内力作用与构造地貌

第二部分 内应力作用与构造地貌的生成

第一节 地壳的运动

一、地壳运动及其特点

1、地壳运动的概念

地壳运动是指地壳由于地球内部动力作用所引起的各种变化和活动。地壳的内力又称为内应力。内应力作用的能量主要来自地球内部的核能。

2、地壳运动的特点

①、普遍性和永恒性

②、地壳运动可以分为水平运动和垂直运动

地壳的水平运动：是指地壳沿地球表面切线方向的挤压、拉张、及其剪切运动，使地壳发生形变。这种运动可形成巨大的褶皱山脉和断裂构造。因此，地壳的水平运动又称为造山运动。例如，中国的昆仑山、祁连山、秦岭、喜马拉雅山，美洲的科迪勒拉山系。

地壳的垂直运动：是指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规模很大的隆起或坳陷，从而造成地势高低起伏和海陆变迁。由于地壳的上升使海水退却，一部分海底成为陆地；地壳下降造成海水入侵，原来的陆地变为海洋。因此，地壳的垂直运动又称为造陆运动。

实际上，地壳的水平运动和垂直运动是相互联系，相互影响的，运动的结果也是相互渗透的，但是每一类有其共同的基本的特征。无论是哪一种运动，都可引起一个地区的沧桑变化。

从地壳发展的全部历史来看，地壳运动的总的形式是以水平运动为主，垂直运动是派生的。例如，青藏高原的隆起和喜马拉雅山的生成。

二、构造地貌

1、构造地貌的概念

地球表面的高低起伏，有大陆、海洋、岛屿的差别，有高山、平原、盆地之分，这些最基本的地貌形态其形成、发展都同大地内力构造作用有关，所以称为大地构造地貌，或构造地貌。

2、构造地貌的分类

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、台地或构造运动坳陷形成的平原、盆地等，它们的形成和分布同地壳构造运动的作用方向、受力性质有直接的关系，称为“动态构造地貌”，或“活动构造地貌”。

还有一种构造地貌，是指地壳构造运动以后又受外力作用剥蚀而形成的地貌，如背斜山、向斜山、单斜山、背斜谷和向斜谷等，称为“静态构造地貌”，或“次生构造地貌”。

构造地貌的形成以内力作用为主。

3、构造地貌的等级

构造地貌就其规模大小可以分为三级：

第一级（全球构造地貌）是地壳的“大陆”和“海洋”两大地貌单元。

第二级（大地构造地貌）是指大陆和大洋底的地形起伏，如陆地上的“山脉”、“平原”、“高原”、“盆地”；大洋底的“大洋中脊”、“大洋盆地”和海洋中的“岛屿”等。

第三级（地质构造地貌）主要是指地球内力作用产生的地质构造被外力作用剥蚀而形成的地貌，如“背斜山”、“单斜山”、“向斜谷”以及“火山锥”、“熔岩台地”等。

三、全球构造地貌

地壳的平均厚度为17Km，其中大陆部分的平均厚度为33Km，海洋部分的平均厚度为6Km。

全球构造地貌分“大陆”、“大陆边缘”和“洋底”三大部分。

1、大陆

是指地壳出露海（水）平面的部分。

地球陆地面积为1.49×108 Km2，约占地壳总面积（5.10×108Km2）的29%，海洋占地壳总面积的71%，为3.61×108 Km2。

大陆地壳（陆壳）比大洋地壳（洋壳）厚，平原地区地壳厚约35 Km左右，山地高原区约60～70 Km。

陆壳表层为沉积岩、变质岩和火山岩，而其基础则是以“花岗闪长岩”和“闪长岩”为主的花岗质岩石。

陆壳的底基部为玄武质岩层（硅镁层），上基部为花岗质岩层（硅铝层）。

洋壳主要为玄武质岩层构成，缺失花岗质岩层（硅铝层）。

2、大陆边缘（大陆架）

指陆地周围水深小于3Km的浅海海底，成带状围绕在大陆四周，面积0.81×108Km2，占地壳总面积的16%，大陆边缘（大陆架）的地壳具有陆地到洋底的过度性质。

3、洋底

指水深超过3Km的大洋底部，地球洋底平均深3.8Km，面积2.81×108 Km2，占地壳总面积的55%。

洋底地壳的厚度比大陆地壳薄，一般仅5～10 Km。

根据地壳均衡的观点，地壳的密度是不均一的，密度越小的地块，高出海面越多，地势越高；密度越大，地势越低。实际情况也如此，陆壳平均密度为2.7g/cm3，洋壳平均密度大致为2.9g/cm3。

四、大地构造地貌

大地构造地貌是指构造地貌的第二个等级，即大陆和洋底上的地貌类型。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

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地貌类型，前者表现为高大隆起的山峰系列，后者表现为凹陷的断陷谷地。它们的形成、发展和分布，都同大地构造运动，特别是中生代、新生代时期的大地构造运动有关。

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。

①、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（称褶皱山脉），而且有不同时代的多期的岩浆侵入体。

②、构造山系的山体边界常可见到大规模的断层，断层的一侧常形成断陷盆地。 ③、山地呈断块差异抬升，可发育成多级夷平面。

④、构造山系分布地区常有地震和火山活动。

世界上的构造山系主要分布在两个带：

①、环太平洋构造带。主要有北美洲到南美洲的科迪勒拉山系。

②、地中海——喜马拉雅构造带。主要有喜马拉雅山（亚洲）、阿尔卑斯山（欧洲）、阿特拉斯山（非洲）。

2、大陆裂谷

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。

东非大裂谷是地球上最长的裂谷，它包括东西两支，东支南起希雷河河口，经马拉维湖，向北纵贯东非高原和埃塞俄比亚高原中部，至红海北端，长约5800Km。

俄罗斯的贝加尔湖是所有裂谷形成的湖泊中最深的湖，水深达1600Km。

3、高原

高原和平原的地形都比较平坦，只是两者的海拔高度不同。

一般海拔在0.2Km以下的称平原，超过1Km的通称高原。

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。破麓地带则堆积了来自高原边缘被侵蚀下来的粗碎屑物。在抬升过程中，高原内部的构造活动也不一致，致使高原面上的地形复杂化，如青藏高原上形成几条近东西走向的山脉和山间盆地。

4、平原

平原的形成与高原相反，它是在构造沉降过程中不断从外围得到大量碎屑堆积而形成的。

在构造沉降过程中，平原内部还可以有其它形式的构造活动，如中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。

5、盆地

盆地是低于周围山地的相对的负向地形，它和周围山地是同一构造成因的产物。

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，转变为侵蚀切割，则成为侵蚀盆地。

以上5类地貌属于大陆构造地貌。

海洋构造地貌主要可分为大洋中脊和大洋盆地两大部分。

6、大洋中脊

大洋中脊，或称洋中脊，是一条纵贯世界各大洋的洋底山系，全长约80000 Km。 洋脊顶部的平均海深在2～3 Km，洋脊宽度在1000 Km以上，并相对高于大洋盆地2～3 Km，是世界上规模最大的山脉， 比陆地上任何山脉的规模都大。

7、大洋裂谷（洋脊裂谷）

大洋中脊顶部有一条顺着洋脊走向的狭长的槽谷，称为洋脊裂谷。

洋脊裂谷仅宽几十公里，相对深度则达2Km左右，但其并不是完全连续的，被许多直交的横向断层断开成不连续的段落，板块学说认为，洋脊裂谷是新地壳产生的地方。

8、大洋盆地

大洋盆地是大洋地壳的主体，位于大洋中脊两侧，向外即与大陆边缘相接。大洋盆地上还分布着深海小丘、水下火山和大洋岛屿等。

深海小丘是大洋盆地中分布最多的一种地貌形态，高差起伏在50～100m之间，呈圆形和椭圆形。

9、海沟

海沟是地球表面最低的地方，一般深达8000～10000m，主要分布在太平洋周围与大陆边缘相接触的地方，是与岛弧在成因上相伴生的狭长深海洼地。

五、地质构造地貌

（一）、断裂构造地貌（断层地貌）

断裂构造地貌（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。

1、断层崖

断层崖是断层活动形成的陡崖。其高度取决于断层的规模，最高可达几百米，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的变化，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，这正好反映了外营力作用对原生地貌的改造。（图1）

图1 不同类型断层的景观表现

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。

与此同时，河流还将侵蚀的碎屑物在断层的另一侧沉积形成洪积扇。在中国华北、西北地区这种断层三角面与洪积扇交错分布的地貌发育的较典型。（图2）

图2 断层崖发育成断层线崖

2、断层谷

断层谷是沿断层破碎带发育形成的谷地。

切割较深的断层谷常呈峡谷，两岸陡峭，且不对称，即一岸高陡，一岸低缓。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，如中国横断山区的不少河谷属此类型（断层谷积水以后即成为河流，如三江并流）。

