致岩石的表面逐層剝落。在各類形狀的岩石中。顆粒較細的岩石最容易發生頁狀剝落。

    生物作用 : 生物的活勤也可導致岩石的物理風化,如植物的根系沿岩石裂隙生長,使裂隙擴大而把岩石擠開;動物挖掘洞穴、可使岩石破碎、土粒變細等。而且,通過動植物的活動,使岩石或岩屑間的空隙增多擴大,有利於更多的水及空氣進入,促進了化學風化作用。  

    化學風化作用

    地表岩石與水、水溶液相空氣中的氧、二氧化碳等相互作用,發生氧化、溶解、水解、水化等一系列化學反應,因而改變了岩石的物理性質和化學成分,形成新的礦物,或者使岩石中可溶的礦物逐步被溶蝕流失。結果,原來岩石的結構被破壞,岩石變得疏鬆甚至逐漸變成鬆散的土層。這種對岩石的破壞作用,稱為化學風化作用。

    化學風化的主要方式有五種:溶解作用(solution)、水解作用(hydrolysis)、水化作用(hydration)、碳酸化作用(carbonation)和氧化作用(oxidation)。  

    溶解作用是指水對礦物的直接溶解。溶解的速度一般很緩慢,但在很長時間的作用下,不少較難溶的礦物也能逐步溶解。溶解作用對於由方解石、石膏、岩鹽等易溶礦物組成的岩石來說,破壞效果尤其明顯。由於溶解作用增加了岩石的孔隙,破壞了岩石的結構,因而有利於其它風化方式的進行。  

    水解作用是指礦物與水發生反應而分解。水中存在游離的H.和OH-離子,能使某些弱酸強鹼或強酸弱鹼的鹽類礦物在水中出現離解,其離于與水中的H,及OH-結合,產生新的礦物。例如花崗岩的主要造岩物之一的長石,經水解後變成了高嶺石。  

    水化作用是指水與某些不含水的礦物相化合,改變了原來礦物的分于結構,形成新的礦物。在水化過程中,礦物的特性發生了很大的改變,如硬度降低、密度變小等,而且引起了體積膨脹(如硬石膏水化成石膏後,體積約增大了30%,對岩石內的其它礦物造成擠壓作用,加速了岩石的崩解。  

    雨水在大氣中溶解了一些二氧化碳而帶上微弱的酸性,形成含碳酸的水。當雨水中的碳酸與岩石中的金屬離子發生反應時,即形成碳酸鹽,這就稱為碳酸化作用。石灰岩及其它含碳酸岩石,受碳酸化作用的影響尤其明顯。例如構成石灰岩的碳酸鈣在純水中溶解速度較慢,但它能與水中的碳酸發生快速反應,生成的碳酸氫鈣,易溶於水(比碳酸鈣易溶30倍),並隨水流失。在碳酸化作用下,石灰岩地區形成了奇特的岩溶地形,不論地上和地下都產生許多溶蝕而成的大大小小的洞穴和溶隙。  

    氧化作用是指氧氣與礦物按生氧化反應,產生新礦物的過程。許多變價元素在地下缺氧環境中常常形成低價元素的礦物,而出露地表的氧化環境後,這些低價元素礦物變得極不穩定,容易氧化為高價元素的新礦物,以適應新的環境。含鐵的礦物最易受到氧化,如黃鐵礦經氧化後形成了褐鐵礦。褐鐵礦呈黃褐 棕紅色,所以經氧化作用的岩石表面成風化產物,也都被染成黃褐 棕紅的鐵銹色。  

    生物的化學風化作用 : 是通過生物在新陳代謝過程中產生的各種有機酸及其它溶液,透過微生物的分解作用,對岩石進行腐蝕,使岩石分解。

    在自然界,物理風化和化學風化往往是互相聯繫、同時作用的。物理風化使岩石疏鬆崩解,有利於空氣、水分及微生物的侵入。同時,岩石的崩解,使岩石表面面積增大,化學風化也隨之擴大、深入。因此,物理風化促進了化學風化的進行。化學風化不僅使岩石性質改變,也使岩石的結構發生變化,有利於物理風化的進行。岩石經物理風化後其碎屑的最小粒徑一般為0.02mm左右,而化學風化可進一步使顆粒分解變細, 甚至使顆粒完全溶解。從這個意義上說化學風化也是物理風化的繼續和深入。    

