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黃土高原

(中國地形區)

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黃土高原(Loess Plateau)位於中國中部偏北部,為中國四大高原之一。廣義上的黃土高原即黃土區,黃土面積63.5萬平方千米,其中原生黃土38.1萬平方千米,次生黃土25.4萬平方千米,主要由山西高原、陝甘晉高原、隴中高原、鄂爾多斯高原河套平原組成 [1-2] 狹義上的黃土高原大致北起長城,南至秦嶺,西抵烏鞘嶺,東到太行山,包括山西大部、陝西中北部、甘肅中東部、寧夏南部和青海東部,面積約30萬平方千米 [3]  ;本詞條依據廣義定義對黃土高原進行介紹。
黃土高原東西長1000餘千米,南北寬750千米,包括中國太行山以西,青海省日月山以東,秦嶺以北,長城以南的廣大地區,位於中國第二級階梯之上,海拔高度800~3000米。黃土高原屬乾旱大陸性季風氣候區,大地構造單位主要包括陝北隴東地台、華力西褶皺帶、太平洋式燕山褶皺帶、隴西地塊、中條山地塊、呂梁山地塊和汾渭下游沉帶等,並以秦嶺地軸和鄂爾多斯地台為南北二大界線。 [4-5] 
黃土高原是中國重要的能源、化工基地。黃土顆粒細,土質鬆軟,含有豐富的礦物質養分,利耕作,盆地和河谷農墾歷史悠久。除少數石質山地外,黃土厚度在50~80米之間,最厚達150~180米。黃土高原之上孕育了黃土地獨特的文化,產生了以“窯洞”為代表的民居和以信天游安塞腰鼓為代表的民間文藝。 [6-7]  距今約5500年前,黃土高原西部史前人類已經開始從事以粟為主的旱作農業。 [39] 
中文名
黃土高原
外文名
Loess Plateau
別    名
烏金高原
地理位置
中國中部偏北部
面    積
640000 km²
氣候類型
半乾旱大陸性季風氣候區
區域範圍
北緯33°~41°,東經100°~114°
礦產資源
煤炭、石油、鋁土礦等

黃土高原地質環境

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黃土高原基岩構造

黃土高原 黃土高原
黃土高原基岩構造以六盤山為界分為東西兩部分,西部屬西域陸塊,東部屬華北陸塊。六盤山以西黃土高原以新生代斷陷盆地為構造特徵,隴中盆地黃土下伏基岩為直接堆積在古老岩層之上的中新世到上新世早期的甘肅羣。甘肅羣堆積後,上新世晚期地面抬升,黃河及其支流洮河、祖歷河、葫蘆河隨抬升而下切,基岩地面成為起伏較大的丘陵狀。甘肅羣為一套含有石膏的紫紅色粘土,砂質粘土,砂岩和砂礫岩。其成巖性差,抗蝕力較弱,在地下水浸泡和潤滑作用下極易發生重力侵蝕,常形成大型滑坡。六盤山以東的華北陸台由鄂爾多斯台向斜和山西台背斜構成,中間夾以黃河凹陷。鄂爾多斯台向斜和山西台背斜是未經褶皺變動的前震旦紀陸台。
陝北、隴東和晉西的鄂爾多斯台向斜在中生代發展成為一個大型的內陸盆地,當時地勢東南高西北低,與今況剛好相反。西北部堆積了厚達1500米完整的中生代地層序列。其中神木,準格爾旗一帶廣泛出露的中生代灰綠色、黃綠色長石砂岩,當地叫砒砂岩,極易風化侵蝕,是當地及黃河中粗砂的主要來源。燕山運動使鄂爾多斯台向斜抬升,邊緣發生斷陷,形成汾渭谷地等一系列地塹谷地,到第三紀的中新世末鄂爾多斯台向斜成為準平原。上新世鄂爾多斯高原長城以南的準平原面上廣泛堆積了三趾馬紅土,從三趾馬紅土的分佈和厚度看,上新世時長城以南,渭北北山以北,六盤山與呂梁山之間是一個淺凹形的巨大盆地。地勢西北高,東南低,己與今相同。三趾馬紅土透水性極差,是黃土下覆的主要不透水層,而且三趾馬紅土容易吸水膨脹,是黃土高原大型滑坡的主要滑移層。上新世晚期到更新世,鄂爾多斯高原邊緣如汾渭地塹谷地進一步發展,同時高原整體發生掀斜運動,使地面形成自西北向東南傾斜的斜面,控制着河流的流向。在地貌演變過程中溝谷的發展,谷間地有些形成面積不大的平台,有些成為長條狀或橢圓狀丘陵,它們是鄂爾多斯高原塬、墚、峁地形的基礎。
山西台背斜包括太行山以西、呂梁山以東。五台山是山西台背斜最古老的部分,並以此為頂點向南沿伸,東部為太行山,西部為呂梁山,兩山之間為凹陷部分。古生代以來,凹陷部分堆積了巨厚的陸相碎屑物。燕山運動後山西台背斜中部受斷裂作用晉中大斷谷開始形成。中新世末晉中南的漳沁地區形成準平原,其後接受了上新世的三趾馬紅土堆積。喜馬拉雅運動使山西台背斜進一步上升,晉中斷谷不斷髮育,河流下切,到更新世黃土堆積時地面形成起伏較大的丘陵、成為山地與斷谷、盆地相間分佈的地形特徵。 [8] 
黃土高原 黃土高原

黃土高原黃土覆蓋

●黃土地層與黃土分佈
黃土高原原生黃土是第四紀冰期乾冷氣候條件下的風塵堆積物,次生黃土是原生黃土經洪積、沖積改造而成的。在第四紀黃土堆積時期,隨着冰期、間冰期的氣候旋迥,黃土地層呈現黃土與古土壤的更替變化。根據黃土中的古土壤,黃土地層自下而上可以分為午城黃土、離石黃土、馬蘭黃土和全新世黃土。按洛川黑木溝黃土剖面,第十五層黃土下界面之下為早更新世午城黃土。第一古土壤上界面之下至第十五層黃土下界面之間為中更新離石黃土。第一黃土層是形成於晚更新世的馬蘭黃土。馬蘭黃土之上的黑滬土為形成於全新世的古土壤層。黃土高原黃土地層的分佈厚度在六盤山與呂梁山之間一般為150~250米,六盤山以西一般在100米以內。不同地層黃土厚度也不相同:午城黃土厚度不大,洛川黑木溝為58米,山西午城為17.5米。離石黃土是黃土高原黃土地層的主體,一般厚度100~150米,最大厚度分佈在徑河與洛河的中游地區。馬蘭黃土分佈極為廣泛,一般厚度10~30米,天水附近小於10米,董志源9.6米,洛川源10米左右。全新世黃土厚度一般為2~3米,其中的黑滬土層厚度1~2米。 [8] 
●黃土粒度與黃土性質
黃土是在風力吹揚搬運下,在乾旱半乾旱環境堆積的風成堆積物,經過長距離的搬運和分選,其物質組成具有高度的均一性。黃土粒度以粒徑0.05~0.005毫米的粉砂為主,所佔比例58%~75%。其次為粒徑>0.05毫米的細砂,佔15%~32%。粒徑0<0.005毫米的粘土佔10%左右。黃土粒徑存在着自西北向東南逐漸變細的特點,這一特點以砂粒和粘粒的變化最為明顯。北部榆林附近砂粒的重量比在30%以上,向南到清澗、延安附近降為20%左右,咸陽寶雞一帶降至10%上下。相反,榆林粘粒僅佔10%左右,延安、清澗一帶增至13%~18%,咸陽、寶雞為23%~26%。這樣自西北向東南根據黃土粒徑可以把黃土高原黃土分為砂黃土、典型黃土和粘黃土三個帶:靜樂北—綏德—子長—環縣—海原一線以北為砂黃上帶。陽泉—沁縣—浮山北—淳化—秦安—渭源以北,砂黃土帶以南為典型黃土帶。典型黃土帶以南為粘黃土帶。黃土在南北方向上的粒度分異對黃土地貌及土壤侵蝕具有深刻的影響。
黃土含有60多種礦物,其中石英佔重量的50%左右,長石佔20%左右,碳酸鈣佔10%左右。就化學組成而言,以二氧化硅佔優勢(50%),其次為三氧化二鋁(8%~15%),氧化鈣(10%左右),以及三氧化二鐵氧化鎂氧化鉀氧化鈉等,黃土中易溶性化學成份含量較高。 [37] 
黃土結構為“點、稜接觸支架式多孔結構”,土體疏鬆,垂直節理髮育,極易滲水。黃土中細粒物質如粘土、易溶性鹽類、石膏、碳酸鹽等在乾燥時固結成聚積體,使黃土具有較強的強度,而遇水後隨着礦物溶解與分散,土體會迅速分散、崩解。黃土的抗侵蝕能力很弱。黃土中孔隙度一般可達45%~50%,尤其大孔隙特別突出,當受水浸潤後上體在自重和上部壓力作用下,易發生濕陷。同時大孔隙也成為土體中水體和細粒物質遷移的通道,使黃土易發生潛蝕。 [8] 
黃土高原 黃土高原