断层谷一般由一条断层造成。（图3）

图3 断层谷示意图

3、断陷盆地

断陷盆地是由断层所围限的陷落盆地。一般由两条断层造成。

断陷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。宽一般为30～50km，长可达数百公里。

通常，断陷盆地内有较厚的松散沉积物质。在垂直方向上看，常成湖相沉积物和河流相沉积物互层，或河流沉积物与洪积物互层；从水平方向上看，盆地边缘的山麓是洪积物，向盆地中央逐渐过渡为河流沉积物或湖泊才沉积物。（图4）

图4 断块山地和断陷盆地

4、断块山地

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。

断块山地一般是地垒式山地，或是一侧沿断层翘起、一侧缓缓倾斜的掀斜式山地。

地垒式断块山地的两侧比较对称，掀斜式断块山地翘起的一侧较短且较陡，倾斜的一侧较长且较缓，山体的主脊偏于翘起的一侧。（图5）

图5 断块山地在剥蚀作用下的演化

（二）、褶皱构造地貌（褶皱地貌）

1、背斜和向斜地貌

一般背斜成山（背斜山），向斜成谷（向斜谷），此种地形称“顺地形”或“顺地貌”。

若背斜成谷（背斜谷），向斜成山（向斜山），则为“地形倒置”，或称“逆地形”或“逆地貌”。（图6、7）

图6 褶皱构造中顺地形、逆地形的演化示意图

图7 倾伏褶曲上的“之”字形山脊

2、单斜地貌

单斜地貌是指经过褶皱的岩层大部分呈倾伏状，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。（图8、9、9、10）

图8 单斜构造上的水系

图9 单斜构造的形态

图10 山麓地带，随着岩层倾角的减小，猪背脊过渡为单面山，

单面山再过渡为方山和台地

（三）、水平岩层的构造地貌

当由水平岩层顶部覆以硬岩层所组成的分水岭地区则形成平坦的高原，它一旦受到强烈切割后，就会形成桌状台地和方山。（图11）

图11 桌状台地和方山示意图

（四）穹隆构造地貌

规模巨大的穹隆构造通常是由于岩浆侵入或者由于方向直交的褶皱运动互相干扰而造成的。穹隆外部是沉积岩盖层，穹隆内部是变质结晶岩基底。当盖层被剥开以后，结晶岩的核心就会出露，于是在穹隆周围形成各种单斜地形，而在穹隆的中心则形成复杂的结晶岩山丛。（图12）

图12 穹隆构造上的地貌景观发育

（五）、火山和熔岩地貌

“火山地貌”是由岩浆喷发堆积而形成的一种地貌形态。地下岩浆有时可通过岩层裂隙溢出地表，沿地面流动而形成“熔岩地貌”。

火山地貌的特征是具有“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形成的。

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后就成为“火口湖”，中国长白山的主峰白头山天池即属此，其湖水深达206m。

火山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”。许多大型火山口都具有这一形态。

“火山锥”是由多次火山活动产生的、有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形成的）。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”、“熔岩高原”、“熔岩隧道”和“熔岩堰塞湖”等

第二节、中国大地构造地貌景观分布

一、中国地貌分区

中国境内不仅有常见的构造地貌、河流地貌、海岸地貌，而且有现代冰川和古代冰川作用遗迹、冻土和冰缘作用现象、沙漠和戈壁等；还有在一定气候条件下，反映特殊岩性的石灰岩地貌和黄土地貌。

中国地貌种类的多样、典型，是世界其他国家难以相比的。

地势总特点：中国大陆西高东低，自西向东形成三大阶梯下降。第一级阶梯是青藏高原，高原面海拔多在4000～5000米，其上耸峙多座海拔超出7000米，甚至8000米的山峰，享有“世界屋脊”之称。第二级阶梯是青藏高原的北缘与东缘到大兴安岭、太行山、巫山、雪峰山之间，包括了若干高原和盆地，盆地底部高低不一，高原面海拔多在1000～2000米。第三级阶梯是更东的低山丘陵和大平原，山丘海拔多在千米以下，平原一般不超过200米。这一级阶梯也包括沿海大陆架，其水深通常在200米以内。

垂直分布特点以贺兰山、六盘山、龙门山、哀牢山为界，可将中国分为东西两部，中国西部，从新疆吐鲁番盆地底部的艾丁湖湖面（海拔-154m）到中尼边界的珠穆朗玛峰（海拔8848.13m），高差可达9000m；东部从海滨平原到秦岭的太白山（海拔3767m）或台湾省的雪山（海拔3884m），高差不到4000m。两者地势高差和倾斜方向均不相同，特点各异。

1、西部昆仑山南北地区

昆仑山以南的西部南方，阶坡明显的只有其北缘的昆仑山北坡和东缘的龙门山东坡，其余边缘多和缓的倾斜，很难划出阶梯的边坡。昆仑山以北的西部北方，主要为高大山系所围隔的大型盆地，如昆仑山与天山之间的塔里木盆地、天山与阿尔泰山之间的准噶尔盆地、昆仑山与祁连山之间的柴达木盆地、祁连山与走廊北山之间的河西走廊等。上述盆地底部均甚平坦，但其高程却甚悬殊，最高者和最低者可相差近3000 m。各盆地周围的山地，许多山峰又高出盆地本身3000～4000 m，甚至5000～6000 m，地面相对起伏巨大。

中国西部的昆仑山以北地区，山脉主要走向为北西西或北东东，如阿尔泰山、天山、昆仑山、阿尔金山、祁连山和西秦岭（秦岭）等。它们所围隔的准噶尔、塔里木、柴达木、陇 中等大型盆地具有菱形的轮廓，长轴呈北西西方向。昆仑山以南的青藏高原，其北面的山脉走向由北西西转为南东东，如巴颜喀拉山、可可西里山、唐古拉山等，形成向东北突出的圆 弧；南面的山脉走向则由北西西转向北东东，如冈底斯山—念青唐古拉山和喜马拉雅山等，构成向西南突出的圆弧。整个青藏高原的轮廓可视为以北西西方向为长轴的巨大菱形。

2、中国东部

中国东部真正存在阶梯地形的，只有在上述第二阶梯的前缘和第三阶梯的后缘之间。前者是内蒙古高原、山西高原、鄂西高原和云贵高原（云南高原、贵州高原），后者是东北平原、华北平原、江汉平原和江南丘陵，双方高差达1000～2000 m，其间又多具有连续而陡峭的斜坡，坡折相当明显。然而，在高原地带的西侧，出现地势低下的河套——银川平原（河套平原）、渭河关中平原和四川盆地，而在平原丘陵地带的东侧，更有地势高起的辽东山地、山东山地及浙、闽、粤沿海山地，因而在一定程度上它们打破了地势由西向东递降的局面。 平面分布特点以山地的脉络作为框架的中国高原、盆地、山地、丘陵、平原等大的地貌单元在平面上的排列组合，亦构成一定格局，在很大程度上代表了地质构造线方向，而且东部与西部亦很不相同。

二、中国构造山脉和构造拗陷带的走向

中国东部的构造山脉走向，主要是东西向与北东向或北北东向的相交截，间或有北西向的。

东西走向的山脉以阴山—燕山和秦岭—大别山最为明显，向西前者可与天山相连，后者可与昆仑山相接。

南岭山脉亦呈东西走向，但因北东向或北北东向构造的干扰，表现不很明显。

东西走向的山脉是地理上的重要界线，燕山隔开了东北平原与华北平原，阴山是内蒙古高原的南缘，秦岭是黄河与长江的分水岭，南岭是长江与珠江的分水岭，习惯上所称的东北、华北、华中、华南就是依次以燕山、秦岭、南岭为分界的。

然而，分布地域最广的是北东或北北东的山脉走向，沿此构造方向在地质上形成一系列的拗陷带与隆起带。表现在今天地貌上，前者多为盆地和平原，后者多为高原和山地。自西而东：第一列为拗陷带，包括呼伦贝尔—巴音和硕盆地、鄂尔多斯盆地、四川盆地、滇中盆地；第二列为隆起带，包括大兴安岭、太行山与吕梁山及其间的山西高原、鄂西—黔东—湘西山地；第三列为拗陷带，包括松辽平原、渤海—华北平原、江汉平原、北部湾；第四列为隆起带，包括吉辽东部山地、山东山地、浙闽粤沿海山地；第五列为拗陷带，包括东海、南海的海盆；第六列为隆起带，即中国的台湾岛，是太平洋西部的边缘岛弧的组成部分。

三、中国构造带的形成

内动力形成的地貌近年来多以板块学说来解释中国西部与东部地质构造和地形的差别。

1、中国西部构造带的形成

板块学说认为：在中国西部，属于冈瓦纳古陆一部分的印度板块以很小的角度斜插到 亚洲板块之下，并有时互相顶撞。两个陆地板块的重叠，形成西藏地区的巨厚地壳和高拔地势。印度板块向北推动，而亚洲大陆又有总体的向南运动，二者所产生的南北向的巨大压力，造成西部山脉近似东西的走向，以及沿山边的雄伟的逆掩断层；准噶尔、塔里木和柴达木几个较刚硬的地块，受南北向的巨大压力，破裂成为由北西西和北东东断裂所围限的菱形断块，长轴近似东西方向。

