自然地理笔记

大一上·自然地理学复习重点第一章一、地球自转的地理效应和公转的地理效应1、地理自转的地理意义：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）地球在自传使所有在北半球做水平运动的物体都发生向右偏转，在南半球则向左偏。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形变，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如地壳运动、海水运动、大气运动等，都有密切关系。大陆漂移、地震、潮汐摩擦、洋流等现象都在不同程度上收到地球自转的影响。2、地理公转的地理意义1）太阳直射点的回归运动，昼夜长短变化、正午太阳高度变化（公转周期）2）四季与五带的划分（根本原因；直接原因）二、天体系统宇宙间的天体都在运动着，运动着的天体因互相吸引和互相绕转，从而形成天体系统。万有引力和天体的永恒运动维系着它们之间的关系，组成了多层次的天体系统。天体系统有不同的级别，按从低到高的级别，依次为地月系，太阳系，银河系，和总星系。八大行星（近圆性，同向性，共面性）三、朔望月☆朔望月，又称“太阴月”。月球绕地球公转相对于太阳的平均周期。为月相盈亏的平均周期。以从朔到下一次朔或从望到下一次望的时间间隔为长度，平均为29.53059天。我国的先民们把月亮圆缺的一个周期称为一个“朔望月”，把完全见不到月亮的一天称“朔日”，定为阴历的每月初一；把月亮最圆的一天称“望日”，为阴历的每月十五（或十六）。从朔到望，是朔望月的前半月；从望到朔，是朔望月的后半月；从朔到望再到朔为阴历的一个月。成因：月球自己不会发光，全靠太阳照亮，迎着太阳的半球亮，背着太阳的半球暗，又因日地月三者的相对位置随着月亮绕地球运行而变化，便造成月亮各种圆却形状，即月相变化。四、月相：一个朔望月为29天半，月相是依日月黄经差度数（以下的度数就是日月黄经差值）来算的，共划分八种：一、新月（农历初一日，即朔日）：0度；二、上峨嵋月（一般为农历的初二夜左右-------初七日左右）：0度----90度；三、上弦月（农历初八左右）：90度；四、盈凸月（农历初九左右-----农历十四左右）：90度----180度；五、满月（望日，农历十五日夜或十六日左右）：180度；六、亏凸月（农历十六左右-----农历二十三左右）：180度----270度；七、下弦月（农历二十三左右）：270度；八、下峨嵋月（农历二十四左右----月末）：270度-----360度；另外，农历月最后一天称为晦日，即不见月亮；实际上是29天12小时44分3秒。上半月在观察者右方，月面朝西。下半月在观察者左方，月面朝东。其他：1、地球内部圈层：地壳、莫霍界面、地幔、古登堡面、地核。地壳：硅铝层（花岗岩）、硅镁层（玄武岩）。岩石圈：地壳+上地幔顶部=软流层以上（软流层产生岩浆）2、地球外部圈层：大气圈、水圈、岩石圈（统为生物圈）第二章一、组成地壳的元素☆二、莫氏硬度计1.滑石2.石膏指甲（与矿物同样硬的东西）3.方解石铜币4.萤石铁钉5.磷灰石玻璃6.长石铅笔刀片7.石英钢制小刀8.黄玉砂纸9.刚玉10.金刚石三、三大岩石的分布情况、沉积岩的特点岩浆岩：是由地壳内部上升的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝而成的,又称火成岩.岩浆主要来源于地幔上部的软流层,那里温度高达1300℃,压力约数千个大气压,使岩浆具有极大的活动性和能量,按其活动又分为喷出岩和侵入岩.未达到地表的岩浆冷凝而成的岩石叫侵入岩.深成侵入岩颗粒较粗.浅成侵入岩颗粒细小或大小不均.喷出岩是在岩浆喷出地表的条件下形成,温度低,冷却快,常成玻璃质、半晶质或隐晶质结构,具有块状、流线、流面、气孔、流纹、条带状构造等.岩浆岩常见的如在地壳中分布很广的中粗粒结构的侵入岩——花岗岩,气孔构造发育,黑色致密的玄武岩,流纹构造显著的酸性喷出岩——流纹岩等.沉积岩：是地面即成岩石在外力作用下,经过风化、搬运、沉积固结等沉积而成,其主要特征是：①层理构造显著如板状层理、交错层理,互层；②沉积岩中常含古代生物遗迹,经石化作用即成化石；③有的具有波痕、石盐假晶、干裂、孔隙、结核等.（具有层理，富含次生矿物，有机质，并有生物化石）。常见的沉积岩有：直径大于3毫米的砾和磨圆的卵石及被其它物质胶结而形成的砾岩,由2毫米到0.05毫米直径的砂粒胶结而成的砂岩,由颗粒细小的粘土矿物组成的页岩,由方解石为其主要成分,硬度不大的石灰岩等.变质岩：是岩浆岩或沉积岩在变质作用下形成的一类新岩石.和前两类岩石主要区别是变质岩属重结晶的岩石,颗粒较粗,不含玻璃质和有机质的残体四、岩层的接触关系☆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。特征：上下岩层产状一致、不缺失地层、古生物连续、岩性岩相连续、构造变形一致、具有统一的岩浆活动模式等）2、假整合（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。（平行但时代不连续，生物有突变）垂直运动3、不整合（角度不整合）。指上下两层产状既不一致时代也不连续，期间有地层缺失。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。（不平行不连续，生物有突变）水平运动+垂直运动除此之外，侵入岩体与围岩间，后期沉积岩与前期侵入体间也有接触关系：侵入接触与侵入体的沉积接触。五、断层的分类断层要素：断层面与断盘。（地质罗盘）1、按段层两盘相对位移的性质分类4、正断层。沿断层面作上升下降的相对运动，则是倾向滑动断层。上盘相对下盘向下运动的倾向滑动断层是正断层。（上盘下降，下盘上升，倾角大）5、逆断层（上盘上升，下盘下降）。