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自然旅游资源开发地貌景观
第二章地貌景观
由地球内力作用直接造就的和受地质体与地质构造控制的地貌。
从宏观上看,所有大地貌单元,如大陆和海洋、山地和平原、高原和盆地,均为地壳变动直接造成。
但完全不受外力作用影响的地貌,如现代火山锥和新断层崖是罕见的,绝大多数构造地貌都经受了外力作用的雕琢。
故不论从构造解释地貌,或从地貌分析构造,都必须考虑外力作用的影响。
构造地貌分为3个等级:
第一级是大陆和洋盆;第二级是山地和平原、高原和盆地;第三级是方山、单面山、背斜脊、断裂谷等小地貌单元。
第一级和第二级属大地构造地貌,其基本轮廓直接由地球内力作用造就;第三级是地质构造地貌,或称狭义的构造地貌,除由现代构造运动直接形成的地貌(如断层崖、火山锥、构造穹窿和凹地)外,多数是地质体和构造的软弱部分受外营力雕琢的结果。
如水平岩层地区的构造阶梯,倾斜岩层被侵蚀而成的单面山和猪脊背,褶曲构造区的背斜谷和向斜山,以及断层线崖、断块山地和断陷盆地等。
不同大地构造单元的地貌形态有明显的差异。
地台区以宽广的平坦地面为主,如非洲高原、蒙古高原、塔里木盆地和华北平原。
地台区的山地也是宽缓的褶皱山和断块山,如中国太行山和鲁南山地。
由于刚性地块的拱曲张裂,地台区常出现地堑型陷落盆地,如东非裂谷、莱茵谷地和中国的汾渭谷地。
地槽区最主要的表现为狭窄带状、弧形转折、延伸数百以至数千公里的线性褶皱山脉。
如喜马拉雅山脉、阿尔卑斯山脉和安第斯山脉等。
它们都是年轻的地槽褶皱山脉。
按板块构造学说,大陆和海洋的位置,从石炭纪以来,尤其是中生代以来,曾发生巨大变化。
现代大陆是由统一的冈瓦纳古陆和劳亚古陆分裂而成的。
地壳一面在新生,一面在消减。
板块边界(海岭、转换断层、深海沟和地缝合线)是地震和火山活动、构造和地貌演化的主要场所。
过去所说的地槽正是板块俯冲消减带——深海沟的位置。
日本列岛—琉球—台湾—菲律宾—印度尼西亚岛弧—深海沟系正是典型的现代地槽。
与板块运动相联系的新构造运动对现代地貌的形成起着重要作用。
由于印度洋板块向欧亚板块俯冲,使青藏高原从第三纪末到第四纪初强烈隆起,在第四纪时期上升了3000~4000米,成为世界上最年轻的高原。
第一节地貌景观概述
一、地壳运动与地貌发育
1、地壳运动及其对地貌发育的影响
地壳运动是地球内动力作用所引起的各种地壳变化和活动,它使地壳发生变形和位移,形成各种形迹的地质构造,并引起岩浆活动和变质作用。
某些地壳运动表现为突发的、急剧的形式,例如地震。
而大多数地壳运动进行得如此缓慢和轻微,以致于人类感觉不到其存在,似乎大地是稳定不变的。
事实上,地壳运动具有普遍性和永恒性,所谓“沧海变桑田”,“高岸为谷,深谷为陵”。
喜马拉雅山脉地区,在4000~5000万年前还是汪洋一片,现在却是地球之颠,而且仍在以每年3.3~12.7mm的速度上升。
这充分说明地壳运动不仅过去有、现在有,将来也不会停止。
地壳运动有两种最基本的方向:
水平运动和垂直运动。
地壳水平运动往往形成巨大的褶皱山脉和断裂构造,所以又称为造山运动。
地壳的垂直运动是地壳沿地球半径方向进行的上升和下降运动。
垂直运动常常表现为大规模的隆起或拗陷,造成地势高低起伏和海陆变迁。
在全球尺度上,地壳上升使海水退却,部分海底上升为陆地;地壳下沉使海水入侵,原来的陆地变成海洋。
