普通地质学读书笔记.docx
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普通地质学读书笔记
绪论
第一节地质学的基本任务和主要特点
一现在是进入过去的钥匙
二现实类比与历史分析
用现在的眼光看，莱伊尔提出的三点理由只强调了地质作用的同一性和渐
变性，忽略了地质作用的趋异性和突变性。
前一个方面使我们有可能运用将今
论古原理，去发现地质事件和地质过程的某些特征和规律；后一个方面则提醒
我们在进行具体研究时，还需要注重现实类比和历史分析。
换句话说，今天发
生的地质过程和过去有相似之处，但绝非雷同，甚至可以完全不同。
不能断然
把今天的地质产物和过去的地质记录划上等号。
第二节地质学的研究内容和研究方法
地质学的研究内容包括三个方面：
地球的组成和结构，运动和演化，地质
作用及其产物。
在地质学中，对地球物质组成的研究分为三个层次进行，分别是地球上的
矿物、地球上的岩石和地球的化学组成。
就三者的关系来看，矿物的集合体就
是岩石；不同类型岩石的形成、分布和相互转换，决定了地球的整体化学组
成。
只要从这三个层次出发，对地球上的物质组成就能够有一个大概的了解和
把握。
野外地质观察的一个重要特点是，很多情况下
“眼见”都不一定“为实”。
因为许多年代久远的地质
现象随着时间的流逝，早已面目全非。
即使部分保存
完好的景观，也有可能产生视觉和感觉上的多解性
（图０－３），使人作出错误的解释。
因此野外获得的印
象、资料和标本，还需要转到室内，作进一步的实验
测试和理论研究，再通过逻辑分析，在确信“物理上
合理，地质上可能”的前提下，才能作出正确的
判断。
第三节地球系统和地质作用
地球系统的概念主要包含如下内涵，即地球是一个由两台发动机构成和驱
动的系统。
一台发动机是地球内部的放射性和原生热，它驱动和维持着全球的
岩石圈板块运动。
另一台发动机是太阳，驱动和维持着地表的风化、剥蚀和沉
积过程（图０－４）
第一章地球的形成与演化
第二节地球形成与生命演化
２０世纪７０年代英国地球物理学家洛维洛克重新强调了生物对地球环境的
影响和控制作用，并借用古希腊神话中大地女神盖雅的名字，提出了盖雅假说
（Ｇａｉａｈｙｐｏｔｈｅｓｉｓ）。
该假说认为：
根据天体物理学研究证明，自地球形成以来的
４６亿年中，太阳辐射强度增加了约３０％。
从理论上讲，太阳辐射强度±１０％
就足以引起全球海洋蒸发干涸或全部冻结成冰。
但地质历史记录却证明，地球
上尽管发生过冰期和暖期的交替变化，地表的平均温度变化却仅在１０℃上下。
这反映地球上存在某种内部自动平衡（ｈｏｍｅｏｓｔａｓｉｓ）的机制，显然生物界在其
中起了关键的调节作用。
地质年代表（表１－４）就是根据生物演化的巨型阶段，将４６亿年来的地
球演化史划分为４个最高级别的地质年代单位，并由老到新分别称作冥古宙、
太古宙、元古宙和显生宙。
在显生宙中，还根据生物界的总体面貌差异，划分
出３个二级地质年代单位：
古生代（含早古生代、晚古生代）、中生代和新生
代。
在地质年代表中，最常用的地质年代单位是纪，每个纪的生物界面貌各有
特色，例如震旦纪时伊迪卡拉动物群的爆发演化和集群绝灭，泥盆纪的生物登
陆，侏罗纪的恐龙、裸子植物高度繁荣和第四纪的人类演化等。
早期的地质年
代表虽然在１９世纪末叶就已经建立，但主要是依据生物演化的先后顺序来确