断面倾角大于四十度为冲断层，小于二十五度为逆掩断层。6、沿断层走向即在水平方向上发生位移的是平移断层。7、两盘沿断面某一点发生旋转的是枢纽断层。8、按组合类型分类9、阶梯状断层、叠瓦状段层、地垒地堑（正断层都是）六、岩浆岩按照成分的分类在四大岩类中，超基性岩类在地表分布很少，是四大岩类中最小的一个分支，仅占岩浆岩总面积的0.4%。超基性岩体的规模也不大，常形成外观象透镜状、扁豆状的岩体，它们好像一串大小不同的珠子一样沿着一定方向延伸，断断续续排列，有时可以追索上千公里。超基性岩颜色比较深，大部分都是黑灰色、墨绿色，比重也很大，一般都在3.0以上，因此很坚硬，常具致密块状构造。它的化学成分特征是酸度最低，SiO2含量小于45%；碱度也很低，一般情况下K2O+Na2O不足1%；但铁、镁含量高，通常FeO+Fe2O3在8-16%之间,MgO含量范围较宽，在12-46%之间。超基性岩基本上由暗色矿物组成，主要是橄榄石、辉石，二者含量可以超过70%。其次为角闪石和黑云母；不含石英，长石也很少。这类岩石最常见侵入岩是橄榄岩类，喷出岩是苦橄岩类。基性岩类岩石颜色比超基性岩浅，比重也稍小，一般在3左右。侵入岩很致密，喷出岩常具有气孔状和杏仁状构造。其化学成分的特征是SiO2为45-52%，Al2O3可达15%，CaO可达10%；而铁镁含量约各占6%左右。在矿物成分上，铁镁矿物约占40%，而且以辉石为主，其次是橄榄石、角闪石和黑云母。基性岩和超基性岩的另一个区别是出现了大量斜长石。这类岩石的侵入岩是辉长岩，分布较少；而喷出岩-玄武岩，却有大面积分布。虽然玄武岩构成的火山和台地在陆地上比较多见，但是和海洋底部玄武岩的分布情况相比，就逊色得多，因为海洋底部几乎全部由玄武岩形成。辉长岩的成分和玄武岩很相近，但是结构上差别较大。辉长岩因为在地下深处，斜长石和辉石同时结晶，因此，矿物颗粒形态发育比较完整，大小也差不多。玄武岩一般由斑晶矿物和基质两部分组成，斑晶主要是斜长石、辉石、橄榄石，基质就是岩浆喷发时没有来得及结晶的玻璃质或者是只有在显微镜下才能看出的隐晶质。中性岩类岩石颜色较浅，多呈浅灰色，比重比基性岩要小。化学成分特征是SiO2为52-65%，铁、镁、钙比基性岩低，Al2O316-17%，比基性岩略高，而Na2O+K2O可达5%，比基性岩明显增多。就象这个岩类的名称一样，它是在基性岩和酸性岩中间的过渡类型。侵入岩是闪长岩，相应的喷出岩是安山岩。闪长岩既可以向基性岩辉长岩过渡，也可以向酸性岩花岗岩过渡。同样，喷出岩之间也关系密切，安山岩和玄武岩、流纹岩也常常共生在一起。酸性岩类中以人们熟悉的花岗岩类出露最多，是在大陆壳中分布最广的一类深成岩，常形成巨大的岩体。喷出岩是流纹岩和英安岩。这类岩石的SiO2含量最高，一般超过66%，K2O+Na2O平均在6-8%之间，铁、钙含量不高。矿物成分的特点是浅色矿物大量出现，主要是石英、碱性长石和酸性斜长石。暗色矿物含量很少，大约只占10%。七、板块的边界类型☆①离散型边界，又称生长边界，两个相互分离的板块之间的边界。见于洋中脊或洋隆，以浅源地震、火山活动、高热流和引张作用为特征。洋中脊轴部是海底扩张的中心，由于地幔对流，地幔物质在此上涌（地幔物质上用的地方是新版块产生的地方），两侧板块分离拉开。上涌的物质冷凝形成新的洋底岩石圈，添加到两侧板块的后缘上(见地幔对流说)。（岩浆上升;大洋中脊、东非大裂谷）②汇聚型边界，又称消亡边界，两个相互汇聚、消亡的板块之间的边界（特点：地幔物质下降）。相当于海沟或地缝合线。可分为两个亚类：大洋板块在海沟处俯冲潜没于另一板块之下，称为俯冲边界（俯冲型：陆壳+洋壳），现代俯冲边界主要分布在太平洋周缘（见俯冲作用）（山弧海沟或岛弧海沟）（深源地震带）；大洋板块俯冲殆尽，两侧大陆相遇汇合开始碰撞称为碰撞边界（碰撞型：陆壳+陆壳），欧亚板块南缘的阿尔卑斯-喜马拉雅带是典型的板块碰撞带的实例（见大陆碰撞）。③守恒型边界（平错型），两个相互剪切滑动的板块之间的边界。相当于转换断层。地震、岩浆活动、变质作用、构造活动等主要发生在板块边界。八、板块构造学说的主要理论☆1、岩石圈不是整体块，而是被构造活动带分为六大板块。2、岩石圈漂浮在软流层以上，动力机制是地幔对流3、板块内部稳定，边界活跃。九、六代十四纪及代表性的植被和动物十、地震震级和烈度地震烈度（seismicintensity）表示地震对地表及工程建筑物影响的强弱程度。地震震级分为九级，一般小于2.5级的地震人无感觉，2.5级以上人有感觉，5级以上的地震会造成破坏。简称震级。1.一般将小于1级的地震称为超微震2.M≥1级，小于3级的称为弱震或微震如果震源不是很浅，这种地震人们一般不易觉察。3.M≥3级，小于4.5级的称为有感地震这种地震人们能够感觉到，但一般不会造成破坏。4.M≥4.5级，小于6级的称为中强震属于可造成破坏的地震，但破坏轻重还与震源深度、震中距等多种因素有关。5.M≥6级，小于7级的称为强震，巨大地震6.M≥7级，小于8级的称为大地震，巨大地震7.8级以及8级以上的称为巨大地震。发震时刻、震级、震中统称为“地震三要素”。一次地震一个震级多个烈度；烈度取决于：震中距和地面建筑情况。地震带分布：汇聚板块：环太平洋、地中海喜马拉雅；张烈板块：大洋中脊、东非裂谷。十一、岩石产状三要素１．走向倾斜岩层层面与任意水平面的交线称为走向线，走向线指示的地理方位（与地理北极沿顺时针方向的夹角）叫走向。走向线有无数条平行线，但走向只有两个，且相差180o。2．倾向与走向线垂直向岩层下倾方向引出的射线称为倾斜线，倾斜线在水平面上的投影线指示的地理方位称倾向。倾向与走向相差90o或270o，但岩层的倾向确定后，走向就可以确定，岩层的走向确定后，倾向不一定确定。3．倾角倾斜线与其在水平面上之投影线的夹角，亦称真倾角。第三章一、干洁空气格成分的作用（氮和氧、二氧化碳、臭氧）书P83二、对流层特点、臭氧层1、对流层：对流层是大气最底层，以空气垂直运动旺盛为典型特点，平均高度11km。