印度板块向北推动，遭到西藏地块的抵抗，向东西两方寻求应力的释放，于是出现喜马拉雅山脉东西两端的弧形转折，以及在该地区的近似南北向的密集断裂和褶皱。对比从晚第三纪上新世、尤其第四纪以来急剧抬升的西藏高原、天山和阿尔泰山的南侧与北侧，南侧的山坡均较陡峭，山前拗陷的山麓相堆积亦较深厚，表明至少从那时起印度板块向北推动的力量较为强大。

2、中国东部构造带的形成

中国东部是西北太平洋板块对东部亚洲大陆板块互相作用的场所。东部亚洲大陆板块有总体的向南移动，由于印度板块向北偏东推动所引起的巨大压力，使它发生向东南蠕动；而太平洋板块则从沿海岛弧的外侧，向西北斜插到东亚大陆板块之下。

两种性质不同的板块发生互相挤压和扭动，因而在中国东部，除去时代较老的纬向构造带依然存在，普遍形成上述的近似北东向的时代较新的拗陷带与隆起带。这种构造体系的特点是：拗陷带的盆地底部都是西部深而沉积厚，东部浅而沉积薄；拗陷盆地西侧的隆起山地，东坡陡而西坡缓，朝东的陡坡之下与拗陷最深带上均有巨大的断裂。拗陷带与隆起带的全体有如几列平行的波峰与波谷，坡峰一律向东倾侧，反映太平洋板块的活动似占主动地位。与此同时，岩浆活动亦有从内陆向沿海愈来愈强烈的现象，反映愈靠近海洋板块与大陆板块的相互作用带，提供岩浆上升的通道的张性断裂就更多更大。

褶皱时期与拗陷发生时代中国山脉的褶皱时期早晚不一。

自北而南，主要褶皱时期有愈来愈新的趋势：①在晚古生代的华力西运动中褶皱的，有阿尔泰山、天山、昆仑山、祁连山、秦岭等。②在中生代三叠纪末的印支运动中褶皱的，有川西、滇北地区的山脉。③在侏罗纪到白垩纪的燕山运动中褶皱的，有唐古拉山脉与横断山脉。④在第三纪中新世的喜马拉雅第一幕运动中褶皱的，有喜马拉雅山主体。⑤在第三纪上新世晚期第四纪早期的喜马拉雅第二幕运动中褶皱的，有山前带的磨拉斯堆积层。

中国东部三列拗陷带的发生时代，也有从内陆向沿海愈来愈晚的表现，自西而东，第一列拗陷带主要发生于三叠纪至侏罗纪，白垩纪以后转向抬升；第二列拗陷带主要发生于白垩纪至早第三纪，以后有的部分趋向稳定，有的部分继续沉降；第三列拗陷带主要发生于第三纪末到第四纪初。

①、印支运动时期

是中国大陆形成的关键时期。在三叠纪时，昆仑山—秦岭—大别山以北已经全部成为陆地，但以南地区仍为广泛的海域，海水曾达江苏、皖南一带。经三叠纪末的印支运动，南方隆起，除少数地区，如喜马拉雅山区、塔里木盆地西部、广东南部和台湾以外，中国全境连成一块大陆。

②、燕山运动时期

燕山运动是中国地貌平面分布格局的基本奠成时期。它贯穿了侏罗纪与白垩纪，除岩浆活动外，在其构造变动中，除去喜马拉雅山区和台湾岛以外，在中国所有前述的构造方向，即纬向的、经向的、北西西向和北东到北北东向的，都在这时期构造运动中突现出来或新生起来的；较坚硬的塔里木、准噶尔、柴达木、鄂尔多斯、四川盆地中部等地块，虽没有引起盖层产状的很大变化，却发生较平稳的沉降活动。燕山运动的结果完成了中国大地构造的架格，其中若干主要构造线控制了大的地貌单元的边界。

③、喜马拉雅运动时期

喜马拉雅运动的第一幕主要发生在渐新世晚期到中新世中期，第二幕主要发生在上新世晚期到更新世早期，第三纪的其余大部分时间属于地质构造较宁静时期。

喜马拉雅运动的主要表现形式，除岩浆活动以外，一是先后形成喜马拉雅山褶皱带和台湾褶皱带；二是在中国广大地区，发生继承性的断裂活动，即在地壳水平运动的驱使下，引起块断式的垂直升降运动，特别在第二幕运动所产生的升降幅度很大，它们是造成中国目前地势高差的最根本原因。

喜马拉雅期的块断式的垂直升降运动，大多数场合是在燕山期的大地构造架格上进行的，在大部分地区是加大了原先地形正向（隆升）和负向（沉降）的幅度，在小部分地区却改变了原先地形的运动方向，其中情况相当复杂。

中国各部地势经过喜马拉雅第二幕的构造变动，高差显著增大，地貌平面格局愈加突现。在中国西部，喜马拉雅山的褶皱在渐新世已开始，中新世最为强烈，而在上新世晚期以来才作急剧的隆升，估计上升幅度达到3000～4000 m。川西高原面，原先是在第三纪末完成的地势不高的夷平面，现已上升到海拔3000～4000 m。昆仑山、天山和祁连山等山前拗陷的山麓相堆积，第三系一直是细颗粒物质，但至上新世晚期、尤其早更新世，才突然出现粗大的砾石层，即所谓西域砾岩和玉门砾岩，厚度多在4000～5000 m，甚至更大。这些长大的山地，目前海拔多在4000～5000 m，山峰甚至超出6000 m，主要是从上新世晚期以来上升的结果。

由喜马拉雅第二幕运动所引起的升降幅度，中国东部显然要比西部的小得多，但各地仍有很大差别。

在云贵高原面上保留了上新世发育的热带型的红色古风化壳，表明当时该地区仍为低地，现在滇中、滇东高原面已抬升到海拔2000 m左右，黔中高原面也抬升到海拔千米左右。湘、赣一带的红层盆地，从喜马拉雅第一幕运动以来，随区域大面积的上升而抬升，红层丘

陵的割切深度多不到500 m。洞庭、鄱阳两断陷盆地的上第三系和第四系，总厚度不过500 m。

浙、闽、粤沿海山地的晚第三纪夷平面，从上新世晚期以来已升到海拔700～800米。晚第三纪开始沉降的雷琼断陷，属上上新统和下更新统的湛江群，其最大厚度近千米。

华北有许多断块山地从上新世以来也急剧上升，而山前拗陷与山间断陷则相应接纳沉积，例如渭河河谷的晚上新世到第四纪堆积的三门系厚度达千米以上，山西的运城、临汾、太原、忻定、大同和冀北的怀来、蔚县等盆地的第四系厚度亦有400～700米；银川平原在平罗、银川一带的第四系厚度更大，竟达1600～2400米；华北平原的中部与东部的第四系厚度也有500～600米；这些地区，如果加上上新世晚期的沉积，其厚度更要增大。渤海和黄海南部的上第三系和第四系总厚度达1500米左右。

然而，燕山以北、大兴安岭以东的松辽平原，除辽东湾北部的下辽河平原以外，新生界总厚度不过2000米，其中大部分属下第三系，上第三系较薄，第四系更薄，从第三纪以来，该地区沉降幅度愈来愈小。大兴安岭以西，阴山以北的内蒙古高原上一些低洼地，新生界厚度更小，反映构造变动规模不大。

中国地貌的平面分布格局是燕山运动奠成的。而今天的地势高差却是喜马拉雅运动、尤其第二幕运动造成的，其对中国西部的影响远远大于东部。如果说燕山运动反映太平洋板块较为活跃的话，那么喜马拉雅运动则表示印度板块较为活跃。

外动力形成的地貌营造中国地貌的外动力主要有流水、冰川、冻融、风、海水等，它们直接或间接深受气候的支配。

从理论上说，在地貌形成过程中，内动力与外动力是同时作用的，只是双方力量的对比，在时间上互有消长的更替，在空间上各有强弱的变化。

但在实际上，对中国地貌形成的外动力，能够系统地或成套地追索其作用过程的，在时间上很难越出晚第三纪，多数是在上新世晚期到第四纪。因为：第一，晚第三纪喜马拉雅山褶皱隆升后，东亚季风体系才基本建立。在上新世晚期到更新世初期，西藏高原整体急剧抬升达到一定高度时，印度洋季风受阻，出现中国东南部湿润，西北部干旱的气候格局，从而控制了地貌外动力的地域分布。第二，在第四纪时，全球性气候变化，中国亦发生多次冰期与间冰期的交替，改变了地貌外动力原先在地域上的分配，而冰期与间冰期所引起的海面下降与上升，又导致海岸带的大幅度水平移动。第三，喜马拉雅运动第一幕、尤其第二幕的强烈的构造变动，使原先地面上存在的某些地貌外动力的结果，受到很大程度的干扰和更改。 流水地貌形成中国地貌的外动力中，分布地域最广的是流水作用，它集中表现在河流的侵蚀地貌与堆积地貌上。