定相对的年龄早晚，整个地球历史演化持续的绝对年龄长短无法知晓。
一直到
２０世纪６０—７０年代同位素年代学和天文地质学的巨大进展，人们才建立起地
球已经存在４６亿年历史的概念。
表１－４中注出了各个宙、代和纪的绝对年龄
值，其中有的数值今后还可能发生一定调整。
海洋和固体潮汐的存在不仅使地球的整体形态发生变化，而且不断影响着
地球的自转过程和运动规律。
一方面，月球的吸积作用使地球自转轴的方向发
生偏移，另一方面，日月潮汐引起的摩擦力使地球的自转速率越来越慢。
从对
珊瑚的研究发现，石炭纪时地球每年为３９７天，现在已减少到约３６５天。
在遥
远的将来，地球（和月球）的转速还会进一步减慢，直到逼近以４８天为周期
的极限自转状态。
并且因为太阳潮汐的作用，月－地系统的旋转角动量变化将
缓慢地传递给绕太阳的轨道运动，其长期作用的结果会使月球和地球发生相撞
的趋势而最终结合为一体。
固体地球的弹性和塑性特点都是相对的，在不同的条件下有不同的表现。
在施力速度快、作用时间短的条件下，地球往往表现为弹性体乃至类似于刚性
体，岩层会因此产生弹性变形或破裂；反之，在施力速度缓慢，作用时间漫长
的条件下，地球则表现出明显的塑性特征。
比如在强烈构造运动期间，岩石经
弯曲形成各种褶皱的现象，就是地球塑性变形的一种典型实例。
由于具有弹性，地球作为一个整体在受激后能够产生无穷多种振型的自由
振荡。
图２－３显示了其中两类基本的振荡方式：
周期性的涨缩振荡和扭转振
荡。
涨缩振荡是一种沿地球径向发生的自由振荡，它还可以进一步划分出三种
不同的形式：
ｎ＝０的相位代表整体地球作交替的压缩或扩张；ｎ＝１时两极扩
张，赤道压缩；ｎ＝２的相位则对应着两极压缩和赤道扩张。
涨缩振荡可使地
球的密度在一定程度上发生改变。
扭转振荡也称作环状振荡。
与涨缩振荡的相同点在于：
扭转振荡也是一种
周期性振荡；不同的是后者是一种纯粹的切向振荡，没有沿地球径向的分量。
因此地球作扭转振荡时一般不会发生密度的变化。
在图２－３中，也描绘了三
种形式的扭转振荡：
ｎ＝１的相位表示地球作同向的扭转振荡，但各纬度线速
度不同；ｎ＝２表示地球运动分为两半且互作相反方向的扭转振荡；ｎ＝３则展
示了地球分为三个部分，相邻部分的振荡方向两两相反。
作为一个弹性体，地球除了自由振荡以外，还存在着一种与外部引力无关
的自由欧拉进动。
为了将其与外部激发引起的强迫运动相区别，以发现者的名
字命名为钱德勒晃动。
钱德勒晃动源于地球自转轴与最大惯量轴之间的微小偏
离（图２－４）。
在自转中地球的总角动量守恒，但因为物质分布和密度不均等
因素的影响，地球同时也在晃动。
这使得转动轴围绕最大惯量轴在地面上画
圆。
由于地球自转轴在绝对方向上几乎是固定的，所以晃动呈现出周期性的变
化，其周期约４３０～４３５天（１．１８年左右），平均（均方根）变幅为０．１４ｓ（约
６．８×１０－７弧度）。
钱德勒晃动的激发机制被认为是一种综合作用，部分是固体
地球与大气相互作用的结果，部分则有可能与大地震引起的壳幔物质重新分布
相关。
从理论上讲，在一个完全弹性体中应该没有能量的损耗。
因此，地震时除
了面波因扩展而发生的几何衰减外，其它类型的地震波应该没有运动衰减。
这
样地球如果一旦发生某种形式的振荡，也就应该永远继续下去。
但这一分析结