在地表和大气的热交换下，气温虽高度的增加而降低，100m-o.65℃。天气变化复杂多样。2、臭氧层：臭氧层是指大气层的平流层中臭氧浓度相对较高的部分，其主要作用是吸收短波紫外线。大气层的臭氧主要以紫外线打击双原子的氧气，把它分为两个原子，然后每个原子和没有分裂的氧合并成臭氧。臭氧分子不稳定，紫外线照射之后又分为氧气分子和氧原子，形成一个继续的过程臭氧氧气循环，如此产生臭氧层。自然界中的臭氧层大多分布在离地20—50千米的高空。臭氧层中的臭氧主要是紫外线制造。三、地转偏向力的定义☆和性质由于地球转动而使在地球上运动的物体发生方向偏转的力称为地转偏向力。（当物体相对与地球表面运动时会受到一个叫地转偏向力的力的影响而改变方向，但地转偏向力并不是一个真正的力，而是一种惯性力。地转偏向力对航天，航空来说是一种不可忽视的力，地转偏向力在极地最显著，向赤道方向逐渐减弱直到消失在赤道处，而且在日常生活中地转偏向力很小，是忽略不计的。）水平地转偏向力的性质有：1）水平地转偏向力是由于地球自转而产生的惯性力，只是在空气相对于地面有运动时才产生。2）水平地转偏向力的方向与空气运动方向垂直。在北半球，它指向空气运动方向的右侧，使空气向原来运动方向的右方偏转。3）因水平地转偏向力与空气运动方向垂直，因此，它只能改变空气的运动方向，不能改变空气运动的速率。4）水平地转偏向力的大小与风速和运动空气所在纬度的正弦成正比。四、梯度风和地转风☆1、梯度风：空气受到的气压梯度力（G)、科里奥利力(A)和惯性离心力（C）相平衡时所作的水平曲线运动。1）在自由大气中（R=0），在北半球，低压中的梯度风必然平行于等压线，绕低压中心作逆时针旋转（G=A+C)。高压中的梯度风平行于等压线绕高压中心作顺时针旋转(A=G+C）。符合白贝罗定律。2）在摩擦层中，C=0，GAR三者平衡。符合白贝罗定律。。。在大尺度运动中，低压与气旋性环流相结合，低压中心是气旋性环流中心。高压中心与反气旋性环流结合，高压中心是反气旋性环流中心。2、地转风：地转风是指自由大气中（R=0）空气的水平等速直线运动（G=A），是指无加速度、惯性离心力不起作用情况下的运动。。。地转风是平衡运动，它受到的合外力等于零，没有加速度。空气运动平行于等压线，人背风而立，高压在右，低压在左。这就是北半球地转风的规则（即符合白贝罗定义）。平时人们说水往低处流，那么空气也应该从高压向低压流动了，但实际上却是平行于等压线流动的，这是地转偏向力影响的结果。因为，当有了气压梯度之后，空气要从高压向低压流，一但有运动，就会受地转偏向力的作用，使运动方向向右偏（北半球），随着运动方向的改变，偏向力的方向也改变，因为偏向力的方向永远垂直于运动方向所指的右方。五、白贝罗定律：又称“风压定律”。描述大尺度天气系统中风场与气压场之间的关系。人背风而立，在北半球高压在右侧；南半球高压在左侧。六、逆温的成因在对流层，气温垂直分布的一般情况是随高度增加而降低，大约每升高100米，气温降低0.6°C，主要原因是对流层大气的主要热源是地面长波辐射，离地面愈高，受热愈少，气温就愈低。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增加而上升的现象，或者地面上随高度的增加，降温变化率小于0.6°C，称为逆温现象。1.辐射逆温：经常发生在晴朗无云的夜空，由于地面有效辐射减弱，近地面大气层气温迅速下降，而高处大气层降温较少，从而出现上暖下冷的逆温现象。这种逆温黎明前最强，日出后自下而上消失。2.平流逆温：暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温（冷暖空气的温差较大），上层受影响较少，降温较慢，从而形成逆温。主要出现在中纬度沿海地区。（3.地形逆温：它主要由地形造成，主要在盆地和谷地中。由于山坡散热快，冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的较暖空气被冷空气抬挤上升，从而出现气温的倒置现象。或者冬季冷空气重，一沉聚谷底，造成下冷上热的现象。(例子:果树，蔬菜等农作物不种谷底)4.下沉逆温：在高压控制区，高空存在着大规模的下沉气流，由于气流下沉的绝热增温作用，致使下沉运动的终止高度出现逆温。这种逆温多见于副热带反气旋区。它的特点是范围大，不接地而出现在某一高度上。这种逆温因为有时像盖子一样阻止了向上的湍流扩散，如果延续时间较长，对污染物的扩散会造成很不利的影响。5.洋流逆温：寒流来临时，冷空气潜入暖空气下，带来干燥且多雾气候。）七、冷锋暖锋准静止锋锢囚锋降雨特点1、冷锋：当冷气团主动移向暖气团时，较重的冷气团前缘插入暖气团下方，使暖气团被迫抬升。暖气团在抬升过程中冷却，其中水汽容易凝结成云、雨。如果暖空气中含有大量水汽，那么可能带来雨雪天气。冷锋移动速度较快，常常带来较强的风。所以冷锋过境时容易出现阴天、下雨、刮风、降温等天气现象。冷锋过境后，冷气团替代了原来暖气团的位置，所以气温湿度骤降，气压升高，天气转晴。冷锋在我国一年四季都有，尤其在冬半年更常见。（第一型冷风或暖型冷风，锋后连续降雨，雨区较大;第二型冷锋或急行冷锋，锋前阵雨大风）2、暖锋:暖气团沿冷气团徐徐爬升，其中水汽冷却凝结产生云、雨。因为暖锋移动的速度比冷锋慢，所以可能形成连续性降水或雾。暖锋降水多发生在锋前，多为连续性降水。暖锋过境后，暖气团占据了原来冷气团的位置，所以气温上升，气压下降，天气转阴。暖锋在我国东北地区和长江中下游地区活动较为频繁。(锋前连续性降雨，层云降水区域较大，降水时间更长，强度更弱）3、准静止锋:指冷、暖气团势均力敌，互相争执不下，保持一种相对静止的状态。这也会给锋面所在地带来较长时间的，连续性的阴雨天气。（雨区更大，持续时间长，降水时间最长）影响我国的两大主要准静止锋：1.