在中国西北内陆地区，河流多属内流水系，其余广大地区几乎全为外流水系。

①、中国西北内陆地区大型内陆盆地的内流河流，多以盆地的低地或湖泊为侵蚀基准面，河源出自周围有冰雪的高山带或多降水的中山带，流经荒漠低山丘陵、山麓砾石戈壁、洪积—冲积—湖积平原，河水沿途逐渐减少以至消失，仅少数特大的河流，如塔里木河、伊犁河、额济纳河、尼勒河等，可流到低地或湖泊内。这些河流在山麓以上的山区水系，多发生在剥蚀、夷平后的山地抬升时期，大约不超出上新世。第四纪以来，它们多次为冰川所占领，河流与冰川的交替作用所营造的河谷形态，相当明显。

羌塘高原（藏北高原）上的内流河流，河身短小，支流不多，呈辐合状汇集于盆地或盆地内的湖泊。较小的内流河流，多由雨水或泉水补给，水量不大，往往在出山口的盆地边缘形成扇形堆积地。较大的内流河流，依靠冰雪融水补给，水量较大，通常从峡谷穿过两个或两个以上的盆地。当它们流经盆地时，河道分叉，注入湖泊处还能造成小型三角洲。这些河流都发生于高原隆升、盆地相对陷落时期。

②、中国广大地区的外流河流，除北疆的额尔齐斯河和中俄界河黑龙江外，其余大河都发源于青藏高原，分别注入太平洋和印度洋。这些大河的水系分布，往往受到大致东西走向

的长大山脉的制约，例如，阴山—燕山山脉分隔了东北水系与黄河水系，巴颜喀拉山—秦岭—伏牛山—大别山分隔了黄河水系与长江水系，冈底斯山与喜马拉雅山约束了雅鲁藏布江的流路；而南北走向的横断山脉支配了金沙江、澜沧江、怒江的流向。

中国外流水系中若干中小河流，每多向相对沉降的盆地作扇状汇集。例如，陕西的渭河、泾河、洛河、汾河等；四川的岷江、沱江、涪江，嘉陵江等；湖南的湘江、资水、沅江、澧水等；江西的赣江、修水、盱江、信江等。这种扇状集合的水系，是由地质构造变动所引起的地势倾向所造成的。至于浙南、福建、粤东一带直接入海的中小河流，如瓯江、闽江、晋江、九龙江和韩江等，流向受地面倾斜方向的操纵，更加明显。

中国长大的河流，如长江、黄河、西江、中俄界河的黑龙江，出中国国境的雅鲁藏布江等，干河流路每多大角度的转折，而且沿途往往穿过若干盆地，横切其间的山地，它们的发育历史必然要较为复杂。目前地面上河道的具体流路，多数是在上新世晚期以来发生的，其中某些河段可能孕育于第三纪，更早的就难以恢复了。

冰川地貌冰川作用是中国地貌形成的重要外动力之一。特别在中国西部高山地区，在相当大的程度上改造了流水作用所造成的地貌，因为这一地区的更新世所发生的多次冰期，其冰川规模都较现代冰川的要大得多。现代冰川所塑造的地貌，不论侵蚀或堆积的，其范围都很有限。

中国西部地区，更新世冰川的分布相当广泛，尤其西部的高山，如阿尔泰山、天山、祁连山、昆仑山、巴颜喀拉山、唐古拉山、横断山脉、念青唐古拉山和喜马拉雅山等，大多形成以高峰、岭脊为中心的山谷冰川和山麓冰川；某些地方，如阿尔泰山西段、天山东段、祁连山西南部以及青藏高原上某些山地，还有过局部的冰盖。更新世冰川作用干扰甚至局部中断了常态地形的演进。根据更新世冰川作用遗迹所划分的冰期次数及其分别所归属的地质年代，目前学者存在有分歧的意见。

至于中国东部地区，更新世冰川分布肯定不如西部地区的来得广泛。有冰川作用遗迹的，有大兴安岭、太行山、秦岭、大巴山、鄂西山地、大别山、庐山、黄山、天目山、台湾山地等地方。人们对秦岭的太白山和台湾的雪山、南湖大山、玉山等，海拔接近4000 m，在晚更新世晚期发育了冰川，无所置疑；而对其他地方的冰川作用遗迹，目前仍有不同的看法。

在更新世任何一次冰期中，不论中国西部或东部，由于各地自然地理条件的不同，冰川发育的规模有大有小，甚至还会出现有无的差别。然而从气候角度来看，各次冰期理应在全国范围内得到某些共同特点的反映。因此，更新世冰期与间冰期多次的交替，势必影响各地气候，从而影响地貌外动力在地域上的分布。

冰期到来，气候寒冷，冰雪面积扩大，在中国东部平原，苔原带要向南移，在西部山地，苔原带要向下移；间冰期则相反，苔原带相应地向北移和向上移，实质上就是冻融作用所产生的冰缘地貌发生水平上和垂向上的大幅度移动。特别在中国西部一些高山，如阿尔泰山、天山、昆仑山、祁连山等，在冰期时冰雪带和多雨带向下移，在间冰期冰雪带和多雨带又向上移，冰雪融水与雨水通过河流，把原先冰川领域的物质搬运到非冰川区域去，如准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、河西走廊和阿拉善等地，成为那里的戈壁与沙漠的主要物质来源（见中国的冰川）。

风成地貌风力作用作为地貌形成的外动力，其领域主要是在干旱地区的沙漠和戈壁。 沙漠与戈壁所分布的中国西北内陆地区，气候相当干燥。不过在更新世，特别早、中更新世的冰期与间冰期交替时期，发源于周围高山的河流，带来了丰富的水源，可在干旱的盆地或平原上形成了若干宽阔的湖泊和长大的水路网，并在那里堆积了冰水相、河流相、湖沼相的物质，只在某些干燥地面上，有可能出现局部的风蚀岗洼和风积沙丘。大抵从晚更新世晚期、尤其是冰后期以来，地面水文状态起了显著变化，即湖泊面积日益缩小，水路网流程逐渐缩短，脱离水域环境的地方相应扩大，在强风吹袭下，在沙砾石堆积的地方，即靠近山麓地带

的盆地边缘，细粒物质吹走，形成砾石戈壁；在沙土堆积的地方，即远离山麓的盆地底部，出现风蚀岗洼和风积沙丘，随着时间的推移，地面水系衰退、瓦解到一定程度以后，沙丘面积扩大，并相连接成长，才发展成为现代浩瀚的沙漠。目前沙漠周缘的分散的沙丘或沙丘链，尚在沿着强风方向作短距离的移动。至于沙漠本身高大而密集的沙丘群体是不可能移动的；能够随风力飘扬，作长距离搬运的，仅为沙漠戈壁中的细小物质，如粉沙与粘土，它们堆积下来，即所谓风成黄土。黄土地貌中国境内的黄土主要分布在昆仑山、秦岭、大别山以北地区。面积约63.25万平方公里。最集中的是在黄河中游的黄土高原。

黄土高原的黄土，在早更新世堆积的，即所谓午城黄土，只在某些塬区，如隰县的午城、陕北的洛川等地，有所出现。分布在广大的黄土塬、梁、峁地区的是中更新世的离石黄土（见离石县）和晚更新世的马兰黄土。离石黄土含有若干红色条带，即褐色型古土壤层，又称红色黄土，厚度很大，分布很广，覆盖在岩石山地之间的各种地形上，构成塬、梁、峁的物质主体。马兰黄土颜色灰黄，质地松软，厚度不大，却罩盖在所有塬、梁、峁上面，并散布在一些石质山地的坡麓、甚至山顶上。

关于中国黄土的成因，尚属有争论的问题。由于黄土分布地域很广，不同地区的黄土，其物质来源，搬运运力，堆积环境，理应不尽相同。对黄土高原的黄土，多数人认为其物质来源于西北广大的沙漠地区，运送动力是风，堆积环境是有流水作用的。其理由是：

①、黄土高原的黄土覆盖层的分布高度，其变化趋势取决于下伏古地形面的总倾斜方向，海拔可从1800～2000 m下降到400～500 m，沿途随分水岭与河谷的高低，忽起忽落，并非一平整的倾斜面。黄土在石质山地坡麓上的覆盖高度，断续相连，隐约有一条所谓“黄土线”，但是黄土线的高度，西端的高于东端，西坡的高于东坡，北坡的高于南坡；黄土线并非黄土分布的上限，在它以上的山坡，甚至接近海拔3000米的吕梁山山顶，仍出现片状黄土。