黃土高原構造運動

黃土高原是新構造運動比較活躍的區域,新構造運動的主要表現是高原內部間歇性的大面積整體抬升,同時周圍的拗陷區域不斷地沉降。從黃土高原廣大地區河谷多發育有3~4級階地等判斷,第四紀以來黃上高原以抬升為主,抬升幅度在150~30米,地殼抬升有利河流下切和侵蝕地貌發育,也有利於土壤侵蝕過程的加強。黃土高原內部六盤山是新構造運動的抬升中心,據現代水準測量,抬升速度為20毫米/年。六盤山以西地區抬升量大於以東地區,抬升最快在華家嶺一帶,據1934—1955年隴海鐵路水準測量,隴西、渭源等地現代抬升速度為31.4毫米/年,隆德、莊浪一帶溝牀下切速率達45~240毫米/100年。
華家嶺以南地區河谷狹窄,一般有3~4級階地,華家嶺以北河谷較寬闊,只有2~3級階地發育,所以華家嶺以南抬升幅度更大。六盤山以東地區白于山至東勝一帶是新構造運動抬升的中心。保德附近現代抬升速度在3毫米/年左右。山西台背斜新構造運動抬升幅度較大在五台山—恆山一帶,這從五台山、恆山山前發育的串珠狀洪積扇可以得到證明。第四紀黃土高原在抬升的同時,邊緣拗陷區如銀川平原、汾渭谷地在大幅度下沉,渭河平原固始凹陷第四紀沉積物厚度接近1000米。據地形變形資料,汾渭地塹的下沈速度為3毫米/年。黃河自140萬年前後衝出三門峽後,汾渭谷地是黃河中游眾多支流的侵蝕基準面,一方面黃土高原不斷抬升,另一方面汾渭谷地持續下沉,必然對黃土高原土壤侵蝕起促進作用。地震是黃土高原新構造運動的強烈表現形式,對歷史時期黃土高原地震記載進行統計,可以反映出黃土高原歷史時期新構造運動的強弱變化過程。 [8] 
黃土高原 黃土高原

黃土高原地貌情況

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黃土高原總體情況

黃土高原
黃土高原(4張)
黃土高原地勢西北高,東南低,自西北向東南呈波狀下降。以六盤山和呂梁山為界把黃土高原分為東、中、西三部分:六盤山以西的黃土高原西部,海拔2000~3000米,是黃土高原地勢最高的地區。
六盤山與呂梁山之間的黃土高原中部,海拔1000~2000米,是黃土高原的主體。呂梁山以東的黃土高原東部,地勢降至500~1000米,河谷平原佔有較大比例。
據此可將黃土高原分為山地區、黃土丘陵區、黃土塬區、黃土台塬區、河谷平原區。 [8]  [9] 

黃土高原分區論述

●山地區
黃土高原西部涅水與黃河谷地之間的拉脊山、馬銜山等海拔3000~4000米,相對高差1000~2000米,地勢高亢,河谷深切,谷坡陡峭,是黃土高原海拔最高的石質山地。黃土高原中部的六盤山、白于山、嘮山、子午嶺、黃龍山、關中盆地北側的北山等主要為石質或土石中山。六盤山主脊海拔2500米以上,主峯米缸山海拔2942米,東西兩側地貌差異較大,是黃土高原中西部之間一條重要的地形界線。白于山海拔1500~1800米,是洛河、延河、無定河清澗河等的發源地,山體黃土厚度50~70米,嶺脊起伏和緩,山坡流水侵蝕、重力侵蝕活躍,是黃土高原典型的土石山地。子午嶺、黃龍山,嶺脊和緩,受人為採伐、開墾,植被破壞嚴重,流水侵蝕,重力侵蝕嚴重。關中盆地北部的北山,由婁敬山、寶鑑山、碑子山、堯山等構成,海拔900~1200米,山勢疏緩低矮,南陡北緩,主要由寒武、奧陶系灰巖構成,岩溶地貌發育。黃土高原東部山地主要有呂梁山、太行山、中條山等,以石質中山為主。呂梁山北起管渾山,南到龍門山,山體寬度30~100千米,海拔多在1500米以上,山勢北高南低,山頂起伏和緩,局部保留有寬展平坦的古夷平面。中條山位於晉豫之間,走向北東東,主脊海拔1500米左右,主峯雪花山1994米,山勢西高東低。 [8] 
山地區 山地區
●丘陵區
丘陵區是黃土高原面積最為遼闊的地貌區,佔黃土高原面積的56.79%。由於丘陵區面積廣大,各地之間存在着較大的差異:甘肅臨夏、和政、渭源等地為土石丘陵,海拔1900~2300米,相對高差150~250米,坡面溝谷侵蝕強烈。甘肅定西、渭源、通渭、會寧等地分佈着面積廣大的黃土梁狀丘陵。陝西白于山、子午嶺、嘮山的外圍地區,以及富縣、宜君一帶丘陵多呈縱長的梁狀,梁面坡度和緩、梁坡陡峭、坡面溝谷侵蝕活躍。分佈於山西河曲、保德、興縣、臨縣等黃河沿岸,以及陝西綏德米脂佳縣、清澗、神木、府谷等地的飾狀丘陵是黃土高原最典型的丘陵地區,飾頂海拔1200~1400米,呈錯落的饅頭狀,赤坡多凸形坡,地面異常破碎,是黃土高原土壤侵蝕最強烈的地區。山西臨縣、離石、柳林、永和、汾西、古縣等地,以及陝西延安、安塞等地為黃土梁篩丘陵,一般海拔1300~1600米,相對切割深度150~200米,梁赤坡面溝谷密佈,坡面流水侵蝕、重力侵蝕活躍。陝西榆林、橫山等長城沿線梁篩丘陵表層有薄層片沙覆蓋,可稱為沙蓋梁篩丘陵。分佈於陝西富縣、宜川,隴東環縣、慶陽、鎮原等地的殘源梁飾丘陵是黃土源長期受侵蝕切割,源面縮小,殘破而成。 [8] 
丘陵區 丘陵區
●塬區
黃土塬區主要分佈在陝甘寧盆地南部與西部以及隴西盆地北部,洛川源、董志源、長武源、白草源是黃土塬的代表。洛川源位於子午嶺和黃龍山之間的洛河中游,基底為三趾馬紅土覆蓋的山間盆地,第四紀黃土厚度120~150米,塬面向洛河傾斜。董志塬位於陝甘寧盆地西南,介於徑河支流馬蓮河與蒲河之間,塬面海拔1250~1400米,走向為西北—東南。董志塬受基地古盆地控制,塬面寬暢開闊,長約80千米,寬5~10千米,最寬處近20千米。白草塬位於祖歷河中下游,在第三紀古盆地基礎上形成,第四紀黃土厚度200米左右,塬面海拔1750~1900米,相對切割深度180~200米,塬面比較完整。長武塬位於徑河流域,是隴東黃土塬的南延部分,塬面海拔1000~1300米,地勢向東南傾斜,塬面比較完整。此外在黃土塬的外圍如山西曝縣、大寧、吉縣等地:太原盆地北部的黃寨、大孟一帶;陝西宜川雲巖河與仕望河流域;隴東環江流域等分佈着大面積的黃土殘塬。黃土殘塬是黃土塬被溝谷分割的結果,源面成條塊狀。 [8] 
塬區 塬區
●台塬區
黃土台塬區主要分佈在關中盆地汾河谷地豫西、晉南黃河沿岸。關中黃土台塬沿渭河兩側作東西向分佈,渭河北岸面積更為寬廣。渭河以北自西向東主要有陵塬、賈村塬、周塬、咸陽塬、合腸陽—澄城塬等。渭河以南自西向東主要有五丈塬、翠峯塬、神禾塬、少陵塬、樂遊塬、白鹿塬、銅人塬、代王—馬額塬、陽郭塬、孟塬等。關中黃土台塬呈階梯狀向渭河傾斜,塬面平坦。豫西山地北麓台塬沿黃河南岸東西沿伸,較大的有張村塬、張汁塬、蘇村塬、陽店塬、焦村塬、程村塬等,塬面呈階梯狀向黃河傾斜。晉南黃土台塬分佈於中條山南麓苗城、平陸一帶及峨眉台地,其中峨眉塬面積最大。汾河谷地黃土台塬沿汾河兩側分佈,汾河下游浮山、翼城、翟山附近台塬面積尤為寬廣。 [8] 
台塬區 台塬區
●河谷平原區
關中平原、汾河谷地平原和伊洛河下游平原是黃土高原面積最大的三個平原。關中平原由渭河及其支流沖積而成,西起寶雞、東至潼關,東西長300千米。西安附近寬可達40千米。渭河沿線的河漫灘寬窄不一,寶雞附近0.5~0.7千米,西安北郊4~6千米,華縣華陰附近5~7千米。渭河兩岸有1~3級河流階地,其中汁河與溺河之間階地最寬可達10~20千米。渭河北岸河流階地在徑河以東最為寬廣,由徑河、石川河洛河共同形成,階地寬度可達20~30千米。汾河谷地平原主要分佈在大同忻州太原臨汾運城盆地,其中太原盆地長130千米,寬15~30千米,是汾河流域面積最大的沖積平原。臨汾盆地長150千米,在臨汾、洪洞一帶最寬可達20千米。伊洛河下游平原西起洛陽,東到鞏縣,面積達670平方千米。此外在湟水大夏河、洮河、祖歷河、延河、無定河、禿尾河窟野河皇甫川、三川河、徑河、洛河及黃河干流分佈着由河漫灘和河流階地構成的河谷平原。黃河干流永靖至靖遠平原呈串珠狀沿河谷分佈,以蘭州、靖遠面積最大。蘭州平原長35千米,寬5~6千米,發育有1~2級低階地。煌水河谷地寬谷和峽谷相間分佈,寬谷段形成寬廣的河谷平原,如西寧段階地寬可達4~5千米。無定河在魚河堡至綏德四十里鋪段形成長60千米,寬1000米的河谷平原,米脂縣城1~2級階地寬1300~1500米,上鹽灣—魚河峁附近寬度在2000米以上。 [8] 
河谷平原區 河谷平原區