    風化作用的影響因素

    氣候 : 不同的氣候條件下,風化作用有明頗的差異。對物理風化來說.凍融作用是溫度在O0C上下波動的地區佔主導地位,如果氣候太冷(常年冰凍)、太熱(不發生冰凍)、太乾(沒有足夠的水分凍結成冰)或太濕(如植物覆蓋地表),都不利於凍融作用的進行。在X處由於大熱和缺乏水分,很難發生物理風化作用。而在Y處,高溫多雨.地表覆蓋著厚厚的植被,大大減弱了陽光對岩石的作用.所以物理風化不明顯,但化學風化卻十分強烈.風化殼的厚度也很大。因此,在極地和高山地帶,以及乾旱、半乾旱的荒漠地區,物理風化最強烈。化學風化隨溫度和降雨量的增加而加強,在S處,植被生長旺盛,各種有機酸最豐富,化學風化也最為強烈,大量物質被溶解並隨水流失。至於P處和R處,前者溫度太低,後者缺乏水分,都不利於比學風化的進行。有人根據年平均溫度與年平均降雨量來確定風化作用類型及其強度。    

    岩性 : 岩石的礦物成分、結構和構造特徵,對風化作用的進行影響很大。例如含鐵質的礦物易被水解為黏土,風化速度較快.粗粒的岩石比細粒的容易風化,多稱礦物組成的岩石又比單礦物岩石容易風化;裂隙、節理較多的岩石,也易於被風化,各種沉積岩;花崗岩較易被風化,而火山岩則較難風化。  

    地形 : 在不同的地形條件(高度、坡度及切割程度等)下,風化作用也有明顯的差異。在左平原及低緩的丘陵地區,由於坡度緩,地表侵蝕較慢,風化層較厚。在地形高差很大的山區,一般風化的深度和強度大於低平地區,加上山坡較陡,地表侵蝕較快,風化產物較易被搬走,因而風化層很溥,地面往往由裸露的岩塊或岩體構成。  

    時間 : 風化作用一般較為緩慢,因此要使岩石完全風化,往往要經過漫長的時間。例如,有人測定過在印度果阿地區的濕熱氣候條件下,由岩石變成磚紅壤風化殼,至少需要70一80萬年。一般來說,潮濕熱帶地區的岩石,約2萬年才可形成超過l米厚的風化殼。

    5.坡面系統

    坡面是流域盆地的重要的構成單元,地面上主要發生四種地貌過程:流體運動(如坡面漫流),塊體運動(如滑坡),流變體運動(如冰川、泥石流)和熱力作用引起的土溜。圖4.2.7是各種坡面質量過程的具體形式。不同的地理條件,坡面的地貌過程是有差異的,因此坡面的形態也有差異。實際的坡面可能由九種坡元組成,當每種坡元出現一次時,我們稱其爲單坡,不然爲複坡(如圖4.2.8)。複坡的出現常反映了不同的洪水淹沒範圍或者季節性地下水位的影響。

    從沈積學的角度看,坡面又可分爲二種單元:侵蝕單元和沈積單元。圖4.2.3中,l—4是侵蝕單元,5是過渡帶,6、7、8、9是沈積單元。由於地貌部位和沈積特徵的不同,坡面的各種自然地理特徵都有差別。圖4.2.9是濕潤地區坡面的水文特徵和土被特徵。在乾旱地區一般由土、岩石和粗碎屑組成。在半乾旱地區,泥石流沈積則常常出現。它們的土壤發育不完整。在濕潤地區坡面中水是坡面系統的最重要的流。土壤中的水流引起坡面化學物質的遷移和化學風化。在寒冷地區,晝夜變化引起的水在液態與固態之間的轉化又促進基岩的物理風化,水的存在促進了土壤層的發育。在降水發生時,當下滲量達到土層的下滲率或土層飽和時,發生坡地漫流。我們知道漫流是坡面的主要地貌動力,坡面大量産流時,也就發生了坡面洪災。

    在水和其他物質的聯繫作用下,坡面與其他流域單元聯結成系統,圖4.2.10是坡面系統與它的外部聯繫,它們共同構成了以坡面爲中心的地表系統。

    坡面系統的生態問題,主要是水土流失。水土流失是坡面正常的地貌過程,從地質的時間尺度看,它具有夷平山地的作用,但對人類的生産、生活活動周期卻是一種災害。它使坡地土壤層破壞,土層含水性下降,引起土地退化。在我國半濕潤半乾旱地區,水土流失是最大的地貌災害。