·３３·
果与观察事实相矛盾，表明地球有一定的衰减存在，并非是一个完全的弹性
体。
此外在测地学研究中，发现位于北欧的斯堪的纳维亚半岛在现代发生了显
著的地形回升（最大上升值达到每年１ｃｍ）。
其最大回升位置与第四纪最后一
次大规模冰期———玉木冰期（距今５万—２万年）时的冰盖中心一致，回升的
范围也和当时的冰盖范围相等。
因此回升的原因显然在于冰盖的消失而使地表
产生反弹，与地质构造无关。
这进一步证实了地球具有一定的黏性特征。
进行重力研究时，将地球视作一个圆滑的均匀球体，以其大地水准面为基
准，计算得出的重力值称作理论重力值。
对均匀球体而言，地表的理论重力值
应该只与地理纬度有关。
但实际上，不仅地球的地面起伏甚大，内部的物质密
度分布也极不均匀，在结构上还存在着显著差异。
这些都使得实测的重力值与
理论值之间有明显的偏离，在地学上称之为重力异常。
对某地的实测重力值，
通过高程及地形校正后，再减去理论重力值，差值称作重力异常值。
如为正
值，称正异常；如为负值，则称为负异常。
前者反映该区地下的物质密度偏
大，后者则说明该区地下物质密度偏小。
地球物理勘探中的重力勘探方法，就
是利用这一原理，通过发现各地的局部重力异常来进行找矿和勘查地下地质构
造的。
地球的压力
地球的磁场
将地磁场比作偶极子磁场的说法中，隐含着地磁场是永久不变的这一假
定。
但实际上不仅磁极在不断发生摆动，从发现地磁场以来，人们还逐渐发现
了磁偏角在几十到几百年的时间内，大致沿着纬线方向平稳地向西移动，这一
性质被称作地磁场的向西漂移。
地磁场漂移速率可以达到约每年０．１８°，绕地
球一圈大致需要１８００年的时间。
除了地磁场的这种较长期的变化外，地磁场
还有时间尺度更短的昼夜变化，取决于地球表面相对于太阳位置的昼夜变化。
在一天之内，地球表面的磁极所发生的位移因此可达其平均位置的１００ｋｍ。
由于地磁场的这种昼夜变化，磁极在图上往往不是用点来表示，而是用一个圆
圈来代表其所在的空间范围。
地磁力线分布的空间称作地磁场，磁力线的分布情况可由磁针的理想空间
状态表现出来（图２－８ｂ）。
由磁针指示的磁南极和磁北极，为磁子午线方向，
其与地理子午线之间的夹角称磁偏角（β）。
磁针在地磁赤道上呈水平状态，
由此向南或向北移动时，磁针都会发生倾斜，其与水平面之间的夹角称作磁倾
角（θ）。
磁倾角的大小随纬度增加，到磁南极和磁北极时，磁针都会竖立起
来。
地磁场以代号Ｆ表示，强度单位为（Ａ／ｍ）。
地磁场强度是一个矢量，可
以分解为水平分量Ｈ和垂直分量Ｚ。
地磁场的状态则可用磁场强度Ｆ，磁偏
角β和磁倾角θ这三个要素来确定。
磁暴是一种急剧的地磁场变化现象，也是一种危害性很大的灾害性自然现
象。
在发生磁暴时，不仅地磁场要素会发生激烈的跳跃式变化，还会使电力线
受到破坏、通信线路和信号中断、变压设备发生故障、绝缘电缆被击穿等。
一
般认为，磁暴是受太阳活动所引起（见第一章）。
但在发生磁暴时，感应的环
形电流不仅出现在电离层中，也会出现在地球内部。
在磁暴的影响下，地球内
部出现的这种深部电流，称作大地电流。
大地电流可以被用于研究地球内部的
各种相关物理特征。
如岩石圈各层的导电率及地内的压力和温度等。
将地磁场比作偶极子磁场的说法中，隐含着地磁场是永久不变的这一假
定。
但实际上不仅磁极在不断发生摆动，从发现地磁场以来，人们还逐渐发现