黃土高原典型列舉

●黃土塬
黃土塬是指黃土覆蓋的較高而面積較大的平坦地面,其周圍為溝谷所環蝕,邊緣由於受溝谷的向源侵蝕而參差不齊。它可以是黃土堆積在侵蝕切割不強、地勢平坦的大片古地面上而成;也可以是充填山間或山前低地中的平坦黃土面受溝谷分割而成。它是黃土高原特有的保存完好而寬廣的平坦地面。是中國西北黃土地區的特有地貌。塬面高出谷底約一百餘米,黃土厚度達數十米,地下水埋深普遍在20米以下。 [10] 
黃土塬 黃土塬
●黃土梁
黃土梁是黃土區長條形的黃土高地,主要是黃土覆蓋在梁狀古地貌上,又受到近代流水等作用的侵蝕而形成的。依據黃土梁的形態,可分為平梁和斜梁兩種類型。前者頂部平坦,寬度有限,長可達幾公里。橫剖面略呈穹形,坡度一般在1~5度,沿分水線的縱向斜度不過1~3度。梁頂以下,是坡長很短的梁坡,坡度大概在10度以上,兩者之間有明顯的坡折。在梁坡以下,其坡度更大。後者是黃土高原常見的溝間地,梁頂寬度較小,呈明顯的穹形。沿分水線有較大的起伏,梁頂橫向坡度3~5度,縱向坡度8~10度。 [11] 
黃土梁 黃土梁
●黃土峁
黃土峁是黃土受侵蝕後所呈現出來的駝峯和饅頭狀的地貌形態,是黃土梁進一步受侵蝕所形成的。主要分佈在流水切割比較強烈的黃土地區。如在呂梁山與六盤山之間黃土高原北部的黃土丘陵區,地貌形態就以黃土峁為主。在侵蝕形態中,溝蝕大於片蝕,溝頭溯源侵蝕迅速,溝牀下切與谷坡擴展也很快,溝頭前進速度每年平均2米~3米,其溝間地與溝谷面積之比為5:5,切割密度為5000米/平方千米~7000米/平方千米,流水侵蝕強烈,年侵蝕模數很高。 [12] 
黃土峁 黃土峁

黃土高原形成演變

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黃土高原成因爭論

從黃土高原發展歷史分析,黃土的物質來源及搬運外營力,在早、中更新世與晚更新世晚期以後有較大差異.源區所在地,也就是黃土發育最完整的地區,早、中更新世時是一個盆地,盆地中的物質來源主要來於周圍山地的風化殼。而根據早、中更新世黃土層底部常常是粉砂層或混雜帶(紅、黃相混的亞粘土),黃土本身較為緻密,其內部有微層理、粘土團塊等結構特徵,因而確定搬運外力主要是水。至於晚更新世晚期,黃土撅區已由盆地被抬高為塬,並考慮到處於高原北部和西北部的沙漠已發育完善,故此時黃土物質來源主要是北部沙漠區,搬運營力主要是風。這一點從馬蘭黃土的疏鬆結構、成分單一等特徵上可以得到證實。黃土的形成除了水、風等外營力將周圍物質搬運堆積外,最重要的,也就是説形成黃土必不可少的一個條件是黃土物質堆積後必需要有一個風化過程,即黃土化過程。所以促使黃土化的原因除生物作用外,在特定的幹早或半乾旱的大陸性氣候條件下,碳酸鹽化的作用是黃土形成的最重要原因。因此,從這個意義上講,黃土成因全應視作複合成因。 [13] 
20世紀初,中國乃至世界地學界對黃土高原的成因進行過熱烈的討論,並提出了風成説、水成説、殘積説和多種成因説等多種學説。後來認為黃土有複雜的形成過程,但風成過程是黃土形成的主要過程。 [14-16] 
黃土高原

黃土高原綜合論述

大約在八百萬年以前,黃土高原地區是一片汪洋的湖泊,其西起青海日月山,東到河南洛陽,南至陝西秦嶺,北到陝北長城,湖面遼闊,水如汪洋,面積有如今的六個渤海之大,可稱其為黃土原湖。在這巨大湖泊的西岸,是一片廣闊的沙漠,南邊和東邊是一片荒蕪的山,那時期,地球上的天氣乾燥而寒冷,到處吹着強勁的狂風,狂風吹起地上的沙土和塵粉,漫天飛揚的沙塵被吹落到黃土原湖湖泊,把湖水攪得十分渾濁。慢慢的,沙塵沉到湖底,一點一點,一層一層的累積起來,天長日久,經過成千上萬年的積累,湖底的積塵日漸豐厚起來,積了幾百米至上千米,由於這一地質時期十分寒冷,大陸上吹的是幹寒的西北風,所以風沙塵粉多是由西北向東南運行,在塵粉的運行過程中,大的顆粒總是要先落下來,中小的和小的依次後落下來,落進了廣袤的黃土原湖,這樣在這湖泊的底部就形成了依西向東,泥土層由粗到細的格局,靠近西北部的地方,泥的顆粒較粗一些,靠近東南部的地方,泥土顆粒依次較細。隨着千萬年的風吹,湖底的泥土愈來愈厚,在水面湧浪的感應力和重力作用下,泥沙顆粒排布也越來越緊密,這就為以後黃土的堅硬打下了基礎。
當大暴雨的季節,強大的山洪又會帶着山石和鵝卵石以及更粗大的沙粒奔向湖區,將這些石塊粗沙平布在已積堆好的靠近湖邊的粘土層上,而大暴雨過後,風沙塵粒又天長地久的落在湖中,將那些石塊粗沙蒙蓋好,靠近湖邊的地區經常這樣反覆着,以至可以形成幾層這樣的泥層土、石層結構,這種運動大約持續了成千上萬年。慢慢的,地球上的氣候變得暖和起來,風暴漸漸的不那麼強勁了,吹入湖中的泥灰也就越來越少了,天氣的變暖,使湖邊也就漸漸長起了青草植被,湖中也慢慢有了貝類等小生物,大約2000萬年以前,這裏便有了數量眾多的生物,而且有了大象犀牛等熱帶動物,動物們常常在了湖邊嬉戲,遊玩進食,偶而間有些死去的動物在湖邊被泥沙埋起來,繼而變成了化石。時間在推移,地球在變化,大約1500萬年前的時候,這裏的地貌發生很大的變化,從南印度洋推來的地球板塊和歐亞大陸板塊發生碰撞,以至把整個湖區慢慢的推升起來,湖的底部被抬高了,湖水便一涉而下,向東方的底窪地區湧去,流向東海。巨大的洪水帶着泥土在華北平原上堆集,為以後華北平原的形成打下了最重要的基礎。
在時間的推移下,黃土湖區愈抬愈高,而湖水變得越來越少,也愈來愈淺了,終於,在大約800萬年的時候,湖水終於乾枯,黃土被抬出地面,而漸漸的成了高原。也就成了今黃土高坡的地貌。隨着湖水的乾枯,高原的形成,氣候也漸漸變冷,大象犀牛等等熱帶動物也就慢慢滅絕了,就形成了當今的地理環境和生態環境,這就是黃土高原的形成過程。所以説,黃土高原的形成即不能説單純是風形成的,而也不能説是一次性洪水災害形成的。它是在特殊的地理環境和特別條件下,慢慢由風塵和湖水相互容存,相互作用而形成的。這符合自然規律,也符合地層科學的解釋。
(注:以上論述來自中國科學院“中科院在線”科學智慧火花欄目網,參考來源: [17] 