因此,地壳垂直运动又称为造陆运动。
实际上,地壳水平运动和垂直运动往往相互联系、相互作用、相互影响,运动的结果也常常相互渗透、相互叠加。
板块构造学说认为,地壳运动以水平运动为主,垂直运动往往是派生的。
地壳运动具有不同的幅度和规模。
地壳运动的速度在时间上和空间上都是不均等的,有快有慢、有强有弱。
再加上不同的方向,就产生了不同的幅度和规模。
当运动的方向在长时期内保持一致而且速度较快时,其运动幅度可能就较大;若运动方向多变或速度较慢,则运动幅度可能就较小。
运动幅度不同,其规模和影响范围也就有差异,大者可波及全球或整个大陆,较小者仅涉及局部地区。
由于地壳运动的方向、速度、幅度和规模等在不同的地区、时间和条件下有差异,其表现形式也就多种多样。
地壳运动还可根据发生的地质时期分为老构造运动和新构造运动。
通常把发生于早第三纪及其以前的构造运动称为老构造运动;把发生于晚第三纪和第四纪的构造运动称为新构造运动。
由于新构造运动发生的时间较近,它所造成的地貌多数能保存至今,所以它对当今地貌形成的影响特别显著。
全球性的板块构造运动对地貌发育的影响更为重要,它是大陆和海洋形成和发展的主要驱动力,也控制着许多大地貌的特征、成因和分布规律(见第五章)。
在地壳大面积上升的地区(如青藏高原),其中部地面绝对高度虽然增加,但地表变形相对较小,只有在其边缘地带才能发生河流下切和溯源侵蚀,使地形起伏和切割深度变化较大。
在地壳大幅度上升和河流急剧下切地区,形成高山深谷,导致气候的垂直分异(如青藏高原边缘的世界第一大峡谷)。
气候的变化反过来又影响山地地貌的发育和垂直分异。
在上升区与下降区之间,地貌表现既有逐渐过渡的形式,例如高大山地逐渐变为低山、丘陵和平原;也有突变的形式,例如山地突然经陡峭山坡直落坦荡的平原。
在地壳强烈下降地区,第四纪期间所接受的松散堆积物厚度可达数百米(如华北平原)乃至上千米(如渭河地堑)。
在地壳运动强烈的地段,可在较短距离内发生显著的差异性升降运动,形成强烈的地貌反差。
例如,天山剧烈上升,最高峰已达7000m以上;而相距不远的吐鲁番盆地强烈沉降,地表最低点已至海平面以下154m。
在太平洋西岸的一些岛弧外缘,有深达万米以上的菲列宾海沟(10540m)和马里亚纳海沟(10863m),成为地球上起伏最大的地方。
这与太平洋板块的活动有关,因而也成为地震强烈而频繁的地带。
区域性的地壳水平运动所产生的平移断层,可造成平行岭谷的水平错动,改变水系的格局,甚至使河流堵塞形成堰塞湖。
2、基岩和地质构造对地貌发育的影响
地壳运动形成具有一定产状和结构的岩石,它们是构成地貌的物质基础,又称为基岩,对地貌发育有显著影响。
影响地貌发育的主要岩石特性是抗蚀性,即抵抗风化作用和其他外力剥蚀作用的强度。
抗蚀性是岩石其他性质的综合反映,主要取决于岩石的矿物成分、硬度、胶结程度、透水性、可溶性和岩石的结构、产状等。
岩石的可溶性对抗蚀性有作用,也是影响地貌发育的主要特性。
胶结良好的坚硬岩石,通常具有较强的抗蚀性,常构成山岭和崖壁。
石英岩、石英砂岩组成的山岭,风化、崩塌作用和流水侵蚀作用主要沿节理进行,常形成山峰尖突、多悬崖陡壁的山丘地貌。
抗蚀性差的岩石,如页岩、泥灰岩等,常形成和缓起伏的低丘、岗地。
岩石的节理、片理和层理也直接影响到地貌发育。
例如,柱状节理发育的玄武岩,常形成崖壁和石柱等地貌。