了磁偏角在几十到几百年的时间内，大致沿着纬线方向平稳地向西移动，这一
性质被称作地磁场的向西漂移。
地磁场漂移速率可以达到约每年０．１８°，绕地
球一圈大致需要１８００年的时间。
除了地磁场的这种较长期的变化外，地磁场
还有时间尺度更短的昼夜变化，取决于地球表面相对于太阳位置的昼夜变化。
在一天之内，地球表面的磁极所发生的位移因此可达其平均位置的１００ｋｍ。
由于地磁场的这种昼夜变化，磁极在图上往往不是用点来表示，而是用一个圆
圈来代表其所在的空间范围。
现在地球磁场的强度约为Ｍ＝８１０２５ｃｇｓ电磁单位。
这一磁矩的大小每
１００年间约减少５％。
按此趋势，在２０００年后，地球的磁矩应变为零。
然后地
磁场有可能发生反转。
在地球的磁场中，像这样存在着以数千年时间为周期的
变化称为长期变化。
向西漂移就是一种长期变化。
与它们相反，前述地球的昼
夜变化和磁暴等现象，都是短期变化。
磁场的存在会导致岩石发生磁化，而磁场的变化会在磁化的岩石中留下记
录。
岩石磁化的方式则随岩浆岩、变质岩和沉积岩等岩石类型的不同而异。
比
如，熔岩从地下喷出时的温度是在磁性物质的居里点以上，然后在熔岩冷却的
过程中，磁性矿物沿着当时当地的磁场方向被磁化。
这种当岩石冷却时所获得
的磁性称为热剩磁。
一般情况热剩磁是稳定的，在此后即使岩石所在地的外部
磁场发生变化，也不会使热剩磁发生变化。
沉积岩中的颗粒在已经磁化的情况
下，在沉积过程中，也会沿着当时当地的地磁场方向平行排列，形成沉积岩中
的剩磁。
此外如砂岩中的磁性矿物以化学方式析出，后者的磁性也会具有和当
地磁场平行的性质。
地磁极不仅曾发生过漂移，还出现过
反转———即南、北极互相颠倒的现象。
在
距今大约１００万年前的第四纪，地磁场的
方向和现在完全相同。
与之相应，这一时
期称作地磁场的正向期。
但比其更早的时
代，通过对岩石磁法研究的结果，发现其
磁化方向多数与现代地磁场的方向相反，
因此也称为反向期。
正向期和反向期在地
球历史上交替出现，表明地史时期中曾有
过多次地磁场反转事件。
图２－１０中记载
了４００万年以来的１０次地磁场反向事件。
对从距今８０００万年以来的古地磁学研究
发现，地磁场的反转大约平均每４０万年
就要发生一次。
第四节地球内部的圈层结构和圈层耦合
壳幔耦合威尔逊模型与主翻涌模式
地核差异旋转
第五节地球的能量和地震
地球的驱动力和地球过程
外热层（变温层） 该层地温主要是受太阳光辐射热的影响，其温度随季
节、昼夜的变化而变化，故也称作变温层。
日变化造成的影响深度较小，一般
仅１～１．５ｍ，年变化影响圈套，其影响的范围可达地下２０～３０ｍ。
常温层 该层地温与当地的年平均温度大致相当，且常年基本保持不变，
其深度大约为２０～４０ｍ。
一般情况下在中纬度地区较深，在两极和赤道地区
较浅；在内陆地区较深，在滨海地区较浅。
增温层 在常温层以下，地下温度开始随深度增大而逐渐增加。
大陆地区
常温层以下至约３０ｋｍ深处，大致每往下３０ｍ，温度会增加１℃。
大洋底到
１５ｋｍ深处，大致每加深１５ｍ，地温增高１℃。
为规范计算地下温度变化的规
律，将深度每增加１００ｍ时所增高的温度称作地温梯度，其单位是℃／１００ｍ。
由于地下的地质结构和组成物质不同，地温梯度在各地是有差异的。
例如在我