黃土高原氣候特徵

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黃土高原氣候類型

黃土高原地理位置處在沿海向內陸,平原向高原過渡地帶,自南而北兼跨暖温帶中温帶兩個熱量帶,自東向西橫貫半濕潤、半乾旱兩個乾濕區。高原東部、南部屬於暖温帶半濕潤區,中部屬於暖温帶半乾旱區,西部和北部屬於中温帶半乾旱區。黃土高原的氣候既受經、緯度的影響,又受地形的制約,具有典型的大陸季風氣候特徵。 [18] 

黃土高原氣温

黃土高原區域年平均温度為3.6~14.3℃,具有冬季嚴寒、夏季暖熱的特點,氣温年較差和日較差大,且東部和西部的温度變化較大。大部分地區温度條件能滿足農作物兩年三熟的需要。 [18] 

黃土高原降水

黃土高原東西之間的降水有較大差異,由於位於中緯度地帶的東部季風區,又屬高空盛行西風帶的南部。冬季受蒙古高壓控制,極地大陸氣團南下,造成黃土高原冬季寒冷乾燥,降水稀少的氣候。春季由於冬季風衰退,而較弱的太平洋暖濕氣流還難以影響該地區造成大氣和土壤乾旱明顯,春旱現象嚴重。夏季黃土高原近地面處於大陸熱低壓槽的前部,而高空則在副熱帶高壓的影響和控制之下,盛行太平洋熱帶海洋氣團濕度較大,經冷空氣的激發作用形成大面積降水,成為黃土高原降水的主要來源。秋季暖濕的海洋氣團南退,冷空氣進入黃土高原,但因南退的暖濕海洋氣團受秦嶺的阻擋,而變性大陸性氣團侵入很快,形成較多的鋒面降水。由此造成了黃土高原夏秋季多雨,而冬春季乾旱少雨的降水特徵,年降水量為150~750毫米。該區域東南部的汾渭盆地和晉南,豫西黃土丘陵區,年降水為600~750毫米,是該地區降水最豐沛的部分,而位於西部和西北部的寧夏,內蒙古黃河沿岸地帶,鄂爾多斯高原西部,甘肅靖遠—景泰—永登一線,年降水量為150~250毫米。降水400毫米等值線通過榆林,靖邊,環縣,固原北部一帶,將整個黃土高原劃分為東南和西北兩個部分,年降水量自東南向西北逐漸減少。一年之中,降水多集中在7~9月,佔全年降水量的60~80%,冬季降水一般只佔到5%左右。而且由於季風的影響造成區域降水的年際和季節分配不均,變率大的特點,區內降水量的年相對變率平均為20%~30%,季節降水的相對變率更大,多在50%~90%。豐水年的降水量往往是枯水年的幾倍,甚至幾十倍。再有就是區內極容易產生暴雨天氣,相對集中於陝北、晉西和內蒙古準格爾旗一帶,最大暴雨強度高達2毫米/分鐘以上。 [18] 

黃土高原蒸發

黃土高原的蒸發量普遍高於實際降水量,年蒸發量為1400~2000毫米,其總體趨勢是南低北高,東低西高。就年蒸發的變率而言,一般是春末夏初最高,冬季最小。區域的農業氣候資源具有如下特點:即光熱條件優越,但降水量少、蒸散量大,農田水分虧缺嚴重,主要是雨養農業。大風和沙塵暴日數多。 [18] 
黃土高原 黃土高原

黃土高原水文情況

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黃土高原概況

黃土高原區域水系以黃河為骨幹,發源於黃土高原的河流較多,約有200條,較大的有洮河、祖厲河、清水河、黃甫川、窟野河、無定河、北洛河、渭河、沁河、汾河等。河川徑流不包括黃河干流年徑流總量185億立方米。受暴雨影響,大多數河流汛期洪峯急漲猛落,汛期水量佔全年水量的70%以上。
黃土高原水系含沙量很高,往往一次洪水含沙量佔全年70%~80%以上。高原淺層地下水補給主要來源於大氣降水,大部分地區地下水貧乏,埋藏很深,多在50~60米以下,有的達100~200米。 [19] 

黃土高原主要河流

名稱
簡介
黃河 黃河
黃河是世界上含沙量最多的河流,被稱作中國的母親河。黃河流程約5500千米,流域面積達75萬平方千米,平均流量1774.5立方米/秒,流域面積752442平方公里,源頭在青海省,注入渤海。發源地為巴顏喀拉山的約古宗列曲。 [20] 
清水河 清水河
清水河,舊稱略陽川水,因冬春清澈而得名,清水河發源於張家川縣北麓,流經隴城、五營、蓮花三鄉鎮,進靜寧而入葫蘆河後,經渭水而流入黃河。清水河是黃河支流的支流,是華夏古老文明的源頭之一,為歷代兵家必爭的戰略要地。 [21] 
汾河 汾河
汾河是山西最大的河流,全長710公里,也是黃河的第二大支流。汾河發源於寧武縣東寨鎮管涔山脈樓山下的水母洞,流經六個地市,27個縣市,在萬榮匯入黃河,流域面積39741平方公里,約佔全省總面積的四分之一,養育了全省41%的人口。 [22] 
渭河 渭河
渭河為黃河右岸支流,橫跨甘肅東部和陝西中部,源於渭源縣西南海拔3495米的鳥鼠山北側,源頭高程1383米,全長818公里,流域總面積134766平方公里。全河多年平均徑流量103.7億立方米,其中陝境產流62.66億立方米;每年輸入黃河泥沙達5.8億多噸,約佔黃河泥沙總量的1/3。 [23] 

黃土高原區域劃分

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黃土高原行政區

省級行政區
涵蓋區域
代表城市
山西(晉)
大部
寧夏(寧)
大部
陝西(陝)
中北部
西安、寶雞、咸陽、渭南、銅川榆林延安 [38] 
甘肅(甘)
中東部
青海(青)
東北部
內蒙古(蒙)
河套平原、鄂爾多斯高原區
河南(豫)
西部丘陵區

黃土高原自然區

根據黃土高原不同的區域特徵,可將其劃分為5個亞高(平)原區:
區域
簡介
山西高原地處黃土高原的東緣,居太行山之西,是黃土高原的重要組成部分。 [24] 
陝甘晉高原
陝甘晉高原地處黃河中上游,為黃土高原腹地,地理上處於温帶半乾旱氣候與温帶半濕潤氣候的過渡帶。
隴中高原
隴西高原位於六盤山以西,是一個新生代的拗陷盆地,屬盆地型高原,地形破碎。
鄂爾多斯高原(東部)
鄂爾多斯高原位於內蒙古自治區南部,那裏黃河的流向急劇轉折,三面環繞,形成一個大弓形。
河套平原是黃河流經華北大平原,泥沙淤積,河牀被迅速抬高的形成的平原區,大量泥沙的主要來源就是在西漢大規模開發農業的黃河中上游黃土丘陵區。 [25] 