垂直节理发育的花岗岩体,因受机械风化和流水沿垂直节理的冲刷侵蚀,使花岗岩山体表现为悬崖峭壁、群峰林立,黄山、九华山就是这样。
在片岩分布地区,受片理的影响,常形成鳞片状地貌,如秦岭山地。
岩石的可溶性对地貌发育的影响更为明显。
石灰岩等可溶性岩石分布地区,尤其在湿热气候条件下,可形成典型的喀斯特地貌。
松散堆积物也有不同的机械成分、化学性质和层理结构等,影响地貌的发育。
例如,陕北黄土以粉砂为主,并含有一定数量的粘粒和钙质,垂直节理发育,干燥时陡壁可直立不坠;但在雨季易受坡面流水和沟谷流水的侵蚀切割。
黄土还受地下水的潜蚀作用,形成一些潜蚀地貌。
岩性对地貌发育的影响,是在当地自然地理条件和其他地质条件下发生的。
同样的岩石,其抗蚀性在干燥地区和湿润地区可以有很大的差异。
例如石灰岩,在湿热地区经受强烈的喀斯特作用,但在干燥地区则往往有较强的抗蚀性。
松散堆积物的表面若有良好的植被覆盖,流水侵蚀作用较弱;一旦植被遭破坏,则容易发生严重的水土流失。
此外,岩石破裂有利于风化剥蚀,所以同样的岩石如果构造形变或构造破碎程度不同,其抗蚀性也有很大差别。
地壳运动所形成的地质构造对地貌发育也有很明显的影响,不同地质构造往往造成不同的地表形态,例如褶皱构造会形成背斜山、向斜谷或向斜山、背斜谷等;断裂构造会形成断块山、断陷盆地、断裂谷等;岩浆喷发形成火山,熔岩流形成各种熔岩流地貌。
3、块体运动
在重力作用下,岩石和土体沿斜坡向下的运动称为块体运动。
块体运动经常发生在山区,大现模的块体运动常常摧毁道路、桥梁和其他工程设施,破坏甚至掩埋村庄或农田,造成生命财产的损失。
根据运动的速度和性质,可将块体运动分为崩塌、滑坡和蠕动等几种主要形式。
①崩塌斜坡上的岩体、岩屑和土体在重力作用下快速向下坡移动的现象称为崩塌。
山岳地区发生的大规模崩塌现象称为山崩,其崩塌体可达数十万立方米,常堵塞河流、毁坏森林和农田村镇。
河岸、湖岸或海岸的陡坡,由于水流的掏蚀,或地下水的潜蚀,或冰冻作用,使岸坡上部岩体或土体失去支撑而发生崩塌,称为塌岸。
还有一种崩塌是岩屑沿斜坡向下作滚动和跳跃式的连续运动,称为散落。
崩塌可以呈现多种形式(如图8—1)。
②滑坡大规模的岩体或土体在重力作用下沿滑动面整体向下滑动的现象称为滑坡。
滑坡的发生常常与地下水和地表水的作用有关。
当坡面物质被水浸湿后,会软化,增加可塑性,降低粘聚力和摩擦力,同时增加重量,因此滑动力大增,发生滑坡。
所以在地下水丰富和坡体含水过多的地方,尤其是在连续降雨后,容易发生滑坡。
滑坡的发生还与岩性和地质构造有关。
坚实完整的岩层发生滑坡的可能性较小;而松软的岩层被水浸湿后极易发生滑坡。
若上部为透水层,下部为隔水层,则由于隔水层顶面易于积水,也使上部岩层容易下滑。
断层面、节理面和岩层面倾向与坡面一致时,也容易形成滑坡。
斜坡的形态对滑坡的产生也有很大影响,产生滑坡的斜坡坡度一般为20°~40°,过陡的斜坡则易发生崩塌。
若坡脚长期受流水或挖掘掏蚀,斜坡下部会逐渐变陡而失去支撑,引起上部块体下滑。
此外,地震、斜坡上部的蓄水或灌溉也是引起滑坡的原因。
事实上,滑坡往往是多种因素综合作用引起的。
典型的滑坡也存在不同类型(图8—1)。
③土屑蠕动坡面上的岩屑、土体在重力作用下顺坡缓慢向下移动的现象称为土屑蠕动。
土屑蠕动的原因,主要是土层中冻结与溶解、干与湿、热与冷等的变化导致坡地上的土屑时胀时缩,土屑在胀缩过程中受重力作用而向下逐步移动。