国华北平原，当地的地温梯度一般为２～３°Ｃ／１００ｍ，在靠近大断裂的安徽庐
江则为４℃／１００ｍ。
地球的能量
地幔部分熔解
地震
第三章地球的物质组成
第四章风化作用
这种主要由外动力作用引起基岩在原地被改造的变化过程，称为风化作用
（ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇ）或岩石的风化。
有些地质学家称其为表生作用（ｓｕｐｅｒｇｅｎｅｓｉｓ）。
自
地面向下一定深度内基岩受到明显风化的地段称为风化带（ｗｅａｔｈｅｒｉｎｇｚｏｎｅ）。
风化作用不仅发生在陆地上，也可发生在湖底和一定深度的海底。
风化将
坚硬的基岩破碎成碎块、碎屑、粉末，为各种外动力的剥蚀和搬运创造了有利
的条件，而后者则促使新鲜的基岩能不断地遭受风化。
第二节物理风化
一、冰劈作用
基岩表层总会发育有深浅不同、长短
不一的节理（ｊｏｉｎｔｓ）或裂隙（裂缝），充填
于其内的水在气温高时为液态。
当气温下
降到０℃以下时，裂隙上部的水先结冰并
把裂口封严；温度继续下降时裂隙下部的
水也结冰。
水结冰时其体积膨胀约９％，可
对裂隙两壁岩石产生约１００ｋｇ／ｃｍ２的压力。
这个压力远远超过了岩石的抗张强度（花
岗岩抗张强度为３０～５０ｋｇ／ｃｍ２，砂岩为
１０～３０ｋｇ／ｃｍ２）。
在昼夜气温变化于０℃上
下的地区，由于反复的冰劈作用（ｆｒｏｓｔ
ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ），基岩裂隙不断扩展，从而导致大块岩石的破碎，形成大大小小的碎
屑，在重力影响下崩落在基岩的周围。
冰劈作用在寒冻地区的陡坡上特别强
烈。
温带山区在寒潮降临期间也发生较强的冰劈作用（图４－１）。
二温差风化
三盐类结晶和潮解作用
充填在岩石裂隙或孔隙中的水若是含盐分的溶液，当其受热蒸发时，盐类结
晶，其体积膨胀并对裂隙两壁产生挤压力。
如明矾结晶时体积增大０．５％，可对
裂隙两壁产生约１０ｋｇ／ｃｍ２的压力。
裂隙或孔隙充填的溶液反复结晶与潮解（溶
解），会造成裂隙或孔隙的扩展，使岩石结构疏松。
许多用砂岩等块石砌筑墙基
的建筑体其基石表面呈粉状剥离现象，即是盐类结晶与潮解作用的结果。
四、干湿变化引起的胀缩作用
热带和温带地区出露地面的黏土质基岩，在炎热而多雨的季节，黏土质岩
石被水浸润后体积膨胀，被阳光曝晒后迅速干燥，体积收缩。
如此多次反复，
基岩表层产生龟裂，随后疏松、脱落。
如武汉地区施工开挖出的黏土质粉砂岩
块，经过２个夏季后，岩块表面出现龟裂。
再过一年大岩块破碎成小块，有的
成碎屑。
五层裂
六根劈作用
七人为机械破坏作用
第三节化学风化
基岩中的岩石和矿物，在地表环境中与大气成分和水以及有机质等进行化
学反应，使矿物发生分解和置换，使岩石内部构造受到破坏，并产生在地表环
境中较稳定的新矿物等作用称为化学风化。
化学风化的方式主要有溶解（ｓｏｌｕ-
ｔｉｏｎ）、水解（ｈｙｄｒｏｌｙｓｉｓ）、碳酸化（ｃｏｒｂｏｎａｔｉｏｎ）和氧化（ｏｘｉｄａｔｉｏｎ）等几种
第四节风化的产物
矿物和岩石遭受化学风化的程度在很大程度上受当地气候和植物繁茂程度
控制。
例如在常年寒冻地区，化学风化几乎不能进行。
在干旱气候地区，卤化
物和硫酸盐虽然易溶于水，但因该区无常年流水，加上蒸发强烈，即使被暂时