黃土高原自然植被

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黃土高原歷史衍變

從黃土高原的環境演變來看(沉積規律和植被演替),該區四個植被帶(暖温帶夏綠闊葉林、森林草原、乾草原及中温帶荒漠草原該區)基本上在全新世早中期己經形成。黃土高原地帶性植被自東南向西北呈帶狀變化,特別是西周至戰國時期已與現代植被帶基本相似,其間伴隨氣候變化植被帶界線雖有南北移動,但植被帶格局不會發生大的變化。歷史時期黃土高原植被覆蓋狀況變化很大,總的變化趨勢是林草植被,尤其是森林植被的不斷縮小和破壞。造成黃土高原歷史時期植被破壞的原因除了氣候變化外,主要是人為開墾土地,採伐森林和過度放牧,所以黃土高原歷史時期植被變化主要是在人類生產和建設中對植被的破壞。 [18] 

黃土高原地帶分佈

黃土高原區域內植被呈東北—西南走向的水平地帶性分佈,由東南向西北依次出現暖温帶夏綠闊葉林、森林草原、乾草原及中温帶荒漠草原的分異。由於氣温和降水隨海拔的變化,高原東部和南部的山地植被呈明顯的垂直分佈差異。按照温度狀況、水分條件組合,並參照植被、土壤和農業特點,可以劃分為暖温帶、亞濕潤的落葉闊葉林地帶,暖温帶、半乾旱的乾草原地帶,中温帶、乾旱的半荒漠地帶等三個自然地帶。根據不同的地貌類型以及水土流失較大的地區性差異,可劃分出若干自然區和亞區。落葉闊葉林地帶以農為主,能種植耐旱作物,耕地多為旱坡地,水土流失、乾旱缺水嚴重。水土保持宜以工程措施為主,生物措施要注意喬灌草的結合;半荒漠地帶是以牧為主的半牧半農區,種植業依賴灌溉。本區的南部與落葉闊葉林和常綠闊葉混交林區相鄰,西部向青藏高原植被地帶過渡,加上境內多山,有多種類型的山地植被髮育。 [18]  [26] 
黃土高原(植被覆蓋區) 黃土高原(植被覆蓋區)

黃土高原土壤侵蝕

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黃土高原侵蝕類型

黃土高原水力侵蝕分水力侵蝕重力侵蝕風力侵蝕等三種。水力侵蝕的特點是以地面的水為動力沖走土壤;重力侵蝕是由於土壤及其成土母質自身的重力作用,不能繼續保留在原來的位置,分散地或成片地塌落;風力侵蝕主要的特點是由於風力揚起沙粒,離開原來的位置,隨風飄浮到另外的地方降落。 [27] 
黃土高原(土壤侵蝕) 黃土高原(土壤侵蝕)

黃土高原侵蝕強度

●強度等級
土壤侵蝕強度等級是評定土壤侵蝕強弱的標準,一直是土壤侵蝕研究的重要問題,中國水利部曾於1985、1997年兩次擬定土壤侵蝕強度等級,但水利部的等級劃分是針對整個中國而言的,黃土高原土壤侵蝕有其特殊性,因此黃土高原土壤侵蝕強度分級是研究的熱點問題之一。參照水利部土壤侵蝕強度等級和黃土高原土壤侵蝕強度方面的研究成果,黃土高原土壤侵蝕強度等級可分為8級,可見下表。 [8] 
侵蝕等級
侵蝕模數t/千米²·年
分檔
微弱侵蝕

第一檔
輕度侵蝕
1000~2500
第二檔
中度侵蝕
2500~5000
第三檔
強度侵蝕
5000~7500
第四檔
強烈侵蝕
7500~10000
第五檔
極強烈侵蝕
10000~15000
第六檔
劇烈侵蝕
15000~20000
第七檔
極劇烈侵蝕
>20000
第八檔
●泥沙輸移比
河流輸沙與流域產沙之間的關係用泥沙輸移比來表示,亦即河流某斷面的輸沙量與該斷面以土流域產沙量的比值。一般來説,河流輸沙量不等於流域產沙量,因為流域在輸沙的過程中往往伴有泥沙的堆積與侵蝕。但是黃土高原的研究表明,河流泥沙以懸移質為主,河流推移質佔泥沙比例不大,泥沙輸移比接近1,可以用河流輸沙量近似地代替流域產沙量。 [8] 

黃土高原時空變化

●侵蝕空間變化
六盤山和呂梁山是黃土高原侵蝕強度空間分異的界線,六盤山以西和呂梁山以東絕大部分地區侵蝕強度在第三檔以下,只有渭河上游和祖歷河流域3.16×10000平方千米的區域侵蝕強度在第四檔。六盤水婦和呂梁山之間侵蝕強度較大,且南北差異顯著。北山以南的關中平原侵蝕強度多為第一檔;北山以北至慶陽—延安—離石—線以南侵蝕強度多在第三檔。此線以北長城以南侵蝕強度都在第四檔以上,其中有兩個強烈侵蝕中心和一個強烈侵蝕帶:皇甫川、窟野河、孤山川、佳蘆河、禿尾河等流域為一個強烈侵蝕中心,面積17126平方千米,窟野河中下游和孤山川流域侵蝕強度為第八檔。無定河中下游、北洛河上游,延河、清澗河上游,馬連河流域為另一個強烈侵蝕中心,侵蝕強度在第五檔和第六檔之間。北起山西河曲鎮,南抵龍門的晉陝峽谷兩側為強烈侵蝕帶,面積30563平方千米,侵蝕強度為第六檔。 [8] 
●侵蝕時間變化
1985—2015年的研究數據顯示,黃土高原近三十年黃土高原暖幹化趨勢明顯,風速呈現出顯著下降趨勢,水蝕區、風蝕水蝕交錯區及風蝕區也經歷了同樣的氣候變化趨勢。黃土高原及水蝕區、風蝕水蝕交錯區、風蝕區內植被覆蓋都呈上升趨勢。草地和耕地是黃土高原兩種最主要的土地利用類型,過去三十年黃土高原各土地利用方式中,聚落變化幅度(增加)最大,其次為荒地(減少)。黃土高原以及水蝕區、風蝕水蝕交錯區、風蝕區內土壤侵蝕環境的變化趨勢,包括氣象因素和下墊面因素,都有助於減少區域內土壤侵蝕的發生。 [28] 
黃土高原 黃土高原

黃土高原資源概況

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黃土高原水資源

黃土高原地區降水資源時空變化大。東南部半濕潤地區降水為600毫米~800毫米以上,乾燥指數1.0~1.5;中部半乾旱區降水量在400~500毫米,乾燥指數1.5~2.0;西北部乾旱區降水在300毫米以下,乾燥指數為2~6。在年降水量>400毫米的地區,發展旱作農業基本可行;降水量為300~400毫米地區,旱作農業便不穩定;年降水量為200~300毫米及其以下,發展旱物農業不可能,需要灌溉條件。黃土高原降水季節性變化大,夏季最多,冬春最小,7、8月多暴雨,9月多連陰雨,暴雨是產生水土流失、黃土侵蝕地貌、洪澇滑坡泥石流的重要原因。由於降水季節分佈不均也經常出現春旱和伏旱。 [29] 

黃土高原土地資源

●類型
黃土高原地區土地資源大體可以分三類:一、黃土丘陵(坡度>3°),二、平地(坡度<3°),三、土石山丘地。
黃土丘陵約佔全區總土地面積40%,有3.7億畝。黃土丘陵主要分佈在甘、陝、晉三省分別佔黃土丘陵的32.8%,32.6%和17.1%(合計:82.5%),其餘是零散分佈。黃土丘陵的地形具有較大的坡度,3~7°的平坡地佔丘陵面積的16.2%,7~15°的緩坡地佔27.3%,15~25°的斜坡地佔33%,>25°的陸坡地佔23.5%。黃土高原地區平地面積約2.8億畝,佔全區土地面積的30%,其中:川平地佔58.7%,高平地佔41.3%。川平地土壤水土條件和灌溉條件好,在內蒙古河套平原和寧夏平原尚有較大面積連片鹽漬化土地,多具灌溉條件,只需解決好灌溉問題,均可變為農田。高平地乾旱嚴重,其中塬地、台地及頂部平地因溝壑蠶食作用面積日趨縮小,亟待保護。土石山地面積2.01億畝左右,佔全區土地面積22.3%,其中坡度>15°的土石山地面積佔總土地面積的16.6%。土石山地主要分在山西省,佔52.5%;其次分佈在青海省,佔18.1%;其餘零星分佈。土石山地主要為林業用地。 [29] 
●土壤
黃土高原地區的土壤主要有6大類:黃綿土褐土壚土黑壚土灌淤土風沙土。黃綿土為廣泛分佈於黃土丘陵區的土壤,明顯地繼承了黃土本質的特點:土層深厚、質地勻一、多孔疏鬆、透水透氣,易於耕作,適於多種農作物和林草生長。但黃綿土地的這些特點使其易受侵蝕,在自然因素和人為因素作用下,土壤普遍退化,土地的再生性減弱,黃土高原土壤退化面積達33.7萬平方公里,佔總面積54%。另外,在黃綿土基礎上,經過多年耕種熟化,形成一些特種的肥沃土壤,如壚土和黑壚土。黃土高原地區的土壤鈣、鉀含量高,但有機質,氮素和磷素都嚴重缺乏。據抽樣測定,土壤鉀的含量為1.5~2.5%,速效鉀含量<100ppm的土壤佔37.9%;有機質含量<1.0%的土壤佔57.1%,其中<0.6%的佔22.1%;氮素含量<0.075%的土壤佔68.8%,其中<0.05%的佔35.4%;全磷含量為0.05%的0.18%,平均為0.123%,與華北平原相當。黃土高原地區土壤退化養分不足,再加上缺水,嚴重製約了農業的發展。 [29] 