江淮准静止锋.梅雨的形成——江淮准静止锋，从我国江淮流域到日本南部，每年初夏6-7月间，都有一段连续阴雨时期，降水量大，降水次数多，这时正值江南梅子黄熟季节，所以称为"梅雨"。由于这段时间里多雨阴湿，衣物容易发霉，因此又俗称"霉雨"。中国古代关于梅雨的记载很多，如"黄梅时节家家雨，青草池塘处处蛙"；"和风吹绿野，梅雨洒芳田"；"梅实迎时雨，苍茫值晚春"；"三时已断黄梅雨，万里初来舶棹风"。这些诗句描述了梅雨滋润着广袤的江南沃野，给万物带来勃勃生机，也指出了梅雨的发生时间。那么梅雨是怎么形成的呢？原来，太平洋暖空气在五六月间北移到达长江和南岭之间，六月中旬前后抵达长江两岸，这时控制江淮流域的冷空气势力还较强，不易迅速向北撤退。因此冷暖空气在长江下游地区相遭遇，相持不下，形成江淮准静止锋，造成了连绵阴雨天气。2.昆明准静止锋.大家都知道昆明也叫“春城”。这是因为从蒙古西伯利亚吹来的冷风，经过长途跋涉来到云贵高原脚下已是强弩之末，再加上昆明的地形将冷风阻隔在外，所以昆明常年阴雨绵绵、四季如春。4、锢囚峰：暖气团、较冷气团和更冷气团相遇时先构成两个锋面，然后其中一个锋面追上另一个锋面，即形成锢囚锋。我国常见的是锋面受山脉阻挡所形成的地形锢囚；或冷锋追上暖锋，或两条冷锋迎面相遇形成的锢囚。它们迫使冷锋前的暖空气抬离地面，锢囚到高空。我们将冷锋后部冷气团与锋面前面冷气团的交界面称为锢囚锋。当冷锋追赶上暖锋，这就形成锢囚锋。在出现卫星云图前，锢囚锋很难确定。锢囚锋卫星云图上有清楚的表现。（降雨强度大，区域大，云层加厚，主要出现在东北华北区，暴雨）八、三圈环流形成的机制及其对全球气压带、风带格局的影响太阳辐射不均→高低纬间受热不均→单圈环流，+地砖偏向力→三圈环流1、单圈换流形成过程：假设地球不自转，地表性质均一，太阳直射赤道。此时引起大气运动的因素是高低纬度之间的受热不均。因而在终年炎热的赤道地区，大气受热膨胀上升，在终年严寒的两极地区，大气冷却收缩下沉。这样，在高空，赤道形成高气压，气压梯度力的方向指向极地，大气由赤道上空流向两极上空。在近地面，赤道形成低气压，两极形成高气压，气压梯度力的方向指向赤道，大气由两极流回赤道。因此，在同一半球，赤道和极地之间形成了单圈闭合环流。2、三圈环流形成过程：地球的自转，假设地表性质均一，太阳直射赤道，则引起大气运动的因素是高低纬之间的受热不均和地转偏向力。从北半球来看，赤道地区上升的暖空气，在气压梯度力作用下，由赤道上空向北流向北极上空（南风），受地转偏向力影响，由南风逐渐右偏成西南风，到30°N附近上空时偏转成了西风，来自赤道上空的气流不能再继续北流，而是变成自西向东运动。由于赤道上空的空气源源不断地流过来，在30°N附近上空堆积，产生下沉气流，致使近地面气压升高，形成副热带高气压带。近地面，在气压梯度力作用下，大气由副热带高气压带向南北流出。向南的一支流向赤道低压，在地转偏向力影响下，由北风逐渐右偏成东北风，称为东北信风。东北信风与南半球的东南信风在赤道附近辐合上升，在赤道与副热带地区之间便形成了低纬环流圈。近地面，从副热带高气压向北流的一支气流，在地转偏向力的作用下逐渐右偏成西南风即盛行西风。从极地高气压带向南流的气流（北风）在地转偏向力影响下逐渐向右偏形成东北风，即极地东风。较暖的盛行西风与寒冷的极地东风在60°N附近相遇，形成锋面（极锋）。暖而轻的气流爬升到冷而重的气流之上，形成了副极地上升气流。上升气流到高空，又分别流向南北，向南的一支气流在副热带地区下沉，于是在副热带地区与副极地地区之间构成中纬度环流圈;北的一支气流在北极地区下沉,是在副极地地区与极地之间构成了高纬度环流圈。由于副极地上升气流到高空便向南北流出,使近地面的气压降低,成了副极地低气压带。同理，南半球同样存在着低纬、中纬、高纬三个环流圈。因此，在近地面，共形成了7个气压带、6个风带。九、焚风的形成机制，干绝热垂直递减率，湿绝热垂直递减率☆1、焚风：焚风是山区特有的天气现象。它是由于气流越过高山后下沉造成的。当一团空气从高空下沉到地面时，每下降1000米，温度平均升高6.5℃。这就是说，当空气从海拔四千至五千米的高山下降至地面时，温度会升高20℃以上，使凉爽的气候顿时热起来，这就是“焚风”产生的原因。上面提到的台湾台东市焚风，它的形成就是西南气流在越过中央山脉后，湿气遭到阻挡，水汽蒸发从而形成了干热的焚风。（迎风坡，先干后湿；背风坡，干绝热）2、干绝热递减率(adiabaticlapserate)是指空气块绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气块(或在升降过程中未发生水蒸汽相变的湿空气块)温度变化的数值叫干绝热递减率。100m-10℃。湿绝热：100m-0.65℃。十、厄尔尼诺和拉尼娜现象的形成机制及相关环流☆1、厄尔尼诺暖流，太平洋一种反常的自然现象。在南美洲西海岸、南太平洋东部，自南向北流动着一股著名的秘鲁寒流，每年的11月至次年的3月正是南半球的夏季，南半球海域水温普遍升高，向西流动的赤道暖流得到加强。恰逢此时，全球的气压带和风带向南移动，东北信风越过赤道受到南半球自偏向力（也称地转偏向力）的作用，向左偏转成西北季风。西北季风不但削弱了秘鲁西海岸的离岸风——东南信风，使秘鲁寒流冷水上泛减弱甚至消失，而且吹拂着水温较高的赤道暖流南下，使秘鲁寒流的水温反常升高。这股悄然而至、不固定的洋流被称为“厄尔尼诺暖流”。（中东太平洋多年的海温连续六个月高0.5℃）2、拉尼娜现象常与厄尔尼诺现象交替出现，但发生频率要比厄尔尼诺现象低。拉尼娜现象出现时，我国易出现冷冬热夏，登陆我国的热带气旋个数比常年多，出现“南旱北涝”现象；印度尼西亚、澳大利亚东部、巴西东北部等地降雨偏多；非洲赤道地区、美国东南部等地易出现干旱。拉尼娜现象就是太平洋中东部海水异常变冷的情况。