土屑蠕动一般出现在15°~30°的坡地上,坡度过大的坡地难以保存粘土和水分;坡度小于15°的坡地重力作用微小。
土屑蠕动一时不易察觉,但这个过程长期延续后,能观察到斜坡上各种物体的变形,例如树干弯曲的马刀树、树形倾斜的醉汉林、草皮下移、土墙或篱笆下倾等(图8—2)。
第二节
构造地貌景观
构造地貌是在构造影响下形成的地貌,它的作用力主要是内力,故又称为内力地貌。
构造地貌的分类系统可分成三个等级:
第一级称全球构造地貌,它是世界上最巨型的地貌,只有大陆和大洋两大单元。
第二级称大地构造地貌,它是大陆或大洋之内的大型地貌,如大陆内的褶皱山系和大陆裂谷,大洋中的洋中脊及大洋盆地等等。
它们都是在内力为主的作用下形成的,是“动态”构造(地壳运动、大地构造)的积极表现者,因此又被称为活动(动态)构造地貌。
第三级称地质构造地貌,规模最小,是叠加在大地构造地貌之上的中小型地貌,如褶皱山系中的背斜和向斜褶曲地貌,大洋盆地中的海盆和海岭等等。
它们主要是地质构造被外力作用剥露的结果,因此是“静态”构造(岩性、产状、地质构造)的消极反映者,故又称为“静态”构造地貌。
一、构造地貌的形成和分类
其形成、发展都与大地构造作用有关的地貌称大地构造地貌,或构造地貌。
构造地貌可以由地壳构造运动直接形成,如构造运动隆起形成的山地、台地或构造运动拗陷形成的平原、盆地等,它们的形成和分布,同地壳构造运动的作用方向、受力性质有关,称为动态构造地貌,或活动构造地貌。
还有一种构造地貌,是指构造运动以后又受外力剥蚀而成的地貌,如背斜山、向斜山、背斜谷和向斜谷等,称为静态构造地貌,或次生构造地貌。
构造地貌就其规模大小可分为三级:
第一级是大陆和海洋两个大的地貌单元;第二级是指大陆上和大洋底的地形起伏,如陆地上的山脉、平原、高原、盆地;洋底的大洋中脊和大洋盆地及海洋中的岛屿等。
第三级主要是指地质构造被外力剥蚀后所反映的地貌特征,如单面山、背斜山、向斜谷以及火山锥、熔岩台地等。
通常把第一级称为全球构造地貌,第二级称为大地构造地貌,第三级称地质构造地貌。
1、全球构造地貌
全球构造地貌是指大陆与洋底。
一般来说,海岸线为陆、海的分界线。
但从固体地球表面形态起伏和地壳结构来看,陆地与洋底之间的浅海区为一过渡性的大陆边缘地带。
因此,全球构造地貌实际上分为大陆、大陆边缘和洋底三大部分。
全球陆地面积1.49×108km2,约占地球总面积的29%,海洋占71%。
大陆地壳(陆壳)比大洋地壳(洋壳)厚,平原地区地壳厚约35km左右,山地高原区约60~70km。
大陆边缘是指陆地周围水深小于3000m的浅海海底,成带状围绕在大陆四周,面积约81×106km2,占地球总面积的16%,大陆边缘的地壳具过渡性质。
洋底是指水深超过3000m的大洋底部,全球洋底平均深3800m,面积2.81×108km2,占地球总面积的55%。
洋底地壳厚度比大陆地壳薄,一般仅5~10km。
2、大地构造地貌
大地构造地貌包括大陆内和洋底上的大地貌类型。
前者包括山脉、高原、盆地、平原等;后者包括海岭、深海平原和海沟等。
这些地貌的形成虽然受构造运动所控制,但同时也受到外营力的改造。
①构造山系和大陆裂谷构造山系和大陆裂谷都是大地构造运动形成的大陆上最显著的两个大地貌类型,前者表现为高大隆起的山系,后者表现为拗陷的断陷谷地。
构造山系的形成,大都经过不同时期的构造运动,因此,构造山系具有以下一些特征:
a.时代较老的构造山系,山体经受不同时期的挤压而发生复杂的褶皱,且有不同时代的多期的岩浆侵入体;b.构造山系的山体边界常可见到大规模的断层,断层一侧常形成断陷盆地;c.山地呈断块差异抬升,可发育成多级夷平面;d.构造山系分布地区常有地震和火山活动。
世界上构造山系主要分布在两个地带:
a.环太平洋带,主要有北美至南美的科迪勒拉山系,亚洲和大洋洲太平洋沿岸及边缘海外围的岛屿上的山脉;b.略呈东西向横贯亚洲、欧洲南部和非洲北部的山脉带,主要有爪哇岛和苏门答腊岛上的山脉、喜马拉雅山、阿尔卑斯山、阿特拉斯山。
大陆裂谷是由于大地构造运动形成的断陷谷地,其宽度大多为30~75km,少数可达几百公里,长度从几十公里到几千公里。
东非大裂谷是世界上最长的裂谷。
裂谷常可积水成湖,如贝加尔湖。
②高原与平原地形比较平坦,一般海拔在200m以下的是平原,超过1000m的是高原。
高原是大面积构造隆起抬升过程中因外力侵蚀切割微弱的结果。
而高原边缘地带则在构造抬升过程中受到强烈侵蚀,常表现为深受切割的陡坡。
坡麓地带则堆积了来自高原边缘被侵蚀下来的粗碎屑物。
在构造抬升过程中,高原内部的构造活动也不一致,致使高原面上地形复杂化,如青藏高原上形成几条近东西走向的山脉和山间盆地。
平原的形成正与高原相反,它是在构造沉降过程中不断从外围得到大量碎屑物的堆积而形成的。
在构造沉降过程中,平原内部还可以有其他形式的构造活动,如我国华北平原在构造沉降过程中明显表现出内部的断块活动。
③盆地盆地是低于周围山地的相对负向地形,它和周围山地是同一盆山耦合构造成因的产物。
强烈的升降差异运动,使周围山地抬升迅速并同时受到强烈侵蚀,导致盆地内部堆积巨厚的粗粒沉积物;相反,升降差异运动不甚强烈,则盆地内部接受堆积的沉积物较薄、较细。
如果一个盆地经过一段堆积期之后发生构造反转,上升转变为侵蚀切割地区,从而结束了盆地演化历史。
以上四类地貌属于大陆上的构造地貌。
海底构造地貌主要可分为大洋中脊、大洋盆地、海沟、海底高原等。
二、地质构造地貌
地质构造地貌由构造运动形成,同时又受到外营力作用的侵蚀、破坏,但破坏程度差别甚大。
有的直接由构造运动形成,很少或轻微受外营力的改造;有的则受到外营力的显著破坏,几乎面目全非。
常见的地质构造地貌有断裂地貌、褶皱地貌、火山和熔岩地貌。
①断裂构造地貌又称断层地貌。
是地壳岩石受力发生破裂,产生相对位移所形成的地貌,如断层崖、断层谷、断陷盆地和断块山地等。
断层崖是断层活动形成的陡崖,其高度取决于断层的规模,最高可达百米,低的只有几米甚至更小。
由于外力的风化侵蚀作用,往往使原始的断层面发生很大变化,使坡度变缓,甚至使断层崖消失,同时使崖壁基部断层线位置被剥蚀的碎屑物所掩埋,从而使断层构造地貌的显著特征消失(图8—3),这反映了外营力作用对原生地貌的改造。
此外,断层崖也可能受横穿断层崖的河流的侵蚀,使完整的断层崖被分割成许多三角形的断层崖,这时称为断层三角面(图8—3),与此同时,河流还将侵蚀的碎屑物沉积在断层的另一侧,形成洪积扇。
我国华北、西北地区这种断层三角面与洪积扇交错分布的地貌发育得很典型。
断层谷指沿断层破碎带发育形成的谷地。
切割较探的断层谷常呈峡谷,两岸陡峭,且不对称,即一岸高陡,一岸低缓(图8—4)。
如断裂带较宽,则成宽谷。
断层谷的走向受断层的走向控制,在单一断层带发育的断层谷大多呈平直延续分布;而在沿两组以上不同走向的断层发育的断层谷则有较多转折弯曲,呈“之”字形延伸,如我国横断山区的不少河谷属此类型。