水体从基岩中溶解出来的盐类仍可重新结晶而在原地暂时堆积起来。
在温带气
候区，硅酸盐矿物的化学风化造成部分组分溶解而被流水带走，新生的黏土矿
物和铁、锰的氧化物、氢氧化物残留原地。
黏土矿物中含较多碱和碱土金属离
·７８·
子的形成
候区，气温高、雨量充沛、植物繁茂，长期的化学风化可使黏土矿物再分解形成铝
土矿和游离ＳｉＯ２，后者部分被流水带走，部分在原地凝聚形成蛋白石。
因此，铝、
铁（锰）和硅的氧化物和氢氧化物是硅酸盐矿物化学风化的终极产物。
不含铁、锰的氧化物和氢氧化物的残积物通常是浅色土状堆积物，主要由
各种黏土矿物组成。
若有铁锰的氧化物和氢氧化物混入，则成红土（ｒｅｄｓｏｉｌ）
或砖红土（ｌａｔｅｒａｌ）；若含锰量多时可呈黑褐色。
单由铁的氧化物、氢氧化物
（一般统称为褐铁矿）残积而成的产物称为铁帽（ｇｏｓｓａｎ），其含铁量甚高，甚
至可作为炼铁的矿石开采利用。
规模较大的铁帽通常是由多金属硫化物矿床在
地表环境中长期化学风化形成的，因而铁帽常作为寻找地下隐伏多金属硫化物
矿床的找矿标志（ｃｌｕｅｆｏｒｐｒｅｓｐｅｃｔｉｎｇ）。
第五节影响风化的主要因素
一岩石性质对风化的影响
二、气候因素对分化的影响
与风化相关的气候因素包括气温高低、降水量多少和降水量的季节分配以
及由此决定的生物繁盛程度。
在第二节和第四节中已经对与气候因素相关的物
理风化和化学风化进行了具体分析。
现在用图４－７表示风化作用与气候因素
之间的关系。
在极地冰原区，只有显露于冰层和冰冻土之上的基岩遭受冰劈作
用，产生棱角状的岩屑。
在荒漠区以物理风化为主，化学风化微弱。
温带森林
区和黄土区，物理风化和化学风化并行，但都不强烈。
亚热带和热带雨林区，
化学风化占主导地位。
三、地形对风化的影响
大陆上按海拔高度和地势起伏程度划分为许多地理单元。
不同地理单元，
特别是地势起伏程度对风化有明显的影响，如峭壁和陡坡上的基岩易受物理风
化，但植被少不利于化学风化。
平坦地区基岩风化产物原地堆积，地下水较丰
富，植被好，有利于化学风化。
山梁的阳坡和阴坡由于日照和气温不同、植被
差异，因而基岩的风化程度也有差异。
第五节风化壳
图４－８ 风化壳剖面
１．基岩；２．半风化基岩；
３．残积层，上部为黏土，
下部为碎屑；４．土壤；
Ａ．枯枝落叶层；Ｂ．腐
殖质层；Ｃ．淋溶层；
Ｄ．淀积层
土壤在垂直方向上具有分层性，不同层次具有独特的物理性质和外形，自
上而下可划分为几个基本层次：
枯枝落叶层（图４－８中的Ａ），主要为有机质的原始组织。
腐殖质层（图４－８中的Ｂ），呈黑或深灰色，具团粒结构。
淋溶层（图４－８中的Ｃ），水溶性组分和部分黏粒向下层迁移后，残留的
难溶组分以石英的砂和粉砂为主，呈浅色调。
淀积层（图４－８中的Ｄ），因淀积了上层淋溶下的胶体和微粒，土体较
坚实。
母质层（图４－８中的３），为各种成因的细碎屑物。
土壤是一切生命的基础，是一个国家最重要的自然资源。
第五章风的地质作用
风是以水平运动为主的空气运动。
风一般用风向、风速和风力来描述。
风
的运动方向是空气从高气压区向低气压区流动，因而既可以作水平运动，也可
以从高处向低处或从低处向高处运动。
风遇到障碍物时还可以绕开前进，其运
动速度因受阻的程度不同而常有变化，一般单位是ｍ／ｓ。
风力是风的强度，一
般以ｋｇ／ｍ２为单位。
风力取决于风速的大小，可以用下列经验公式计算：