东南信风将表面被太阳晒热的海水吹向太平洋西部，致使西部比东部海平面增高将近60厘米，西部海水温度增高，气压下降，潮湿空气积累形成台风和热带风暴，东部底层海水上翻，致使东太平洋海水变冷。3、太平洋上空的大气环流叫做沃克环流，当沃克环流变弱时，海水吹不到西部，太平洋东部海水变暖，就是厄尔尼诺现象；但当沃克环流变得异常强烈，就产生拉尼娜现象。一般拉尼娜现象会随着厄尔尼诺现象而来，出现厄尔尼诺现象的第二年，都会出现拉尼娜现象，有时拉尼娜现象会持续两、三年。1988年～1989年，1998年～2001年都发生了强烈的拉尼娜现象，1995年～1996年发生的拉尼娜现象较弱，有的科学家认为，由于全球变暖的趋势，拉尼娜现象有减弱的趋势。2011年拉尼娜现象在赤道太平洋海域开始加强。4、南方涛动：太平洋与印度洋间存在的一种大尺度的气压升降振荡。当太平洋上气压变高（低）时，印度洋上从非洲到澳大利亚气压变低（高），即两地气压的距平有反向的变化。其最大正相关中心位于澳大利亚北部至印度尼西亚的低压区；最大负相关中心位于东南太平洋高压区，在东北太平洋亦有一较大的负相关区。因此塔希提（148°05'W，17°53'S）或复活节岛（109°30'W，29°00'S）与达尔文（130°59'E，12°20'S）两地的海平面气压差的距平值被普遍地用以表示南方涛动的特征指数，称为SOI。在气象和水文里，经常和厄尔尼诺结合，称为“厄尔尼诺南方涛动”。平时，达尔文（西）＜塔希提（东）;拉尼娜，更＜；厄尔尼诺，＞。SOI=塔希提—达尔文，平时＞0。十一、华北雾霾的形成机制与危害☆1、1）华北地区产生雾霾的地理原因：①华北地区重工业多，工业生产排放的废气；②华北地区人口密集，交通工具多，汽车尾气排放多；③北方冬季烧煤供暖所产生的废气多；④建筑工地和道路交通产生的扬尘；⑤华北地区气候干燥，废气容易漂浮在空气中。2）气候原因。‘雾’和‘霾’实际上是有区别的。雾是指大气中因悬浮的水汽凝结、能见度低于1公里时的天气现象；灰霾的形成主要是空气中悬浮的大量微粒和气象条件共同作用的结果，成因有一、在水平方向静风现象增多。城市里大楼越建越高，阻挡和摩擦作用使风流经城区时明显减弱。静风现象增多，不利于大气中悬浮微粒的扩散稀释，容易在城区和近郊区周边积累。二、垂直方向上出现逆温。逆温层好比一个锅盖覆盖在城市上空，这种高空的气温比低空气温更高的逆温现象，使得大气层低空的空气垂直运动受到限制，空气中悬浮微粒难以向高空飘散而被阻滞在低空和近地面。三，空气中悬浮颗粒物和有机污染物的增加。随着城市人口的增长和工业发展、机动车辆猛增，导致污染物排放和悬浮物大量增加。3）危害：危害人体健康；形成酸雨；农业减产；容易发生交通事故；加大了光化学烟雾污染的可能性。十二、三次大冰期大冰期（IceAge），也叫冰河时期（在新生代的第四世）。现在地球上冰川的面积为1497万平方公里，占陆地面积的10%，但在地球的历史上，冰川的面积曾经要大上很多倍，形成大冰期。有记载的大冰期一共发生过三次，周期为将近三亿年发生一次。第一次发生在大约六亿年前的元古代末期，称为震旦纪大冰期，这次大冰期在世界各大陆产生的时间略有不同，当时地球上的动植物还很贫乏。第二次发生在大约三亿年前的石炭纪至二叠纪，这次大冰期主要发生在冈瓦那古陆，其中在南美洲和非洲发生和消退的时间较早，在印度和澳大利亚发生和消退的时间较晚，冰川退却之后，出现大面积的舌羊齿植物群。第三次大冰期就是最著名的第四纪大冰期，也是对现在影响最大的冰期。披毛犀是第四纪大冰期的代表物种。十三、热带稀树草原气候、副热带夏干气候1、热带草原气候又称热带干湿季气候、萨瓦纳气候、热带稀树草原气候、热带疏林草原气候，大致分布在南北纬10°至南北回归线之间，以非洲中部、南美巴西大部、澳大利亚大陆北部和东部为典型。本类型分布区处于赤道低压带与信风带交替控制区。全年气温高，年平均气温约25°C。当赤道低压带控制时期，赤道气团盛行，降水集中；信风带控制时期，受热带大陆气团控制，干旱少雨。年降水量一般在700-1000毫米，有明显的较长干季。自然植被为热带稀树草原。2、地中海气候(Mediterraneanclimate)，又称作副热带夏干气候，由西风带与副热带高气压带交替控制形成的，是亚热带、温带的一种气候类型。其分布于30-40度大陆西岸，包括地中海沿岸、黑海沿岸、美国加利福尼亚州、澳大利亚西南部伯斯和南部阿德莱德一带，南非西南部，以及智利中部等地区，因地中海沿岸地区最典型而得名。在地中海地区，夏季受副热带高气压带控制，地中海水温相比陆地低从而形成高压，加大了副热带高气压带的影响势力，冬季地中海的水温又相对较高，形成低压，吸引西风，又使西风的势力大大加强。地中海气候分布范围占全球比例十分稀少，特征为"夏季炎热干燥，冬季温和多雨"，迥异于其他类型气候，这也往往造成作物生长季无法与雨季配合，因此地中海农业区的作物种类往往为耐旱的蔬果，灌溉系统十分发达，亦为其一大特色。第四章一、水循环和水量平衡方程式☆1、水循环2、方程式1）一个流域内（季风区）：Po=Eo+Ro2）大洋上：Eo=Po+Ro3）全球非季风区：Po=Eo二、潮汐成因P185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。在不考虑其他星球的微弱作用的情况下，月球和太阳对海洋的引潮力的作用是引起海水涨落的原因。先说月球的作用。把地球和月球看做质点，说月球绕地球做圆周运动，实际上是月球和地球都绕二者的共同质心做圆周运动，只是地球的圆周轨道小得多。（双星的两个质量相近的星球的圆周轨道近似相等）以地心为非惯性参照物，地球质点受到月球质点的万有引力正是地球质点绕共同质心做圆周运动的向心力，而此向心力对应的惯性力与此向心力大小相等方向相反。所以地球质点受月球质点的万有引力与这个惯性力相互抵消。既然地球被看做质点，就可以把地球上物体的运动轨迹和动力学规律看做与地球质点完全一样。这样物体受的月球的万有引力和与之对应的惯性力相互抵消。