断陷盆地指由断层围限的陷落盆地。
其周边或由全部不同方向断层所围,或某一边以断层为界,多呈长条形、菱形或楔形。
宽约30~50km,长可达数百公里。
断陷盆地内通常有较厚的松散沉积物质。
断块山地是受断层控制的块体呈整体抬升或局部翘起形成的山地,断块山地或是一侧沿断层翘起、一侧缓缓倾斜的掀斜式山地(图8—5A);或是地垒式的山地(图8—5B)。
前者翘起的一侧较短且较陡,倾斜的一侧较长较缓,山体的主脊偏于翘起的一侧;后者山坡两侧比较对称。
②褶皱构造地貌这种地貌是由于岩层受力弯曲变形的结果。
褶皱的规模大小和岩层弯曲程度等的不同,褶皱地貌也表现出明显的差异,有单斜地貌、背斜和向斜地貌。
单斜地貌:
指经过褶皱的岩层大部分呈倾斜状,发育在褶曲一翼单向倾斜岩层上的地貌。
其中,坚硬岩层通常成为单面山,沿软弱岩层发育的谷地称单斜谷。
如果组成单斜山的岩层倾角较缓,则顺着岩层面的山坡坡度也较缓,另一侧山坡则成为崖壁,两侧山坡呈明显不对称现象,这种山地称为单面山;如果组成单斜山的岩层倾角较陡,山两侧的坡度都较陡,则称猪背脊。
同样,单斜谷两侧谷坡的不对称状况也取决于谷坡上岩层倾角的大小。
背斜和向斜地貌:
岩层发生褶曲,在地表形成高低起伏,如果外力的侵蚀切割未能超过褶皱构造作用的速度,那么所出现的地貌是背斜山、向斜谷;如果褶皱构造经过长期的侵蚀,则既可以形成背斜山、向斜谷,也可以相反,即形成背斜谷、向斜山。
前者称为顺地貌,后者称为倒置地形或逆地貌。
一般说来,顺地貌往往是一些年轻的褶皱构造地貌;逆地貌则反映了长期的外力作用,受到深刻的风化侵蚀,破坏了原生构造地貌。
当然,道地貌如再经过长期的剥蚀破坏,也有可能构造地貌同地貌形态恢复一致,此时的地貌可称为再顺地貌。
③火山和熔岩地貌火山地貌是由火山作用而成的一种地貌形态。
其特征是具有火山口和火山锥。
火山口是地下岩浆上涌喷发至地面的出口,是岩浆上涌至临近地面时发生爆破喷发而成的。
火山喷发时,大量的火山碎屑物质堆积在火山口附近,冷却凝固后,喷出口便成为封闭的、中央低凹的洼地,有些封闭的火山口积水即成为火口湖,我国长白山主峰白头山天池属此,其湖水深达200多米。
火口周围的火山碎屑堆积物如被破坏,成为有缺口的、半封闭的凹地形态,则称破火山口。
火山锥是由多次火山活动产生的、由火山碎屑物和熔岩流堆积起来的锥体状地貌。
根据火山锥的内部构造和组成物质,可分为碎屑锥(主要由成层的碎屑物质组成)、熔岩锥(主要物质为熔岩流)、混合锥(由熔岩流和火山碎屑交互成层组成)、熔岩滴丘(岩浆喷发后急剧冷却而成)。
这些火山锥的外部形态各具特征。
熔岩地貌同火山地貌的最大差别在于其形成过程和组成物质。
熔岩地貌是呈熔融态的岩浆溢出地表以后在流动过程中冷凝而成的地貌形态。
其主要的地貌类型有熔岩丘、熔岩垄岗、熔岩台地和熔岩高原、熔岩隧道、熔岩堰塞湖等。
补充材料:
一、世界最高的山系
喜马拉雅山世界最高大的山系。
藏语"喜马拉雅"意为"冰雪之乡"。
位于青藏高原南缘。
由自北而南平行排列的特提斯喜马拉雅、大喜马拉雅、小喜马拉雅和西瓦利克等山组成。
分布在中国西藏、印度、巴基斯坦、克什米尔、尼泊尔、锡金、不丹境内。
西起克什米尔印度河转折处,东至雅鲁藏布江转折处,东西长约2500千米,南北宽约150~400千米,面积约59.4万平方千米。