Ｐ＝
１
２ＣＶ２
式中Ｐ为风力，Ｃ为经验常数，取０．１２５，Ｖ为风速。
然而强风在大陆上不是各处都有的，它的出现有一定的规律性。
太阳直射
于赤道附近低纬区，受热空气不断上升，这地带便形成低气压槽。
热气流升到
十几千米高空后转为水平运动向中纬区流去，空气变冷，体积压缩而下降，在
南北纬３０°左右的中纬区形成高气压区。
此带空气在近地面处分别向南北两侧
的低气压区流动，形成信风带。
由于地球自西向东旋转和科里奥利效应，气流
方向发生偏转。
终年寒冻的极地为高气压区，从该区流向低气压区的信风方向
同样发生偏转。
于是，６０°～９０°的高纬区为东风带（北半球为东北风，南半球
为东南风）；３０°～６０°的中纬区为西风带（北半球为西南风，南半球为西北风）；
０°～３０°的低纬区为东风带（北半球为东北风，南半球为东南风）。
大陆上与海洋上的空气受太阳辐射热影响的程度差异较大。
夏季大陆上空
气增温比海洋上快得多，大陆相对于海洋为低压区，海洋潮湿气流由海吹向大
陆形成夏季风。
冬季则相反，形成由陆向海运动的冬季风。
地形上的巨大起伏对空气的运动也产生重要的影响。
比如一般潮湿气流向
北运动中被东西向的山脉阻挡，气流被迫上升翻山过程中，水汽降温结成雨下
降于山脉南坡，这种雨叫地形雨（ｏｒｏｇｒａｐｈｉｃａｌｒａｉｎ）。
翻过高山后下降的气流，
气温升高而干燥，对山脉北坡则形成焚风（ｆｏｅｈｎｗｉｎｄ）。
我国西部和西南部，
绵延几千米的喜马拉雅山脉和相伴的青藏高原，平均高出海面４～５ｋｍ，逼使
从印度洋吹向大陆的潮湿空气爬升和转向。
大量水汽在喜马拉雅山脉南坡凝聚
成雨降落，到达青藏高原内部及其北缘的空气已成干冷气流。
从全球看，受干热高气压带控制的南北纬１５°～３５°的地势较平坦地区，终
年受到信风吹刮，雨量稀少（平均＜２５０ｍｍ），蒸发量大（年均＞２５００ｍｍ），
有利于沙漠（ｓａｎｄｙｄｅｓｅｒｔ）的形成。
北非的撒哈拉沙漠、西亚的阿拉伯沙漠和
澳大利亚沙漠均在这个地带上。
在中亚和东亚，由于伊朗至青藏地区自新生代
以来强烈抬升而形成高原以来，沙漠的发展移向北侧，如咸海周边沙漠，我国
新疆和内蒙一带的沙漠等，分布在北纬３７°～４６°地区，受西伯利亚高压冷气团
的控制，经常出现干冷强劲的气流。
第二节风的剥蚀作用
1吹蚀作用
但是＜０．０３ｍｍ的粉砂和黏粒因颗粒互相黏连，很难被风吹扬起来。
它们
通常是受到其它较大沙粒的撞击后才飞离地面的。
一般能够吹扬起０．２５ｍｍ中
粒砂的风称为起沙风（风速≥４ｍ／ｓ）。
二、磨蚀作用
磨蚀作用（ａｂｒａｓｉｏｎ）是指风挟带的沙粒与基岩摩擦使其损坏的作用。
基
岩迎风面平坦时多为线状摩擦；若基岩迎风面有空隙或凹坑，运动的沙粒会造
成旋转摩擦。
第三节风的搬运作用
1风的搬运方式
风力将碎屑物以机械方式从原地迁移的过程就是风的搬运作用。
风的搬运
方式有悬运（ｓｕｓｐｅｎｓｉｏｎ）、跃移（ｓａｌｔａｔｉｏｎｔｒａｎｓｐｏｒｔ）和推移（ｔｒａｃｔｉｏｎ）三种。
第四节风的沉积作用
风成黄土沉积
（１）分布区不受地形限制，可以覆盖在山地、沟谷和平地上。
若无后期其
它外动力作用改造，相邻地区黄土厚度差异不大。
（２）一般呈灰黄、棕黄
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