②、黄土堆积厚度的地域变化，其趋势是从西北向东南，由薄变厚，再由厚变薄，呈条带状分布。六盘山与吕梁山之间的渭河北山以北的董志塬与洛川塬一带，黄土最大厚度达到180～200米。

③、黄土颗粒成分，相当均一，粒径小于0.1毫米的粉砂与粘土平均可占98.7%；而且自西北向东南，粗粉砂（粒径0.1～0.05毫米）逐渐减少，粘土（粒径小于0.005毫米）逐渐增多。黄土的矿物成分，轻矿物（比重小于2.90）含量一般可占矿物总量的90～96%，其中以石英和长石含量占绝对优势，表明各地黄土在矿物种类上及其含量分配上具有高度的相似性。

④、厚度最大的中更新世离石黄土，普遍夹有七、八层至十多层古土壤层，古土壤层产状多向现代的干支河谷和较大沟谷作相向的弯曲或倾斜。古土壤层是黄土堆积间歇时期的古地面，其起伏与今天地面形态大体相似。

⑤、黄土高原的岩石山岭之间，在六盘山以西堆积了甘肃群，以东堆积三趾马红土，它们都经过上新世晚期与早更新世初期的强烈的流水割切，其所形成的古地面起伏，很大程度上控制了黄土堆积期间及其以后的谷间地的塬、梁、峁与干支河谷、较大河谷的形态。黄土多次的堆积，只能缓和岭谷之间的地势高差，填满了一些较小的沟谷，较大的水系没有遭到严重的打乱，流水作用只有时强时弱的变化，始终并未中断。

黄土的沟谷发育过程，反映流水侵蚀作用在时间上的变化。现代的干沟沟谷绝大多数孕育于中更新世黄土沟谷中，两者的谷形差不多是叠套的。现代为数众多的冲沟沟谷几全是马兰黄土堆积以后形成的，在人类历史时期，特别在农业兴起以来，由于不合理的利用土地，破坏了原先的植被与土壤，造成现代加速侵蚀，即快速的大量的水土流失。

喀斯特（岩溶）地貌中国碳酸盐岩分布很广，但喀斯特地貌发育最完美的是在西南地区，即广西、贵州、云南和川东、鄂西、湘西一带，因为这些地区在相当长的地质时期处在湿热的气候环境之下。

广西过去和现在都属热带型气候，碳酸盐岩分布很广，而且多属厚层的石灰岩和白云岩，喀斯特地貌非常发育，大致可分四种类型：一是峰丛，山体巨大，顶部为分割的峰林，基部彼此接联，相对高度可达500～600 m，峰丛之间有溶蚀洼地、漏斗、落水洞等。二是峰林，形状如圆柱或锥体，溶洞极为发育，有“无山不洞”之称，如桂林的七星岩、芦笛岩等，溶洞长达数公里，高有数十米。三是孤峰，即分散的、孤立的峰林，相对高度一般在50～100 m。孤峰之间，地表有串珠状的落水洞，地下常有暗河。四是残丘，丘体低矮，星散在喀斯特平原与谷地上。这四种类型反映喀斯特发育从不成熟到更成熟的不同阶段。

黔中、黔南和滇东高原上，碳酸盐岩分布面积与厚度亦都较大。这些地区目前属亚热带型气候，在高原面未抬升的新第三纪时则为热带型气候，喀斯特地貌是当时气候条件下发育起来的。一般情况：在海拔2000 m或2000 m以上的高原面上主要是溶蚀小洼地、漏斗和落水洞等以及散布其间的一些低矮的峰林和石林，石林分布于路南、宜良、东川、弥勒、罗平一带，其中以路南石林最著名。在海拔1000～1500 m的地面上，则以大型溶蚀洼地、矮小的丘陵或石林为特征，大型洼地中有许多落水洞和漏斗，它们成连串分布，其地下往往是暗河。贵州南部向广西盆地降落的斜坡地带，地下水运动以垂直方向为主，高大的峰丛往往伴以深陷的圆洼地，地表河流多半转入地下。

黔北、鄂西、川东、湘西一带，碳酸盐岩分布亦广泛，但多属复杂的褶皱构造，地表出露的碳酸盐岩与非碳酸盐岩成条带分布，因而较前述地区的喀斯特发育较弱。然而，在靠近长江、乌江地带，由于地面向河谷倾斜，地下水垂直循环旺盛，所以溶蚀洼地、漏斗、落水洞等的密度和深度都很大，水流往往从出水洞注入河流。

海岸地貌中国海岸类型，根据海洋所接触的陆地形态，可以概括为平原海岸与山地丘陵海岸。此外，还有生物海岸。

杭州湾以北的平原海岸从第四纪以来都是沉降的，山东、辽东半岛及杭州湾以南的山地丘陵海岸都是上升的。平原海岸下降的幅度，根据海岸带的第四系厚度，一般变化于300～400 m到500～600 m。山地丘陵海岸上升的数字，比较难以确定，估计最大上升幅度总在200 m以上。即第四纪以来，由陆地构造变动而产生的海岸升降最大幅度至少有800 m。

由冰期与间冰期交替所引起的海面变动，就世界范围而论，也不过一百数十米。所以整个第四纪的海岸带的水平移动范围，仍然取决于构造升降运动。然而就全新世的海岸带变化而论，冰后期海面的回升幅度就具有重大的作用，因为，如以最近一次冰期的最盛时间起算，冰后期也只有2万年左右。即使外在构造变动很活跃的海岸带，升降幅度亦很有限。现代海岸轮廓大体上处在距今前6000年左右以来较稳定的高海面与陆地的接触界上。正因如此，山地丘陵海岸，由于海面上升大于陆地上升，海水侵入，造成岬湾相间的海岸线；平原海岸，由于陆地下降敌不过河流输出大量泥沙的填充，使海岸线仍然向海伸展。

中国岛屿，按其成因可归为三类：

一类是与大陆或大陆架的地质构造直接有关系的基岩岛，除台湾岛和海南岛以外，还有若干面积较小的群岛，如渤海海峡中的庙岛群岛，由30多座岛屿组成；浙江东南海岸外的舟山群岛，由1339座岛屿组成；珠江口外的大万山群岛（见珠江口外群岛），由150多座岛屿组成；台湾海峡的澎湖列岛由64座岛屿组成；以及台湾岛东北海岸外的钓鱼岛列岛，由钓鱼岛、黄尾屿、赤尾屿和南小岛、北小岛等组成。

另一类是河流河口的冲积岛，亦称沙岛，如长江口的崇明岛、长兴岛和横沙岛等，珠江口的一些沙岛，台湾岛西海岸外的几列沙岛。

第三类珊瑚礁岛，分布于南海中。分为岛、沙、礁、滩4种，其含义是，成陆已久，海拔较高的，称之为岛；成陆不久，海拔较低，一般高潮不被淹没的，称之为沙；高潮淹没，低潮出露的，称之为礁；低潮不露出海面的，称之为暗沙；水深较大，距海面20～30 m的，称之为暗滩（见中国的岛屿）。

第三节 青藏高原地貌景观综合分析

一、主要政区

青藏高原面积240万km2，海拔在3500m以上，平均海拔4000m左右，主要包括青海省和西藏自治区。北部部分昆仑山脉属新疆维吾尔自治区，东部川西高原属四川省，东南部横断山区主要属云南省，西部和南部部分山区分属阿富汗、克什米尔、印度、尼泊尔、锡金、不丹等国家和地区。

1、西藏自治区

西藏自治区简称藏。位于中国西南边陲，青藏高原西南部，与缅甸、印度、不丹、锡金、尼泊尔等国为邻，国境线长达3500km。全区面积122.84 km2，约占全国面积的1/8。人口236万（1952年115万人），是中国人口密度最小的省区。有藏、汉、门巴、纳西、珞巴、回等民族，藏族占90％以上。

自治区首府拉萨。

西藏高原是青藏高原的主体部分，平均海拔4000m以上，境内海拔7000m以上的高峰有50多座。其中8000m以上的有11座，素有世界屋脊之称。高原南部喜马拉雅山脉高峻雄伟，中尼边境的珠穆朗玛峰海拔8848.13m，是世界最高峰。西藏山脉连绵，雪峰重叠，是旅游、登山、探险者赏心悦目的好地方。西藏地理风光绮丽，独具一格。不仅有雪山、草地、湖泊、原始森林，而且日照充足，花卉鲜艳，每年都吸引了大批中外游人前往。但西藏高寒，长冬无夏，空气稀薄缺氧，这又给一般旅行者进藏增加了一些难度。

西藏境内的河流主要有雅鲁藏布江、怒江、澜沧江和金沙江等。其中雅鲁藏布江在西藏境内长达1700多km，是西藏最大的河流。西藏境内有1500多个湖泊，总面积为 24183km2（号称湖泊之乡的湖北省，全省湖泊为1066个），约占全中国湖泊面积的 1／3。主要有纳木错、班公湖、羊卓雍湖等。藏北高原是我国湖泊分布最多的地区之一，有“湖泊之乡”的美称。由于地理条件不同，藏南谷地与藏北高原气候差异很大。藏南谷地温和多雨，藏北高原为大陆性气候，昼夜温差较大，降雨量少。