实际上地球的体积很大，在离月球最近的地面上的物体，绕地、月共同质心做圆周运动的轨道半径明显小于地球质点的轨道半径，物体所受月球的万有引力就会大于所受对应的惯性力，这两个力不能再抵消，其合力与物体受地球的万有引力方向相反，使物体的重力明显变小。如果所说的“物体”是这里的海水，那么这里就会有涨潮发生。用同样的方法研究离月球最远的地面上的物体，月球对此处物体的万有引力小于与之对应的惯性力，它们的合力又是与地球对此处物体的万有引力方向相反，也是使物体的重力明显变小。所以在离月球最远的那部分海水同时也会有涨潮发生。这就使本应是球形的海平面微微呈现出纺锤体形状。三、四大渔场分布，寒暖流判断，洋流分布北半球洋流分布规律：1、低纬环流（反气旋型，以副热带为中心）2、中高纬环流（气旋型，两岸与低纬洋流性质、方向都相反）3、北印度洋季风环流（夏季顺时针受西南季风影响，冬季逆时针受东北季风影响）4、南极绕极环流四、洋流洋流是地球表面热环境的主要调节者。洋流可以分为暖流和寒流。若洋流的水温比到达海区的水温高，则称为暖流；若洋流的水温比到达海区的水温低，则称为寒流。一般由低纬度流向高纬度的洋流为暖流，由高纬度流向低纬度的洋流为寒流。海轮顺洋流航行可以节约燃料，加快速度。暖寒流相遇，往往形成海雾，对海上航行不利。此外，洋流从北极地区携带冰山南下，给海上航运造成较大威胁洋流按成因分为风海流、密度流和补偿流。1、风海流(吹送流)亦称吹送流，漂流：在风力作用下形成的。盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的洋流，叫做风海流。世界大洋表层的海洋系统，按其成因来说，大多属于风海流。大气运动是海洋水体运动的主要动力。陆地形状和地转偏向力也会对洋流方向产生一定影响。大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，行星风系作用在海面的风应力和水平湍流应力的合力，与地转偏向力平衡后，便生成风漂流。行星风系风力的大小和方向，都随纬度变化，导致海面海水的辐合和辐散。一方面，它使海水密度重新分布而出现水平压强梯度力，当它和地转偏向力平衡时，在相当厚的水平层中形成水平方向的地转流；另一方面，在赤道地区的风漂流层底部，海水从次表层水中向上流动，或下降而流入次表层水中，形成了赤道地区的升降流。大洋表层生成的风漂流，构成大洋表层的风生环流。其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(β-效应)和水平湍流摩擦力的作用，形成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中，有一半是大洋西边界西向强化流传输的。进入大洋上层的热盐环流，在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同，使流速增大；但在南半球则因方向相反，流速减缓，故大洋环流西向强化现象不太显著。大洋表层风生环流在南半球的中纬度和高纬度地带，由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环绕南极大陆连续流动的南极绕极流。2、密度流在密度差异作用下引起。不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异，从而引起海水水位的差异，在海水密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜，造成海水的流动，这样形成的洋流称为密度流。大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，造成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，作水平方向的流动，并可通过中层水底部向上再流到表层，这就是大洋的热盐环流。3、补偿流因为海水挤压或分散引起。当某一海区的海水减少时，相邻海区的海水便来补充，这样形成的洋流称为补偿流。补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。五、河流比降的计算、径流模数、模比系数☆1、单位河床的落差称为河流的比降。纵比降：河床、沟底纵向上两点高度△Z/纵向上两点水平距离L*1000‰.2、径流的特征值1）Q单位时间内的流量Q=SV2）W径流总量W=QT（单位是m³或亿立方米）3）R径流深度R=W/F（F为流域面积）4）m径流模数m=Q/F5）k模比系数k=Ri/Ro=mi/mo（多年/平均）6）α径流系数α=R/P（P为降雨量）七、河川径流的形成过程☆（流域降雨阶段）第一阶段停蓄阶段降水落到流域内一部分被植物截留,另一部分被土壤吸收,然后经过下渗,进入土壤和岩石孔隙中,形成地下水.所以降水初期不能立即产生径流.降水进行到大于上述消耗时,便在一些分散洼地停蓄起来.这种现象称为填洼.停蓄于洼地的水也不能立即变为径流,所以这个阶段叫做停蓄阶段.对于径流形成而言,停蓄阶段是一个耗损过程；但是,从增加雨水对地下水的补给和减少水土流失来说,这个阶段是具有重要意义的.第二阶段漫流阶段降水进行到植物截留和填洼都已达到饱和,降水量超过下渗量时,地表便开始出现沿天然坡向流动的细小水流,即坡面漫流.坡面漫流逐渐扩大范围,并分别流向不同的河槽里,叫漫流阶段第三阶段河槽集流阶段坡面漫流的水进入河道中,沿河网向下游流动,使河流流量大为增加,叫做河槽集流.河槽集流阶段,大部分河水流出河口外,只有小部分渗过河谷堆积物补给地下水,待洪水消退后,地下水又反过来补给河流.河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间.这个阶段包括雨水由坡面进入河网,最后流出出口断面的整个过程,它是径流形成的最终环节.