黃土高原植物資源

●森林
黃土高原地區森林資源貧乏,是典型的少林地區。全區林業用地面積972.33萬公頃,其中有林地面積為450萬公頃。森林覆蓋率為7.16%,較中國的12.98%低5.82%。含灌木在內的森林覆蓋率也低於中國平均水平。黃土高原地區的森林覆蓋度也遠低於世界和平均水平(32.3%)。黃土高原地區森林覆蓋率也不均衡,森林覆蓋率由北向南依次升高。主要分佈東南區和土石山區。黃土高原林業用地佔土地總面積的28.79%,有林地佔林業用地的24.86%。 [29] 
黃土高原(耕作區) 黃土高原(耕作區)
●草地
黃土高原地區草場破壞嚴重,面積日益減少,質量下降。全區有草場3.5億畝,約佔總土地面積的1/3,佔中國草場面積的7.4%。草場植被的明顯特徵是植物羣落結構簡單,草層低矮、稀疏,多為單層結構,羣落的數量結構普遍低。全區草場覆蓋度在25%~65%之間。基本植物多旱生,產草量偏低,平均每公頃3.75噸。黃土高原地區草場,集中分佈於黃土丘陵區和風沙區。這些地區乾旱少雨,風蝕、水蝕十分嚴重,自然災害頻繁,再加上過度放牧等人為破壞,草場退化。表現為覆蓋度和產草量下降,優良牧草種類減少。沙化草場佔草場總面積的90.6%。 [29] 
●經濟作物
黃土高原盛產地區蘋果核桃葡萄石榴獼猴桃等。除此之外,還有有經濟價值的其他資源植物,共達3500種左右。其中許多是特用資源植物,例如:甘肅永登的玫瑰,陝西黃龍、大荔等地提煉高級香精的薰衣草,甘肅、青海地區的髮菜,青海的蕨麻(人蔘果)。寧夏的甘草,六盤山的蕨菜、黃龍山一帶的倒卵葉五加皮,以及分佈廣泛的沙棘等。 [29] 

黃土高原光熱資源

黃土高原地區按太陽輻射總量,全區在50×108~63×108焦耳/平方米之間,均比緯度相近的中國東部地區高。年日照時數2000~3100小時,日照百分率達50%~70%,且北部多於南部,較同緯度華北地區多200~300小時。光能豐富、日照充足,為綠色植物光合作用提供了能量基礎。積温,≥0℃積温,全區在3000~5000℃,≥10℃的積温在2500~4500℃之間,從積温來看,黃土高原比較豐富,適於多種喜涼、喜温作物生長。 [29] 

黃土高原礦產資源

黃土高原地區探明有儲量的礦產種類共有77種,包括能源礦產金屬礦產非金屬礦產三大類。在中國45種主要礦產中,黃土高原地區具有34種。尤其煤炭資源儲量大,分佈有大寧(大同、寧武),泌水(陽泉、潞安、晉城、陽城)、神府—東勝、準格爾等特大煤田。此外,還有豐富的鋁土礦、有色金屬、鹽鹼等礦產以及石油、天然氣等,主要礦產的潛在價值幾乎佔中國的一半。從主要礦產資源在中國的地位來看。煤礦產量佔中國的70%以上,煤種齊全,儲存條件好;天然氣資源豐富,是中國陸地最豐富的天然氣盆地之一。鋁土礦儲量佔中國的58%;鉬礦儲量佔中國的36%;稀土礦佔中國的95%;鈮礦佔中國的一半以上;硫鐵天然鹼芒硝沸石石膏等都居中國重要地位。 [29] 

黃土高原環境問題

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黃土高原水土流失

●數據統計
水土流失 水土流失
截至2001年,黃土高原地區水土流失的面積34萬平方公里,其中土壤侵蝕大於1000噸/平方公里和5000噸/平方公里的面積分別計為29萬平方公里、16.6萬平方公里。從水土流失的分佈來看,侵蝕強度大於5000噸/平方公里的面積,甘肅省面積較大,為5.18萬平方公里,佔全區大於此等總面積的36%,其次是陝西為4.89萬平方公里,佔34%;再就是山西2.88萬平方公里,佔20%;其餘各省區合計只佔10%。全區侵蝕度大於10000噸/平方公里的是陝西佔73%;山西佔16%,內蒙古佔11%。黃河平均輸沙量基本上徘徊在16億噸左右。年侵蝕產沙量陝西最多,約8億噸/年。 [29] 
截至2009年,黃土高原水土流失面積達到45.4×104平方千米,其中年侵蝕模數大於第四檔的強度水蝕面積為14.65×104平方千米,佔中國同類面積的38.8%;年侵蝕模數大於第七檔的劇烈水蝕面積為3.67×104平方千米,佔中國同類面積的89%。黃土高原輸入黃河下游的泥沙多年平均為16億噸,其中有4億噸淤積在黃河下游的河道上,平均每年淤高10釐米,造成下游河牀高出兩岸地面3~10釐米,最高處達15釐米。 [7] 
●嚴重後果
嚴重的土壤侵蝕危害性極大,主要表現在以下幾個方面:蠶食土地、溝壑縱橫。水土流失造成黃土高原千溝萬壑,地形破碎,起伏不平。在水土流失嚴重的地方,溝谷密度達3~6公里/平方公里。溝谷溯源侵蝕,河流凹岸被衝,重力滑坡崩塌瀉溜等現象不斷髮生,蠶食土地。黃河年均輸沙量16億噸,這意味着從黃土高原地區55萬平方公里的土壤侵蝕面積上平均每年被剝蝕約3毫米厚黃土。土壤退化,肥力衰退,嚴重影響農業生產。黃土高原地區60%是坡耕地,易發生水土流失,使肥沃的表土喪失殆盡。據估算:黃土高原地區每年需流失的土壤有機質達1800萬噸,氮素154萬噸,僅氮素摺合成尿素化肥335萬噸,相當於全區全年的化肥用量。土壤貧瘠,保水,保肥能力下降,因而農業低產(坡耕地畝產僅幾十斤),三料俱缺,陷入“越墾越窮、越窮越墾”的惡性循環。嚴重影響能源重化工業基地的建設。 [29] 

黃土高原風沙肆虐

風沙肆虐 風沙肆虐
黃土高原地區風沙危害區主要位於長城沿線以北,陰山以南,賀蘭山以東,朔州市、呼和浩特一線以西,以鄂爾多斯風沙高原為主體,面積約20萬平方公里,約佔全區面積的1/3。在風沙區內沙漠化土地面積達11.8萬平方公里,約佔風沙區總面積的57%。嚴重沙漠化面積約為3.6萬平方公里,主要為毛烏素沙地庫布齊沙漠及河東沙地(指寧夏黃河段東部),佔風沙區總面積的17.4%。在風沙區,僅風沙填積的入黃沙量即達1.6億噸,約佔黃河年輸沙量的1/10。 [29] 

黃土高原工業污染

黃土高原面上污染不嚴重,局部工業城市及礦區污染嚴重。黃土高原地區工業三廢污染,主要集中在一些工業城市。由於黃土高原地區溝壑縱橫,工業城市多位於盆地之中,大氣以煤煙型污染為主,如蘭州、太原、西安。地表水以有機污染為主,局部地區重金屬污染,黃土高原地區能源重化工基地的興起,單位工業產品產值的三廢排放量大。 [29] 