西藏交通已形成以拉萨为中心，包括川藏、青藏、新藏、滇藏等干线的公路网。拉萨分别与成都、重庆、西安、西宁、北京以及加德满都等地之间开辟了民航线。西藏旅游资源丰富。拉萨、日喀则、江孜已列为国家级历史文化名城。全区有17个全国重点文物保护单位，还有1个国家级重点风景名胜区和2个国家级自然保护区。西藏的寺庙有2700多座，其中拉萨的布达拉宫、罗布林卡、大昭寺等驰誉世界。日喀则是西藏第二大城市，那里有一座扎什伦布寺，也是游人必到之处。此外还有藏王墓、圣山圣湖等旅游胜地。西藏旅游业虽起步较晚，但后劲足，潜力大。

西藏人民很重视礼仪，在日常生活中，行为和语言都讲究礼貌。他们在会见外宾和客人时，用哈达来作为他们的见面礼。西藏人民热情好客，能歌善舞。只要您踏上这块神秘的地方，品一口清香的青稞酒，喝一杯可口的酥油茶，尝一次香味扑鼻的手抓肉，夜宿一次帐篷，徒步一次神秘的无人区，将是人生中最美好的回忆。

2、青海省

雄踞世界屋脊的青海省是个神秘而诱人的地方，她仿佛是一块未经雕琢的玉石，粗拙中透出珠光宝气，平静中显出神奇风采。青海省位于青藏高原东北部，东西长约1200km，南北宽800km，总面积 73.6km2。境内山脉高耸，地形多样，河流纵横，湖泊棋布。巍巍昆仑山横贯中部，唐古拉山峙立于南，祁连山矗立于北，茫茫草原起伏绵延，柴达木盆地浩瀚无限。

长江、黄河之源头在青海，中国最大的内陆高原咸水湖青海湖也在青海，因此而得名青海。

西宁市是青海省的省会，与甘肃、四川、西藏、新疆接壤。总面积为72 km2，省内行政区划为３个市，６个自治州，１个地区公署，４７个县，有藏、回、蒙古，撒拉等４３个少数民族，人口５０２万。

青海地处青藏高原东北部，西高东低，西北高中间低，地形复杂多样，形成了独具特色 的高原大陆性气候，日照时间长，空气稀薄，大部分地区海拔在3000～5000m之间。这里资源十分丰富，许多矿藏储量在全国居于首位。已发现矿产120余种，探明储量的有110种，钾、钠、镁、锂、溴、芒硝、石棉、化工灰岩和硅储量居全国第一位，其中许多矿产 是属于国内外急需的资源。闻名遐迩的柴达木盆地，山川藏珍、戈壁埋矿，素有聚宝盆之美誉。其中盐湖有３０多个，已探明总储量７００亿吨，单是察尔汗湖的盐就可以从地球到月亮架起一座６m厚，１２m宽的盐桥。水能资源是青海能源最大优势，蕴藏量达２１６５万千瓦，可开发利用的为１８００万千瓦，年发电量７７０亿度。

青海天然草原辽阔，是我国五大牧区之一，可利用草场面积5亿亩，发展畜牧业物质基础雄厚。全省有经济动物４００多种，野生植物１０００余种，具有贮藏量大、种类多、用途广、高原特色显著的特点。大部分可开发利用，药用价值极高。旅游资源也相当丰富，有“百鸟的王国”的青海湖鸟岛，“高原的西双版纳”孟达自然保护区，藏传佛教著名寺院湟中塔尔寺，伊斯兰教西北四大清真寺之一的东关大寺，阿尼玛卿大雪山等，是登山、旅游的好去处。

海藏咽喉的日月山和全国 最大的人工水库龙羊峡、都兰国际狩猎场、坎布拉森林公园等旅游景点将成为新的经济增长点。青海省先后设立了以资源开发和综合利用为重点的格尔木经济开发区，以发展高新技术产业，为重点的西宁桥头经济开发区和民和民族经济改革试验区，并制定了一系列优惠政策，西宁经济开发区正在筹建中。粮食作物主要有小麦、青稞、蚕豆、豌豆等，经济作物以油菜籽为主，畜产品主要有牛羊肉、羊毛、羊绒、牛毛绒、驼毛绒、牛奶等，工业主要产品有电力、原油、原盐、原煤、钢及钢材、铝锭、电解镁、纯硅、石棉、钾肥、金属切割机床、水泥、石棉制品、纱、乳制品、布、呢绒、毛线、毛毯、皮革等。青海交通非常便利，航空、铁路、公路四通八达，在西部大开发的战略的实施中将起着越来越重要的作用。

二、主要地貌

1、青藏高原地史

青藏高原有确切证据的地质历史可以追溯到距今4～5亿年前的上古生代奥陶纪，其后青藏地区各部分曾有过不同资料的地壳升降，或为海水淹没，或为陆地。

到2.8亿年前（地质年代为下古生代上二叠世），现在的青藏高原是波涛汹涌的辽阔海洋。这片海域横贯现在欧亚大陆的南部地区，与北非、南欧、西亚和东南亚的海域沟通，称为“特提斯海”、或“古地中海”，当时特提斯海地区的气候温暖，成为海洋动、植物发育繁盛的地域。其南北两侧是已被分裂开的原始古陆（也称泛大陆），南边称冈瓦纳大陆，包括现在的南美洲、非洲、澳大利亚、南极洲和南次亚大陆；北边的大陆称为欧亚大陆（也称劳亚大陆），包括现在的欧洲、亚洲和北美洲。

2.4亿年前，由于板块运动（海西运动），分离出来的印度板块以较快的速度向北移动、挤压，其北部发生了强烈的褶皱断裂和抬升，促使昆仑山和可可西里地区隆生为陆地，随着印度板块继续向北插入古洋壳下，并推动着洋壳不断发生断裂。

约在2.1亿年前，特提斯海北部再次进入构造活跃期，北羌塘地区、喀喇昆仑山、唐古拉山、横断山脉脱离了海浸；到了距今8000万前，印度板块继续向北漂移，又一次引起了强烈的构造运动（喜马拉雅运动）。喜马拉雅山、冈底斯山、念青唐古拉山地区急剧上升，

藏北地区和部分藏南地区也脱离海洋成为陆地。整个地势宽展舒缓，河流纵横，湖泊密布，其间有广阔的平原，气候湿润，丛林茂盛。高原的地貌格局基本形成。地质学上把这段高原崛起的构造运动称为喜马拉雅运动。青藏高原的抬升过程不是匀速的运动，不是一次性的猛增，而是经历了几个不同的上升阶段。每次抬升都使高原地貌得以演进。

距今一万年前，高原抬升速度更快，以平均每年7厘米速度上升，使之成为当今地球上的“世界屋脊”。（图1、2）

图1 青藏高原地质构造示意图

图2 青藏高原剖面示意图

2、青藏高原的基本自然特征

（1）、是世界上海拔最高和最年轻的大高原

青藏高原平均海拔4000m以上，而且有许多超过雪线、海拔6000～7000m的山峰，它以高出周围地区5000m的巨大高度突兀于大气对流层中部，而成为我国西高东低的地势中最高的一级台阶，是亚洲许多大河的发源地。

新生代第四纪以来，新构造运动强烈，高原南部及东南部是频繁活动的地震区，又是强烈的地热带，抬升运动一直延续至今。在高原边缘普遍存在着地势抬升、河流深切地形，河流纵剖面有几个显著的裂点和谷中谷的形态。另外高原内部寒旱化趋势增强、湖泊消退、水系变迁、内部夷平、外部陡切以及土壤剖面分化简单、矿物分化程度等都显示出高原自然过程的年轻性。

（2）、亚洲大气环流系统的交汇场

青藏高原的动力和热力作用迫使大气环流分支绕行或爬坡，并随季节不同而变动。各种环流路经高原时被“加工、改造”，而变形民消失或增加。

“青藏高压”是一个强盛的大陆性环流系统，它不仅控制着高原面上的气候与生物过程，也在高原周围辐散形成下沉气流而强烈影响附近地区的气候。

由于巨大的海拔阻挡，西风气流在青藏高原西端分支，其北支造成新疆、甘肃、内蒙古一带出现高压，使得亚洲荒漠北移并具有温带性质。冬季，高原阻止西伯利亚与极地冷气流向南扩散，从而加强和维持了亚洲温带荒漠，使草原地带向东南扩展，中国东部森林被压缩，热带森林界限被迫南移。印度洋上空的西南季风在向北移动时，遇到高原的屏障作用而向东偏移，给高原以东的中国东南部低纬度地区带来丰富的夏季降水，润泽了东亚亚热带与热带森林。