上述三个阶段是指长时间连续降水下发生的典型模式.实际上由于每次降水的强度和持续时间不同,各流域自然条件也不一样,所以,无论是不同流域,或是同一流域在不同降水过程中的径流形成,都可能有不同程度的差别.八、降水损耗九、湖泊的概念、成因类型、举例和水库湖泊及即湖盆及其承纳的水体。湖盆是地表相对封闭可蓄水的天然洼池。湖泊按成因可分为：1、按内力作用：构造湖（死海，贝加尔湖）、火山口湖（长白山天池）、堰塞湖（五大连池）等。2、按外力作用：河成湖（洞庭湖，瘦西湖，属牛轭湖，裁弯取直）、风成湖（月牙泉，沙湖；湖泊浅）、冰成湖（喀斯特湖）、海成湖（西湖）、溶蚀（草海）和人工湖（水库：水库，一般的解释为“拦洪蓄水和调节水流的水利工程建筑物，可以利用来灌溉、发电、防洪和养鱼。”它是指在山沟或河流的狭口处建造拦河坝形成的人工湖泊。水库建成后，可起防洪、蓄水灌溉、供水、发电、养鱼等作用。有时天然湖泊也称为水库或天然水库）等。按泄水情况可分为外流湖（吞吐湖）和内陆湖；按湖水含盐度可分为淡水湖（含盐度小于1g/L）、咸水湖（含盐度为1-35g/L）和盐湖（含盐度大于35g/L）。湖水的来源是降水、地面径流、地下水，有的则来自冰雪融水。湖水的消耗主要是蒸发、渗漏、排泄和开发利用。十、上层滞水、潜水、承压水特点1、上层滞水水量不大而季节变化强烈2、潜水水具有自由水面、易受气候影响、易受污染、易恢复3、承压水无自由水面、但承受静水压力，顶板起防护作用，不易受气候影响、没有明显季节变化，不易恢复不易被污染，补寄区与承压区不一致。十一、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。水分条件是沼泽形成的主要因素。1、森林沼泽化（不断砍伐，地面过于潮湿湿冷，逆向演替）过程主要有两种途径，即水体沼泽化和陆地沼泽化。2、湖泊沼泽化（煤）是湖泊发展至最后阶段的产物。在森林湖泊沼泽化过程遭致破坏以后的林地，河流泛滥地区两岸及海岸带潮间地区均可形成沼泽，多年冻土区也可形成沼泽。中国黑龙江下游三江平原的沼泽称草甸子（marshygrassland）或甸子地。它的生成与低温、潮湿、蒸发弱以及冻土存在等有关。川西、青藏高原上的沼泽则多与冻土有关。十二、雪线影响因素☆以及喜马拉雅山的特殊情况解释雪线---在气候变化不大的若干年内，最热月积雪区的下限，即年降雪量与年消融量相等的平衡线。雪线以上年降雪量大于年消融量，降雪逐年加积，形成常年积雪（或称万年积雪），进而变成粒雪和冰川冰，发育冰川。雪线是一种气候标志线。其分布高度主要决定于气温、降水量和地形条件。高度从低纬向高纬地区降低，反映了气温的影响。其分布高度主要决定于气温、降水量和地形条件。1、高度从低纬向高纬地区降低，反映了气温的影响。在中国西部，从青藏高原、昆仑山往北到天山、阿尔泰山，雪线高度由6000米依次下降到5500米、3900～4100米和2600～2900米。再往北到北极地区，雪线降至海平面。2、在气温相同的条件下，雪线高度取决于年降水量的多少。在青藏高原，雪线附近的年降水量为500～800毫米，雪线高5500～6000米；阿尔卑斯山脉雪线附近的年降水量达2000毫米，雪线高度仅2700米左右。祁连山东段的年降水量大于西段，雪线由东（4600～4700米）向西（5000米）升高。3、地形通过影响气温和降水而间接影响雪线高度。北半球在同一山地，南坡的雪线通常比北坡高。（南高北低，西高东低）但在喜马拉雅山，南、北坡的气温和年降水量相差极大，致使南坡雪线（4500米）比北坡雪线（5900～6000米）低1400～1500米。（南低北高）雪线高度不仅有空间差异，在时间上也有一定变化。空气变冷、变湿，导致雪线降低；反之，引起雪线上升。这种变化有季节性的，也有多年性的。第四纪时期几次大的气候波动，出现冰期和间冰期，都引起雪线的大幅度升降。故古雪线升降是古气候变化的重要标志之一。第五章一、物理分化及其方式类型物理风化，又称机械风化、崩解，是最简单的风化作用，常见的物理风化的方式有温差风化、冰劈风化、盐类结晶与潮解作用和层裂作用。物理风化作用是指使岩石发生机械破碎，而没有显著的化学成分变化的作用。分类：1）温差风化，热力风化作用。原因：岩石为热的不良导体，白天升温、晚上降温，导致内部温度的差异，使岩石内部产生引张力，使岩石产生裂缝。岩石是不同矿物的集合体，不同矿物的热膨胀系数不同，岩石升温产生不均匀膨胀，使岩石产生裂缝。既是同种矿物，由于矿物排列的方向不同，也会产生差异膨胀，从而导致岩石开裂。结果使岩石层层剥落2)冰劈（冰楔）作用孔隙中的水结冰膨胀撑裂岩石，水结冰时，体积增加9%左右，所产生的压强可达2000kg/cm2。在寒冷地区，由于昼夜温度变化较大，石材内和外表的水分在石材的孔洞、缝隙、装饰缝、安装缝之间交替冻结—融化—再冻结—再融化，由于水与冰的膨胀与收缩力反复进行，终造成石材表面和近表面的结构松动与裂隙，使石材碎裂。石材的冻融风化发生在石材孔洞较大，吸水率较大，密度相对小的品种上比较明显。3）盐类结晶和潮解，盐分结晶的撑裂作用。当岩石中的水溶解了大量盐类时，一旦水分蒸发，浓度逐渐达到饱和，盐类再结晶，体积增大，从而产生很大的膨胀力，其机理与冰劈作用类似。二、风化壳的分类及分布地壳表层岩石风化的结果，除一部分溶解物质流失以外，其碎屑残余物质和新生成的化学残余物质大都残留在原来岩石的表层。这个由风化残余物质组成的地表岩石的表层部分，或者说已风化了的地表岩石的表层部分，就称为风化壳或风化带。1）粗盐屑类风化壳。以物理风化为主。处于风化起始阶段。主要形成于气候严寒、寒冻风化作用强烈的条件下，微薄风化。岩石的化学和生物地球化学风化作用弱。标志元素是H、Al，标志化合物是化学分解微弱的原生矿物。细土物质常填充于石缝内,风化壳中尚残留易风化的角闪石和辉石,粘土矿物以水化度低的水云母为主，一般呈中性反应。2）碳酸盐中性/微碱性风化壳。