平均海拔6000米左右,超过7000米的高峰有50多座,其中8000米以上高峰10座。
中尼边界上的珠穆朗玛峰,海拔8848.13米,为世界第一高峰,山体呈金字塔状,常年冰雪覆盖,有巨大冰川。
大喜马拉雅山是整个山系的主脉,为中国西南边疆的一道天然屏障。
喜马拉雅山脉形成于2000万年以前,是地壳运动中印度板块与亚欧板块碰撞的结果,属年轻褶皱山类型。
习惯上从西往东划分为三段,巴噶-普兰公路线以西为西段,山脊线呈西北-东南走向;日喀则-亚东公路线以东为东段,山脊线为西南-东北走向;上述两公路之间为中段,山脊略呈向南凸出的弧形,是山脉的最高地段。
山脉南北坡不对称,南坡地势陡峻,山脊高出恒河平原6000米左右,在北高南低的大坡面上被河流侵蚀出许多深切峡谷或降谷。
山脉北坡地势较平缓,呈阶梯式下降,与高原湖盆之间高差仅有1500米左右,峰峦丘陵相间,河谷地形宽坦,山岳冰川发达,仅珠穆朗玛峰和希夏邦马峰地区现代冰川即达千余平方千米,夏季冰雪暴融,常酿成洪水和泥石流。
北坡有羊卓雍错、普莫雍错、佩枯错、玛旁雍错等大小湖泊60多个,其中较大的内流湖多为咸水湖,较小的冰川湖多为淡水湖。
许多源出北坡的河流横切山脉,造成深大峡谷,著名的有雅鲁藏布江大峡谷、年楚河谷地和印度河上游支流的象泉河谷地等。
还有一些中小河流的上游如朋曲、波曲、吉降藏布、孔雀河等,南北纵切山脊,成为中国西藏与印度、尼泊尔、锡金、不丹等国的天然通道。
高大横长的山体阻挡了印度洋暖湿气流北侵,造成南北两侧气候各异,且垂直变化明显。
空气稀薄,人员呼吸困难,常有不同程度的高山反应。
山区年平均气温约-20℃。
北侧气候寒冷、多风、干燥,南侧气候温暖、湿润、多雨。
降水量沿山脉由东向西逐渐减少,如东部墨脱年降水量为2300毫米,中部江孜年降水量为400毫米,西部狮泉河年降水量不足50毫米。
山脉具有典型的垂直自然带结构,如南坡东段有明显的垂直分带:
海拔1100米以下为热带雨林,海拔1100~2300米为山地亚热带常绿阔叶林,海拔2300~2900米为山地暖温带针阔叶混交林,海拔2900~4000米为山地寒温带针叶林。
山脉南坡森林分布面较广大,宜种植亚热带作物。
北坡属高寒草原和灌丛草原,仅东部海拔4000米以下的河谷有小片森林分布,山麓宽谷地带为西藏主要农业区。
山脉中水力资源丰富,矿藏较多,已知有铁、铅、锌、沙金、云母等。
二、世界最长的山系
纵贯南北美洲大陆西部。
北起阿拉斯加,南到火地岛,绵延约1.5万千米,属中新生代褶皱带。
构造复杂,由一系列褶皱断层组成。
主要形成于中生代下半期和第三纪,褶皱断层构造复杂,地壳活动至今仍在继续,多火山地震,是环太平洋火山地震带重要组成部分。
山脉一般为南北或西北——东南走向。
由一系列平行山脉、山间高原和盆地组成。
北美科迪勒拉山系宽度较大,海拔较低,约800~1600千米,海拔1500~3000米。
地形结构包括东西两列山带和宽广的山间高原盆地带。
自墨西哥向南,山系变窄,分为两支:
一支向南经中美地峡伸入南美大陆,大部分为火山林立、地形崎岖的山地;另一支向东经大、小安的列斯群岛伸入南美大陆,各岛多为山地盘踞。
南美科迪勒拉山系以安第斯山脉为主体。
宽度较窄(300~800千米),但海拔很高,多在3000米以上。
三、东非大裂谷(EastAfricanGreatR
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