黃土高原水土治理

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黃土高原方法措施

●工程措施
工程措施主要包括修水平梯田,打壩淤地,引洪灌地。根據黃土高原現狀,在一些坡度較小的緩坡上建設水平梯田,能平整土地,減少水土流失,有利於保水、保土、保肥,利於耕種;打壩淤地可使大量的肥土淤泥,在壩內變成溝底平地,既攔水淤泥又形成平坦肥沃的可耕地;引洪灌地就是引用暴雨產生的洪水漫灌川地、台地、壩地等,可有效的控制黃土高原的水土流失問題。 [30] 
●林草措施
根據對1987—1992年七年的人工草地的水土保持作用的分析,當覆蓋率在20%~40%時,具有明顯減少侵蝕作用;當覆蓋率達到60%~70%時,可減少土壤侵蝕量90%以上。由此可見,植樹種草可以有效的減輕水土流失。由於黃土高原氣候乾旱,應以鄉土林種為主體,合理利用外來樹種。在林種佈局完整的基礎上,要慎重選擇經濟林樹種。在降雨量400毫米以下的地區,以營造灌木林為主,使經濟效益和生態效益、保護和利用並舉,大力營造農田防護林水源涵養林、分水嶺防護林,可有效促進黃土高原的水土保持工作。 [30] 
●耕作措施
從黃土高原水土流失人為因素來看,不合理的土地利用是引起水土流失的重要原因。根據旱坡地坡度大小,提出一套適合於坡度大小的耕作制度,即大於30°的坡地實行草灌間作,25°~30°的坡地實行了草糧兩輪間作,小於25°坡地水坡地水平溝種植,在緩坡地丘陵地儘量增加人工草場,發展畜牧業,在川地、壩地、發展耕作業,這樣有利於保持水土、發展水土、發展生產。實踐證明,黃土高原必須遵循客觀規程,走“宜農則農、宜林則林、宜牧則牧”的道路,因地制宜,合理利用耕地,黃土高原水土流失才可能得到根本改善。 [5] 

黃土高原工程項目

20世紀80年代以來,中國先後實施了八片治理工程、黃河中上游水土保持重點防治工程、坡耕地水土流失綜合治理等一系列水土流失重點防治工程來治理黃土高原水土流失問題。 [31] 
1978年,中國開始實行“三北工程”,其將治理黃土高原水土流失作為一項主要任務。三北工程通過3個階段進行全面治理。第一階段從1978年到1988年,以單純生態造林綠化為主,堅持按山系、分流域綜合治理的原則,大力營造水土保持林和水源涵養林,一些重點治理區的生態面貌得到初步改善;第二階段從1989年到2000年,大力建設生態經濟型防護林體系,將生態建設和農村、農民的經濟利益結合起來,水土流失治理速度加快、規模加大;第三個階段是從2001年到2008年,在大力發展生態經濟型防護林體系的基礎上,合理引水、充分保水、有效節水、高效用水,大力推廣以抗旱造林為核心的徑流林業技術,把土地利用結構調整與建立合理的產業結構、完善農民收入結構結合起來。
三北工程建設30年大大改善了黃土高原區的環境狀況,共治理黃土高原水土流失面積3億多畝,64黃土高原區的森林覆蓋率由1977年的11%提高到2008年的19.55%。土壤侵蝕模數大幅度下降,年入黃泥沙由16億噸減少到2008年的13億噸,年均減少3億多噸。 [32] 
黃土高原綠化圖 黃土高原綠化圖

黃土高原人文歷史

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黃土高原先秦時期

黃土高原是中華民族的發祥地之一,新石器時期文化遺址在黃土高原南部分佈廣泛,尤其在汾渭河谷地和豫西地區最為稠密。當時人們以漁獵、採集為生,説明當時黃土高原南部維持着較好的自然生態系統。商周時期中國出現了文字記載,生產力水平的提高,農業生產由原始農業向傳統農業轉變。商周時周人主要活動的北豳(慶陽、西峯一帶)、古豳(彬縣、長武一帶)、周原(扶風、岐山一帶)鋤耕農業已發展到一定水平。夏代中國有人口1355萬,周代1371萬人,其中1/2左右分佈在汾渭河谷和豫西地區,這兩地區人口密度30~40人/平方千米。即便如此,從《詩經》中仍可看到黃土高原南部野鹿成羣,虎豹出沒,森林面積廣大,農耕面積有限。春秋、戰國時期鐵器出現,犁耕農業逐漸代替鋤耕農業,關中、汾河谷地、洛陽盆地、天水盆地農業進一步發展。戰國時秦將自己的勢力向渭河上游、陝北北部推進,趙則向晉北地區擴張,在這些地區建立城邑,開墾土地,發展耕作,但直到戰國末農耕業主要集中在太原一龍門一天水以南地區,以北畜牧業仍佔優勢,整個黃土高原人口稀少,開墾指數不高。 [8] 
黃土高原雪景圖 黃土高原雪景圖

黃土高原漢唐時期

秦漢隋唐黃土高原是中國的政治、經濟中心,人口與土地利用變化較大。秦統一全國後統治範圍向北推進到黃土高原北部秦長城一線。西漢時期統治範圍進一步向北、向西推進,漢武帝時向北到達陰山,向西到達河西走廊,黃土高原幾乎全部都在西漢的統治之下。秦漢時期是中國農業發展的第一個高峯,農耕文化大舉進入黃土高原,從綏德、米脂一帶出土的漢畫像石可以清楚地反映出這一點。西漢時曾向黃土高原大量移民,再加上大批吏卒屯守邊防,黃土高原人口迅速增加。據《漢書·地理志》記載,西漢元始二年(2年)黃土高原地區有人口880萬人,其中洛陽盆地人口密度最高為132人/平方千米,關中為30~90人/平方千米,陝北及晉西北為10~13人/跑平方千米,天水盆地為10.74人/平方千米。人口的增加和農耕的發展使部分林草地被開墾,但開墾程度較高主要在南部的關中、洛陽盆地和天水盆地,當時農牧業界線在太原一龍門一寶雞一線。此線以北的廣大黃土丘陵地區耕地主要分佈在河谷平原,其餘地區仍保持自然狀態。東漢、三國、兩晉、十六國、南北朝時期黃土高原戰爭頻繁,社會動亂,人口大量減少,原來的農耕區向南退縮,黃土高原的廣大地區重新成為遊牧區,生態環境得以恢復。
據《續漢書·郡國志》記載,東漢永和五年(140年)黃土高原總人口為507.6萬人,比西漢減少了43%。當時陝北及晉西北人口4.94萬人,比西漢的130.55萬人減少96%,人口密度減為0.5人/平方千米以下。西晉時黃土高原人口比東漢又有減少,據《晉書·地理志》記載,西晉太康元年(280年)黃土高原總人口204萬人,比東漢減少4%5。當時西安附近的京兆人口密度為34.88人/平方千米,關中東部的左馮詡為3.29人/平方千米,關中西部的右扶風為9.46人/平方千米,洛陽附近為55.85人/平方千米,天水附近為5.55人/平方千k/耐,比西漢時減少l2/以上。
隋唐時中國重新歸於統一,而且社會安定,經濟繁榮,成為中國農業發展的第二個鼎盛時期。隨着經濟的發展,黃土高原人口增加,農耕業逐步代替遊牧業。《隋書·地理志》記載,隋大業五年(609年)黃土高原總人口為1104萬人,是西漢的125%、西晉的5.14倍。陝北、晉西北人口密度己經趕上了西漢,徑河上游、馬連河上游己是西漢的數倍,唐初實行均田制,關中大興水利,不僅使關中、汾河下游,洛陽盆地全部成為農業區,而且農耕業擴大到地勢較高的黃上台源、北山南麓黃土覆蓋的山前平源。農耕區還沿渭河向西到達天水、隴西,直至涅水湟水河谷地。天寶時(742—755年)唐代經濟達到了頂峯,當時黃土高原人口1015萬人,關中、汾河下游、洛陽盆地人口密度50~100人/平方千米。隋唐時期基本奠定了黃上高原南部農業生產的格局,人口增加,植被破壞,城鎮興起,對這一地區土壤侵蝕產生了明顯的影響。但黃土高原中部、北部自然環境的總體破壞程度並不甚嚴重,黃土丘陵地區畜牧業仍佔較大比重。 [8] 
黃土高原居民區 黃土高原居民區