    水土流失的基本過程是由雨點濺蝕和坡地漫流引起的。濺落的雨點破壞了土壤的粘結,流動的水流又啓動和搬運泥沙使土壤發生侵蝕,同時由於土層沖刷,土層的含水能力下降引起水分流失。一般以滿寧公式來近似描述漫流過程 (1)式中n是地面糙度,h是徑流深,i是坡度。糙度是一個地面綜合因數,與裸露的土地相比,植被大大增加了地面的糙度。由於水流的挾沙能力正比于流速的高次方,所以保持植被、降低坡度是防止坡地水土流失的有效辦法。我國人民千百年來發展了種草種樹、修建梯田的方式,是人類自覺地減少自然災害,保持生態系統良性運行的範例。增加植物,被普遍地認爲有利於防止水土流失。大量的研究表明,植物對水土流失的主要作用可分爲四個方面:(1)植被冠層對降雨截留,使雨點能量損失,減少濺蝕;(2)增加糙度,降低坡面水流流速;降低水流的挾沙能力;(3)根系在營養生長的同時對土壤糰粒作用、孔隙度和生物活性都有促進,根系對土壤形成機械的把持作用,實驗證明不同的作物對土壤的作用是不一樣的;(4)植物的蒸騰作用使土壤變幹,從而有利於降水下滲,減少徑流量。雖然植物有這些防止水土流失的功能,但是一些觀察證明,一定條件下植被有助於泥石流和滑坡的發生。人們猜想這種情況與植被促進水分下滲,濕潤了土層與基層或岩體與基層接觸面,有利於滑坡滑動或者促成岩屑生成泥石流。植被與水土流失的關係表明,地理現象在機制上往往是複雜的,簡單的分析會失之偏頗。實際上,在地面草被、落葉層被破壞的情況下,林地枝葉雨滴集中侵蝕,有助於土壤侵蝕(黃秉維,1991)。

    流域內分佈有各種城市,人類必然地利用坡面土地建設自己的家園,布設生産設施。一般來講,人類總是要利用坡面穩定、洪水不可淹沒的地帶建設自己的生産生活設施。規劃工作一般把不穩定地帶、河漫灘和坡度大於30°的地帶劃作非林牧業利用的地帶。

    6.流域系統

    我們已經知道,一個流域主要由坡面系統和河道系統構成,它們相互作用形成了總的流域系統。流域中的河谷平原,部分由河流形成的沖積平原構成,部分由坡面産生的洪積、坡積物在濕潤地區,流域的水文過程是流域系統的基本過程。根據水量平衡原理,流域內部水流運動滿足下列方程:

    P=R+(E+T)+△S+△G.(4.2.1)式中P爲降水量,R爲徑流量,E爲蒸發量,T爲蒸騰量,△S爲土壤水改變量,△G爲地下水改變量。圖4.2.6是流域系統基本的水文過程流圖。這個圖中沒有考慮人類對水資源的利用。在深層地下水中標出了地下水的流入流出,反映了地下水流域與地表水流域不一定完全重合。這裏的流域水流圖是概念性的,實際的流域水文過程要比這一流圖結構要複雜得多。60年代發展了大量的流域水文模型,如斯坦福大學發展的斯坦福-Ⅳ ,我國發展的新安江流域模型。

    流域中還發生著其他地理過程。一般說來流域地貌過程是由相對獨立的坡面過程和河道(河流)過程構成的,坡面發生流水侵蝕、塊體運動和風化,它産生的沈積物提供給河流,河流攜帶這些沈積物塑造河流地貌。流域中的氣候過程和生態過程屬於一般的地理過程,並不因位於流域中而分異成特殊的子系統過程,因此我們不單獨討論流域的這類過程。

    我們前面討論的流域系統特性,屬於正常流水地貌類型,在冰川區、乾旱區和喀斯特區必須作適當修正。冰川景觀發育的地區,降水的主要形式是降雪,徑流的形式是冰雪構成的冰川的緩慢運動,在下游地區出現融冰形成的河流。冰川內部包含了大量的沈積物,它們的大小懸殊。包含有大量沈積物的冰川本身覆蓋了流域的坡面,從上面觀察到的實際是冰川面。冰川的底部對坡面有強烈的侵蝕作用,因此穀底形態和坡面形態也與流水地貌類型區有顯著不同。

    在乾旱區,蒸發量很大,常常達到100%,其結果是表面沒有淨地面徑流,從而形成完全封閉的沒有水流出口的流域盆地。在這種類型區,河流可能變成季節性的或者是沒有固定河道的。乾旱區也形成特殊的氣候和生態環境,關於這個方面的內容請見第五節。

    喀斯特區是另一類特殊類型區。由於構成喀斯特的碳酸類鹽的可溶性,喀斯特區充滿了各種溶洞、地下水道,因此地表徑流顯著減少,地下水成爲系統水迴圈、物質迴圈的主要因數。在這類地區,由於地表土壤瘠薄,還成爲一種惡劣的生態環境、嚴重制約農業生産的發展。在個別喀斯特地貌發育的典型地區,則因獨特的地貌景觀形成旅遊區,這時區域的生態系統特性完全偏離了一般的陸地生態系統特性,其問題落入了旅遊地理學領域。

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