高原的存在增强和维持了太平洋的夏季风，给中国东部森林地区造成大量降雨，并可长驱北上到达中国东北，使中国东北和远东的温带针阔混交林茂盛发育。同时，青藏高压还对造成南亚热带降水的东风急流、太平洋热带气旋（台风）、印度洋热带气旋（孟加拉风暴）等有着重要影响。

（3）、太阳辐射强、气温低、日较差大

稀薄、大气干洁的青藏高原上，太阳总辐射高达540～800KJ/cm2 .a。比同纬度低海拔地区高50～100％不等。但高海拔所导致的相对低温和寒冷也非常突出。高原面上最冷月平均气温；低达-10～15℃，与我国温带地区大体相当。暖季，我国东部夏季风盛行，最热月平均气温大多在20～30℃之间，且南北差异不大，唯独青藏高原成为全国最凉的地区，7月平均气温竟与南岭以南的1月平均气温相当，比同纬度低地降低15～20℃。与同纬度低地相比，高原上气温日较差大一倍左右，具有一般山地与高山的特色。因受强烈大陆性气候的影响，气温年较差也不小，或与我国同纬度低地接近，表明它与热带高山有着根本不同的温度特点。

因此，尽管气温较低、气候寒冷，但由于形成低温的原因不同，加上太阳辐射强和显著的热力作用，高原上的温度条件对自然地理过程及植物生长发育而言，和高纬度低海拔区的相同气温数值有着不同的意义。

（4）、冰雪与寒冻风化作用普遍

由于青藏高原巨大的海拔高度，使得温度低成为高原气候的主要特点，这有利于冰川、冻土的发育和产生独特的冰缘与寒冻风化作用。

青藏高原是世界上中低纬度地区最大的冰川作用中心，现代冰川发育。

青藏高原冰川面积 49162km2，冰储量每平方公里4105km3，占中国冰川总面积83.8％。 青藏高原第四纪古冰川地貌遗迹广布于极高山区周围，部分地区成为构成自然景观的重要要素。高原上冻土广泛发育，多年冻土连续分布于高原中北部，厚达80～120m，成为中

低纬度地区最大的冻土岛。据研究，这里的冻土是晚更新世末次冰期寒冷气候的产物，从冰川冻土的角度看，在某种意义上可以认为青藏高原的腹地至今仍未脱离冰期。强烈的太阳直接辐射使高原上地表和近地面空气白昼强烈增温，而夜间迅速冷却，一年内有较长时间出现正负温度的交替变化。因而，冰缘冻融作用及寒冻风化作用普遍，在高原土壤和微地形的形成过程中有重要的意义。

（5）、与高原环境相适应的动植物

青藏高原的隆起一方面保留了一些古老的生物种类，同时也产生了许多新的种属，它是构成生物资源的宝库之一。无论是动物中的兽、鸟、爬行类、两栖类、鱼和昆虫，还是植物中的维管植物、苔藓，或是真菌、地衣和水生生物等都有许多新发现和新记录。青藏高原上动植物区系分属于不同的系统，动物方面高原内部属古北界区系，东南部属于东洋界区系；植物方面相应地分属于泛北极区的青藏高原植物亚区和中国——喜马拉雅森林植物亚区，即历史古老的喜暖湿种类占据东南部，而较年轻的耐寒旱种类则分布于高原内部。

喜马拉雅山是南北植物分布上的明显屏障，而横断山脉的纵向谷地则便于南北交流，且垂直分带明显，类型繁多，是世界高山植物区系极丰富的区域，又是第四纪冰期中动植物的天然避难所，保存了许多第三纪以前的了遗种类，成为现代不少种类的分布中心，如植物中的杜鹃属、动物中的噪鹃等。

因强烈隆起，高原内部寒旱化增强，形成高原特有的动植物成分，如植物中的垫状驼绒藜、紫花针茅、小嵩草等；动物中的藏羚是高原上唯一的特化属，牦牛则是第四纪冰期中冰缘环境下发展起来的种类。从构成自然景观外貌的植被来说，高原上广泛分布着高寒灌丛草甸、高寒草原、高寒荒漠以及高寒座垫植被等类型。动物则为高地森林草原--草甸草原--寒漠动物类群，它们都显示出高原的独特性。对高原生物区系的组成、分布及其形成演化所进行的系统研究表明，高原脊椎动物特有属少，整个区系虽不古老，但存在众多特有种，第四纪冰期并未使所有生物种类绝灭；高原的抬升导致新的植物区系的形成，一些区域成为植物科属的分化和分布中心。由于高原上存在着古老的人类文明，因而也具有高原特有的农业与林业作物、牧草和家畜的种属。

（6）、垂直变化普遍并与水平地带紧密结合

青藏高原不仅边缘高山环绕、高差悬殊，而且高原内部也广布许多山脉，起伏不小。因此垂直自然带普遍发育，可以归纳为季风性系统与大陆性系统两类性质不同的带谱。另一方面，范围巨大的青藏高原受大地势结构和大气环流特点的制约，形成、自东南向西北由暖湿至寒旱的水平分异梯度，表现为森林--草甸--草原--荒漠的地带性变化。这种区域差异又和垂直带变化紧密结合，显示出高原的独特性。根据自然景观不同和大地貌的差异，青藏地区可以划分为若干个分异明显、各具特色的自然地理区。在高原内部，以高寒草甸、草原和荒漠为主体的高原垂直带呈现水平地带的变化，它具有强烈的大陆性高原的特色，在本质上异于低海拔相应的自然地带。可以认为青藏高原上的自然地带是亚欧大陆东部相应水平地带在巨大高程上的变体，地势和海拔引起的水热条件的不同是变异的主导因素。

（7）、人口密度小，人为因素对自然环境的影响较弱

受自然条件的制约，青藏高原上人口稀少，平均每平方公里不及4人。在高原自然环境发展演变的历史过程中，人为因素的作用和影响不仅不能与我国东部季风区相比，而且也远较西北干旱区微弱。有些地方还保留着天然的原始状况，特别是在高原内部腹地，往往人迹罕至，因而自然地域分异规律等可以从天然植被类型特征得到清楚的反映。青藏高原是我国开发程度较低的地区，自然资源的利用仍处于初期阶段，土地利用方面以畜牧业为主，农林次之。

3、气候特征

（1）、大气干洁、太阳辐射强

青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000～8000MJ/m2。较同纬度东部地区大2000～3000MJ／m2。年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ/m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达 7000～8000MJ/m2，为高值区。

太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。青藏高原直接辐射年总量在 3000～6000MJ/ m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000～3000MJ/m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700～2900MJ／m2。散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。

众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0.5～1.0％用于光合作用。紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。

尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。另外，通过计算表明，波长较短的波段，海拔越高时，其红外波段的能量越低。高原的紫外和可见波段的相对通量高于东部平原和西部干旱地区，尤以紫外波段更甚，而红外波段的相对通量低于东部平原和西部干旱地区。就各波段的绝对量而言，高原比东部平原要高得多，以紫外、可见、红外三个波段的能量为例，西藏高原分别是中国杭州的2.9、l.6和1.1倍。

从太阳辐射资源来看，红外、可见光和紫外各波段太阳辐射4至9月的总量约占全年辐射总量的67％。也就是说太阳辐射资源主要集中在春末至秋初，与作物生长发育的季节同步，这对作物产量和质量都有很大影响。值得注意的是，紫外到辐射虽然在太阳辐射的总通量中所占比例不大，但在藏北、阿里地区观测到紫外辐射及其与总辐射的比值，与其它地区相比，都是较大的，那曲（海拔4500 m）观测到晴天正午紫外辐射瞬时值达70W／m2，神仙湾（海拔5300 m）为99W／m2，表明晴天时高原地区大气对紫外辐射的消光能力很弱。从总的趋势来看，随着海拔高度的上升，各波段辐射强度均有所增大，但各波段辐射强度占总辐射强度的百分比的变化则不一样，紫外波段将上升，可见光波段略下降，而红外波段将下降较多。

（2）、气温低、日较差大、年变化小

青藏高原年平均气温低，构成了青藏高原气候主要特征。

位于藏北高原和青南高原的可可西里年平均气温在-4℃以下一等温线与等高线相重叠，自成一闭合的低温中心，为青藏高原温度最低的地区，也是北半球同纬度气温最低的地区，青藏高原有一半地区年平均气温低于0℃，其它地区如雅鲁藏布江、河汉谷地和柴达木盆地相对比较温暖，年平均气温在3～5℃。

青藏高原气温日较差比同纬度东部地区大，日较差大表明这里具有大陆性气候的特征。

阿里地区、藏北高原、柴达木盆地等地的日较差约17℃左右，即使日较差较小地区如班戈湖、申扎、三江河谷、青海东部等地区其日较差也多为14℃左右。高原地区日较差的大小与地形、植被、于湿程度等有关，如柴达木盆地干燥，多晴少雨，白天日晒增温急剧，夜间地面辐射强，降温快，其日较差就比较大。而在多阴雨的藏东南地区，白天增温不高，夜间云层低，地面辐射相对较弱，降温少，所以昼夜温差较小。