黃土高原宋元時期

唐以後的五代十國(907—979年)黃土高原人口有較大幅度減少,但到宋代人口得到恢復。據研究南宋嘉定三年(1210年)山西人口密度為45.72人/平方千米,陝西為21.44人/平方千米。北宋在黃上高原上形成一條與遼、西夏對峙的軍事分界線,這條界線東起大同以南,經陝北、寧夏南部、蘭州以北直至西寧以西,綿延1000千米。沿這條分界線,北宋修築了大量城鎮、堡寨、派駐大批軍隊戍邊防衞。為解決軍隊給養,招募人口沿邊屯耕,沿分界線形成了一條人口稠密,墾殖程度較高的地帶,也使此分界線所經地區生態嚴重惡化。此線以南的黃土丘陵溝壑區仍然以牧為主,與唐代後期比較,土地利用沒有太大變化。元代統一後,黃上高原雖結束了軍事對壘,但元代連年殘酷的戰爭和元對漢人實行的屠殺政策,黃土高原人口大幅減少,元至元二十七年(1290年)山西人口密度僅為8.20人/平方千米,陝西2.57人/平方千米,寧夏2.82人/平方千米,甘肅2.15人/平方千米。 [8] 
黃土高原遠眺圖 黃土高原遠眺圖

黃土高原明清時期

明代黃土高原人口得到恢復,明弘治四年(1491年)山西人口密度達到31.6人/平方千米,陝西15.68人/平方千米,寧夏5.02人/平方千米,,甘肅4.41人/平方千米,青海1.45人/平方千米。明自建國之初就在黃土高原北部修築長城,在修建長城的同時,沿長城大興城鎮聚落,移民實邊,長城沿線形成人口密集的地帶,其人口遠較長城以南的黃土丘陵溝壑區稠密。如嘉慶《重修一統志》記載,嘉慶二十五年(1820年)山西寧武人口密度為40.26人/平方千米,保德為50.64人/平方千米,而其南部的爆州僅22.88人/平方千米;榆林人口密度41.99人/平方千米,而其南部的綏德僅33.17人/平方千米,延安僅19.58人/平方千米,。當時的長城是農牧業的分界線,長城沿線不僅分佈着數百萬邊民,而且駐軍也三分戍守,七分屯田,每個屯田士卒須種地50畝,使長城沿線被徹底開墾,長城以南則農牧業兼有。
清代國家統一,社會安定,人口快速增長。明弘治四年(1491年)黃土高原總人口達到1500萬人。經200多年到嘉慶二十五年(1820年)人口達到1995萬。到道光二十年(1840年)人口增至4100萬人,達到封建時代黃土高原人口的峯值。1820年黃土高原人口密度是:山西91.36人/平方千米,陝西61.16人/平方千米,甘肅34.24人/平方千米,寧夏31.37人/平方千米,青海6.95人/平方千米。其中關中、諫汾河谷地,洛陽盆地達100~200人/平方千米,晉西北、陝北、隴東達40~80人/平方千米,如平涼82.62人/平方千米,慶陽57.33人/平方千米,徑陽101.61人/平方千米。明清時期長城以南的疏林灌叢已被連片開墾。另一方面由於人地矛盾加劇,清末移入黃土高原的移民向人煙稀少的山區遷移,如寧夏南部地區、呂梁山西側、黃龍山區等,使這些原來的林區也逐步轉變為農耕區。可以説明清時期黃土高原丘陵溝壑區徹底演變成了農耕區。 [8] 
黃土高原居民區 黃土高原居民區

黃土高原二十世紀

20世紀前半葉由於戰亂和自然災害,黃土高原人口有所減少,1935年總人口為2960萬人,1949年為3936萬人,人口分佈和清末沒有大的不同。建國後,黃土高原人口增長極快,70年代以前平均人口增長速度35.3‰。遠高於中國的21.2‰的水平;70年代以後人口增長速度14.6‰~21.0‰,仍高於中國平均水平,是中國人口增長最快的地區之一。1960年總人口達到4913.4萬人,1980年達到7521.萬人,1990年達到9031萬人,人口的增加使耕地面積不斷增加,林地、草地面積減少。1949—1985年黃土高原耕地增加393.3×10000平方百米,增長率為30.6%。耕地增加主要集中在水土流失嚴重的黃土丘陵地區,淨增耕地272×10000平方百米,佔黃土高原淨增耕地的69%,使這些地區陷入“越窮越墾,越墾越窮”的經濟、生態雙重貧困。 [8] 
黃土高原農業種植區 黃土高原農業種植區

黃土高原改革開放

中國實行改革開放以後,黃土高原地區的國內生產總值總量呈現持續的快速增長態勢。西部大開發戰略的實施成為該地區2000年以後國內生產總值佔中國比重迅速提高的主要誘因,而晉陝蒙地區能礦產資源的開發則是其直接動因。黃土高原地區人均國內生產總值的空間分佈整體上呈現出“兩高一低”的帶狀分佈格局,且這種空間分佈格局明顯地隨着時間受到極化增長的擾動和重塑。能礦資源開發、農業密集程度、人口分佈狀況和自然本底條件等是影響該地區人均國內生產總值空間分佈格局及其變動最關鍵的因素。 [33] 
黃土高原發展圖 黃土高原發展圖

黃土高原高原文化

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黃土高原窯洞文化

黃土高原之上,溝壑縱橫之間孕育着黃土地獨特的文化,遍佈在黃土高原溝溝壑壑上的窯洞,便是這種文化的直接體現。窯洞,是中國北方黃土高原上特有的民居形式,具有十分濃厚的漢族民俗風情和鄉土氣息。陝北的窯洞分為土窯洞、石窯洞、磚窯洞、土基子窯洞、柳椽柳巴子窯洞和接口子窯洞多種。窯洞是陝北一種古老的民居形式,其淵源可以追溯到原始的居穴。《詩經》曾雲:“古公亶父,陶復陶穴,未有家室。” [34] 
窯洞 窯洞

黃土高原科學研究

黃土高原是粟作農業發展強化和擴散的關鍵地區之一,其史前時代農業發展和生產生活方式時空變化的過程是廣受關注的熱點科學問題。學術界普遍認為,距今10000年左右,粟黍在我國北方得到馴化和利用。在黃土高原中東部,粟黍農業在距今7000年至6000年成為人類的主要生產方式。距今6000年之前主要種植黍,距今6000年之後開始主要種植粟。集約化的粟黍農業在黃土高原西部出現較晚,大地灣遺址骨骼穩定同位素證據表明,該地區距今約5900年粟黍農業才得到強化。由於缺少粟黍遺存直接測年證據,黃土高原西部種植結構轉變的時間和過程還不清楚。
對此,馬敏敏團隊在黃土高原西部開展了植物考古和骨骼穩定同位素分析等研究。基於在黃土高原西部圪墶川遺址開展的碳十四測年和植物考古研究,結合考古學和古環境證據,團隊系統梳理了新石器時代粟黍農業發展和強化的過程及其影響因素。
2022年8月,由蘭州大學資源環境學院馬敏敏副教授團隊與甘肅省文物考古研究所學者合作完成一項新研究:距今6100年,史前人類開始在黃土高原西部從事粟黍農業生產。 距今約5500年前,黃土高原西部旱作農業主要種植糧食作物出現從黍到粟的轉換。這説明,當時的史前人類已經開始從事以粟為主的旱作農業。相關研究成果近期發表於《植物科學前沿》等期刊。 [39] 

黃土高原民俗風情

●信天游
信天游”是黃土高原廣泛流行的一種民歌曲牌。“信天游”的風格樸野、簡煉、豪邁,有濃郁的西北高原韻味。“信天游”的詞文平白易懂,一般兩句一段,每句70個字不等,多用比喻手法。“信天游”的曲牌共有幾十種,大都高亢、嘹亮、剛健,內容廣泛,多為即興而歌,其中大部分歌詠愛情,表達對美好人生的渴望。比較著名的曲子有《走西口》等。 [35] 
●安塞腰鼓
安塞腰鼓是一種獨特的民間大型舞蹈藝術形式,具有2000年以上的歷史。安塞腰鼓展示出西北黃土高原農民樸素而豪放的性格,張揚出獨特的藝術個性。其豪邁粗獷的動作變化,剛勁奔放的雄渾舞姿,充分體現着陝北高原民眾憨厚朴實、悍勇威猛的個性。安塞腰鼓表演可由幾人或上千人一同進行,氣勢磅礴。 [36] 
安塞腰鼓 安塞腰鼓
參考資料
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