处于第一时期。形成于干旱、半干旱的条件下（半干旱草原带），盐分在风化壳中积累。在滨海地区，因海水浸淹亦可形成盐渍风化壳。标志元素是Cl、Na、S(Ca、Mg),标志化合物是碱金属和碱土金属的氯化物和硫酸盐，呈碱性反应。3）硅铝黏土型弱酸性风化壳。处于第二时期。在暖温带和温带干旱、半干旱条件下（温带季风/森林气候）,随着大部分易溶盐类的淋溶,不易溶解的碳酸盐开始移动。碳酸盐中主要是CaCO3。CaCO3积聚的程度取决于生物气候条件和岩石中Ca的含量。标志元素是Ca、Mg，标志化合物主要是Ca、Mg的碳酸盐。Si、Fe、Al等很少移动。粘土矿物以水云母-蛭石为主。呈碱性反应。4）硅铝铁型酸性风化壳。处于第三时期。（亚热带气候，亚热带常绿阔叶林）。易溶盐类淋失殆尽，碳酸盐也基本淋失。标志元素是H、Al、Fe、Si，标志化合物为Al2O3、Fe2O3和SiO2等（三水铝石）。Fe从硅酸盐矿物中分离出来，由低价氧化物变成游离的氢氧化物，风化壳呈褐色或棕色。风化壳中Ca、Mg、K、Na的氧化物含量减少,硅铝率稍为变小。粘土矿物为2:1型，蛭石和过渡矿物有明显增加。呈中性或微酸性反应。5）富铝型酸性风化壳。处于第四时期。形成于湿润的热带、亚热带（热带季雨林，热带雨林），风化作用强烈，元素迁移活跃。硅酸盐原生矿物基本分解，硅强烈淋失，而Fe、Al、Ti的水化氧化物相对积聚,风化壳呈鲜明的红色。标志元素是H、Al、Si、Mn、Fe，标志化合物为Al2O3、Fe2O3、SiO2的水化物。风化壳的硅铝率在2以上,粘土矿物以高岭石和三水铝矿为主。呈酸性反应。三、主要黏土产物四、重力地貌的类型重力地貌是坡地上的岩体或土体在自身重力的作用下，发生位移所形成的地表形态。由于坡地重力所移动的物质多为块体形式，故又将这种移动称为块体运动。按运动方式分为：崩落、滑动、蠕动3类。形成的重力地貌类型有：①崩塌，又可分为山崩、塌岸和散落而形成的不同形式的崩塌地貌。②滑坡。③蠕动土屑。④土溜，又分为冻融土溜、热带土溜。有时也将山地沟谷中的泥石流列入重力地貌。实际上，它是重力地貌与流水地貌之间的过渡性地貌类型。五、洪积扇及其沉积结构洪流一边侵蚀沟床、沟坡的同时也将大量的碎屑物质搬运到沟口或山坡低平地带，因流速减小而迅速堆积形成扇状堆积体，体积较大而坡度较小者称为洪积扇。洪积扇由暂时性流水堆积成的扇形地貌，又称为干三角洲。洪积扇由山口向山前倾斜，扇顶部坡度5°—10°，远离山口则为2°—6°，扇顶与边缘高差可达数百米。分布在干旱、半干旱地区的河流多为间歇性洪流，有的虽为经常性水流，但其水量变幅较大，也具有山区洪流的性质。同时山地基岩机械风化作用激烈，提供了大量粗粒碎屑物。由于河流出山口后，比降显著减小，水流分散形成许多支叉，因气候干旱，分散的水流更易蒸发和渗透，于是水量大减，甚至消失，因此所携带的物质大量堆积，形成坡度较大的扇形堆积体。在扇体的边缘需有泉水出露，成为干旱区的绿洲。组成洪积扇的堆积物叫做洪积物，通常扇顶物质较粗，主要为砂、砾，分选较差，随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积物质逐渐变细，分选也较好，一般为沙、粉沙及亚粘土。六、溯源侵蚀☆定义：河流或沟谷发育过程中，因水流冲刷作用加剧，下切侵蚀不仅加深河床或沟床，受冲刷的部位随着物质的蚀离，并使其向上游源头侵蚀后退的现象。又称向源侵蚀。溯源侵蚀又称为向源侵蚀。它是使河流向源头方向加长的侵蚀作用，主要发生在河谷沟头。当侵蚀基准面因某种原因下降时，从河口段向上游方向也能发生显著的溯源侵蚀作用。溯源侵蚀使河流由小到大，由短变长。它使许多互相分隔，规模较小的流水相互联结起来。将主流与支流以及支流的支流联结成为统一的系统，称为水系。每个水系或水系的一部分都有其流域（河流及支流构成的总区域）。流域与流域之间由山体或高地所分隔。这种分开相邻流域的高地称为分水岭。此外，一河流向上坡加长的结果可以交切另一条河流，把后者上游的河水截夺过来，这种现象称为河流袭夺。原因：侵蚀基准面的变化必然引起河流的再塑造。当侵蚀基准面上升时，水面比降减少，水流搬运泥沙的能力减弱，河流发生堆积。相反，当侵蚀基准面下降时，因基面下降而出露的河床坡度增大，水流侵蚀作用加强，开始在新出露的河段发生侵蚀，然后逐渐向上游发展，导致溯源侵蚀。所以侵蚀基准面变化是引起溯源侵蚀的最主要原因。七、河流阶地成因和类型☆1、定义：河流下切侵蚀，原来的河谷底部超出一般洪水位之上，呈阶梯状分布在河谷谷坡上，这种地形称为河流阶地。2、成因：阶地的形成主要是在地壳垂直升降运动的影响下，由河流的下切侵蚀作用形成的，是地球内外部动力地质作用共同作用的结果。有几级阶地，就有过几次运动；阶地位置，级别越高，形成时代越老。3、类型：河流阶地按组成物质及其结构分为以下4类：①侵蚀阶地。由基岩构成，阶地面上往往很少保留冲积物。②堆积阶地。由冲积物组成。根据河流下切程度不同，形成阶地的切割叠置关系不同又可分为：上叠阶地，是新阶地叠于老阶地之上；内叠阶地，新阶地叠于老阶地之内。③基座阶地。阶地形成时，河流下切超过了老河谷谷底而达到并出露基岩。④埋藏阶地。即早期的阶地被新阶地所埋藏。运用物理、化学、生物、年代学的方法研究阶地的级数、结构、年代、成因、分布的规律在科学上与经济上都有着十分重要的意义。八、戴维斯侵蚀循环理论☆九、河漫滩的形成过程及其沉积特点☆河漫滩（floodplain）位于河床主槽一侧或两侧，在洪水时被淹没，水中时出露的滩地。河流洪水期淹没的河床以外的谷底部分。它由河流的横向迁移和洪水漫堤的沉积作用形成。平原区的河漫滩比较发育。由于横向环流作用，V字形河谷展宽，冲积物组成浅滩，浅滩加宽，枯水期大片露出水面成为雏形河漫滩。之后洪水携带的物质不断沉积，形成河漫滩。（表面水流，横向压力＜离心力，且指向凸岸）十、泥石流成因☆1、丰富固体松散物2、比较大的沟谷3、充足的水源