青藏高原气温变化小，由于受多种因素的影响，使得各地年较差也不一样，一般来说，年较差是北部大南部小，西部大东部小青藏高原年较差比同纬度东部地区要小4～6℃以上。形成高原年较差小的原因是，夏季温度比较低，而冬季的温度不太低，尤其是在西藏南部地区，冬季干燥，太阳辐射强，局部地区增温比较明显，所以，冬季相对而言不太冷，导致气温年变化较小。

（3）、降水少、地域差异大

青藏高原年降水量自藏东南4000mm以上向柴达木盆地西北部的冷湖逐渐减少，冷湖的降水量仅有17.6mm，最多降水量约是最少降水量的200倍。以雅鲁藏布江河谷的巴昔卡为例，降水量极为丰沛，平均年降水达4500mm，是我国最多降水中心之一。

由于高耸的喜马拉雅山东西走向，以及缅甸西部的那加山南北走向，构成朝西南开口的马蹄形的地形，每当夏季从孟加拉湾吹来的温暖偏南气流冲入马蹄形的地形后，迫使气流转变成气旋性弯曲，这可以从马蹄形内台站地面风向频率看出，东北风和西南风频率几乎相等，形成季风辐合区，而巴昔卡正好地处西南气流转为东北气流的位置上，易造成丰沛的降水。

溯雅鲁藏布江北上，深入高原腹地，降水急剧减少，而且沿雅鲁藏布江地区的降水可达400mm，比流域两侧山麓一带降水多，雅鲁藏布江河谷地是西藏主要农区。在喜马拉雅山北麓与雅鲁藏布江之间，有一狭长的少雨区，年降水量少于300mm。由于喜马拉雅山的屏障作用，阻挡南来的暖湿气流北上，气流翻过高大山体，下沉增温，相对湿度变小，不易形成降水，为“雨影区”，是西藏较为干旱的地区。

东念青唐古拉山以北地区，降水较多，为400～600 mm。藏北地区受切变线、低涡天气系统影响，加上有利的地形条件，成为藏北多雨中心，气候比较湿润。雅鲁藏布江下游与怒江下游以西地区，是青藏高原年平降水量较多的地区，一般都在600～800 mm以上。黄河流域的松潘地区，年平均降水量在700mm。祁连山脉的东南部也是一个年降水量较多的地区，平均500mm左右。其它大部分地区约在200～500mm，高原东部的三江流域横断山地区降水偏少，在400mm以下，其中尤以怒江河谷降水更少，是著名的于热河谷，出现具有亚热带干暖河谷特征的灌丛。被河流切割的地区，象吉隆、聂拉木、亚东等地，受印度洋暖湿气流的影响，年降水量也可高达1000mm以上，随着高原抬升降水迅速减少。

（4）、高原气候带的特征

根据温度和水分指标，结合植被，考虑大地形的影响，通过综合分析，将青藏高原地区划分为高原亚寒带、高原温带、藏东南海拔较低处的亚热带山地和热带北缘山地，并依据水分状况又将高原气候带进一步划分为湿润、半湿润、干旱、半干旱等13个气候类型区。这里仅对高原气候带和藏东南山地亚热带、热带北缘气候的基本特征分述如下：

①、高原亚寒带

大体在冈底斯山、念青唐古拉山以北、通天河河源以东，地域辽阔，包括西藏那曲至青海阿尼玛卿山、青海东南隅，平均海拔4500～4800m，＞10℃期间天数少于50天，年降水量100～300mm，是青藏高原主要牧区之一。

由于高寒，种植农作物不能正常生长成熟。本区东部水分条件较好，在海拔较低处利用有利的局地环境和零星河谷地可种植青棵、马铃薯。但是本区西部多大风和风沙，是青藏高

原多大风区，给牧业生产带来危害。

应该指出的是，在高原亚寒带中，有一部分地区，如北羌塘、阿里北部和通天河河源以西平均海拔高度4800～5100m的地区，全年均不出现气温稳定通过＞10℃的日数，气温日较差十分明显，为15～19℃，甚至可达23℃以上。年降水量约100 mm，以固态形式降雪、霰、冰雹为主。这一地区具有高原寒带于旱气候特征，冬春多大风，酷寒，气候十分恶劣，无农作物，植被稀疏，贫瘠，目前几乎无开发利用价值。

②、高原温带

西藏境内的冈底斯山、念青唐古拉山、巴颜喀喇山东段一线，为高原温带与高原亚寒带的气候分界线，是青藏高原的一条重要的气候界线。

这条界线南北的气候具有明显的差异，从生产实践来看，此线以北，为广阔的高寒地区，以牧业为主，粮食作物如青棵、小麦等基本不能成熟，但此线以南粮食作物基本上能成熟。另外，这条界线大体上也是有无天然森林以及森林与草原的分界线。

高原温带主要包括青藏高原的东部边缘，金沙江、澜沧江、怒江流域高山峡谷区，中喜马拉雅山以北雅鲁藏布江、拉萨河、尼洋河、年楚河流域有较宽阔的河谷，还有青海涅水、黄河流域。这一带地形复杂，高差悬殊，平均海拔高度2700～3700m，＞10℃的天数50～150不等，年降水量400～600 mm。西部要比东部干旱，是青藏高原最重要的农业区，主要作物有小麦、青棵、豌豆、油菜等，藏南谷地、柴达木盆地周边地区种植小麦能获得高产，局地小气候比较温暖可种植喜温作物，灌溉有明显增产效果。主要气象灾害是春旱和低温冻害。

③、藏东南山地亚热带、热带北缘的气候

青藏高原东南隅海拔很低，气候异常温暖湿润，具有热带北缘、亚热带气候的特征，不同于高原气候。藏东南为喜马拉雅山南翼外缘低山地区，谷地多在1000 m直至百余米为热带北缘山地。夏季受西南气流影响，降水丰沛，冬季寒冷气流受高大山体阻挡，气温远较同纬度地区高，全年日平均气温几乎均＞10℃。这里气候异常温暖湿润，低处为热带常绿雨林、季雨林，可种植热带水果和经济作物，农作物一年三熟。

这一地区气温等值线和降水等值线多沿雅鲁藏布江大峡弯谷地及其支流呈树枝状分布。背崩以南海拔500m以下的雅鲁藏布江谷地内、气候湿热，年均温在20℃以上，年降水量可达2500～3000mm，具有热带、亚热带气候特征。有利的地形和环流形势，使区内的气温远远超出同纬度的气温，因而使该地区成为我国热带的最北地区。这里冬季十分温暖，比同纬度东部地区气温高3～5℃，干季降水虽少，但云雾绕绕，湿度大，有利于热带、亚热带作物为生长。

本区气温年较差小日较差大，且春温低于秋温，表明该地区气候的海洋性程度十分明显。本区降水丰沛，降水随海拔升高而呈线性递增，最大降水高度约在海拔3500m处，南部降水量在2500 mm以上，湿舌沿雅鲁藏布江向北伸入高原，构成一个狭长的多雨带。由于降水日数多，平均降水强度大，暴雨时有发生，易酿成山地灾害。尽管本区气候资源丰富，但沿雅鲁藏布江大峡弯及其支流的谷地可耕地甚少，限制了热带、亚热带作物的种植和发展。

4、水文与冰川特征

高大而浑厚的喜马拉雅山脉亘卧于青藏高原南缘，阻隔了南来的强大而潮湿的印度洋水汽，对高原面上的降水产生巨大的影响。

在高原的东南隅，海拔较低，印度洋水汽顺雅鲁藏布江等河谷北上，并向西推进。因此，降水也由高原东南部向西北部递减，在喜马拉雅山脉、藏东南地区和许多高大山脉地区发育着众多的现代冰川。

青藏高原现代冰川都发育在高原上巨大的各山系中，冰川总面积为49162km2，占全国

冰川总面积58651 km2的83.8％，相当于亚洲山地冰川面积的40％。

青藏高原冰川在地区上分布不均匀，主要分布在高原南半部和东部地区。昆仑山山脉冰川面积为最广，约12482 km2，其次是喜马拉雅山脉，其面积为11055 km2，分别占全区冰川总面积的27％和24％，以上两个山系的冰川面积约占青藏高原冰川总面积的。

冰川总储量为38563亿m3，约占全国冰川储量51322亿m3的75％，昆仑山和喜马拉雅的冰川储量分别占青藏高原冰川总储量的33.8％和25.8％。

主要的现代冰川有： 昆仑山现代冰川 、 喜马拉雅现代冰川 、念青唐古拉山现代冰川 、 喀拉昆仑山现代冰川 、羌唐高原现代冰川 、唐古山现代冰川 、冈底斯山现代冰川 、祁连山现代冰川 、横断山现代冰川。