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地貌学课堂教案地貌学课堂教案 第一章 绪论第一章 绪论 第一节 地貌学的研究内容 第一节 地貌学的研究内容 一， 地貌及地貌学 1，概述 固体地球表面是起伏不平的，因此他可被分成多个规模不等，起伏各异，高低有别的 形态单元。 就地球上最大规模的形态单元而言， 是大陆与海洋的分异。 在大陆上叠加着山地， 平原，丘陵，高原等次一级的形态单元；而在海洋中又有大洋盆地，大洋中脊，海沟和岛弧 等，在大陆的山地中，地表起伏又可被分为冲沟，河谷等小级别的形态单元。地球表面上这 些各种各样的形态单元就构成了千差万别的地貌。 地貌学是研究地球表面起伏形态及其发生，发展，分布，动态规律的科学。 2，地貌与地形的差异 不同地貌有着不同的成因，如大陆和海洋，它们与整个地球内部物质构成和运动有关， 确切的讲， 与地壳组成和岩石圈运动相关联； 而冲沟和河谷的形成和发展又与气候控制的流 水相联系。因此要研究地貌的成因，演化与分布，仅分析地球表面的起伏，高低是不够的， 还应注意固体地球较深部位的构成和运动规律， 固体地球表面以上的大气圈的运动和气候带 展布规律。所以说，地貌不仅是地球表面起伏的形态，而且还包括构成这些起伏的地壳和岩 石圈物质以及作用于其上的大气和生物过程。 仅研究地球表面起伏的是地形学， 这就是地貌 与地形的差异所在。较科学地说，地貌学是研究地貌及其成因，发展和结构的科学。 二， 地貌学的研究内容 1，地貌的形态特征及物质组成 2，地貌的形成 不同地貌有着不同的成因，但概括地讲，地貌是由两种原因造成的。一是地球的内力 作用，二是外力作用。所谓内力作用是指由地球内部的热能，化学能，重力能及地球旋转能 引起的作用，它主要包括地壳运动，岩浆作用，变质作用，火山和地震等。外力作用是指地 壳表面以太阳能，重力能，日月引力能为能源，通过大气，水，生物等形成一系列地表作用 过程。外力作用按外力性质主要分为如下几类流水作用，地下水作用，波浪作用，冰川作 用，风沙作用。这些外力作用在地貌形成上主要表现为风化，侵蚀，搬运和堆积作用。外力 作用造成风化，侵蚀，搬运和堆积四个方面相互联系，不可分割。 地貌是内外营力共同作用的结果，内力作用造就地表的起伏，外力作用使地表原有的 起伏不断降低变缓， 因此地貌形成过程中的内外营力是一对矛盾。 地貌的形成不仅取决于内 外营力作用类型的差异，而且还取决于内外营力过程的对比。 3，地貌的发展 地球表面所有的地貌都不是一成不变的，它们总是处于发展变化之中。因此地貌 学不仅研究的地貌特征，还研究过去的地貌和推测未来的地貌发展趋势。 ① 古地貌形成于地质历史时期，并与现代的构造和气候条件不相符合的地貌。 ② 历史地貌形成于历史时期的地貌 ③ 地貌演化的基本特征 继承性 趋向性 不可逆性 变异性 阶段性 各种类型和成因的地貌在地球上的分布不是杂乱无章的， 它们具有其内在的规律性， 就 内力为主形成的地貌来说，地貌的分布与一定的大地构造格局，构造活动相联系。以青藏高 原大地构造格局来说， 自南而北以次分布有喜马拉雅山脉－印度河雅鲁藏布河谷地－冈底斯 山脉－藏北高原－唐古拉山脉－羌塘高原－昆仑山脉－柴达木盆地－祁连山脉。 它们的形成 与青藏高原自南向北的大地构造格局有关， 各山脉都位于不同时期板块碰撞带上， 构造相对 活动，而主要的高原为具有较老结晶基地的地块，构造相对稳定并具有整体性。 各种外力作用深受气候和自然条件的影响， 气候和自然环境的水平地带性和垂直地带性 决定了以外力为主形成的地貌也具有水平和垂直地带性分布规律。例如，在热带湿润地区， 外力作用主要为流水作用和喀斯特作用，地貌主要为流水地貌，喀斯特地貌和坡地地貌。而 在雪线以上的高山和高纬度地区，气候寒冷，终年积雪，形成的地貌主要是冰川地貌。在寒 带和雪线与林线之间的亚高山地区，虽不能终年形成冰川，但气温的年较差和日较差较大， 地表经常处于冻融状态， 形成的地貌主要是冰缘地貌和各种冻土现象。 在副热带高压控制地 区，降水稀少，气候干旱，地表裸露，风沙作用盛行，形成的地貌主要是荒漠地貌。 综上所述， 地貌学的研究内容主要是地球表面的各种形态特征， 形成地貌的内外营力作 用，地貌的形成机制，演化规律，内部结构和空间分布特点。 第二节 地貌的构成和形态测量第二节 地貌的构成和形态测量 一， 地貌的构成 1， 要素 地区表面任何一种地貌都是由多次重复，彼此互相交替的各个地貌形态所 组成的，而每个形态又都是由地貌要素构成。地貌要素主要包括两个方面，几何形态要素和 组成物质要素。 ① 几何形态要素 地貌的几何要素主要分为三种地貌面，地貌线，地貌点 地貌面 根据其产状可以区分为平面（倾角小于 2 度）和斜坡（倾角大于 2 度） 地貌线 两地貌相交形成的一条线，有时称为棱。地貌线可以是直线也可以是曲线。 地貌点 三个或三个以上的地貌面相交形成的点 ② 组成物质要素 地貌的组成物质要素主要分为两种基岩物质，沉积物质。 地貌的形成演化信息隐藏在构成地貌的要素中间， 分析地貌的要素特征是研究地 貌形成演化的基础。 2， 地貌的基本形态与组和形态 ① 基本形态 由一个或几个地貌几何形态要素组成的形态比较规则的几何体称为地 貌基本形态。 一个地貌基本形态是由一个单一的地貌过程形成的。 例如， 一个洪积扇由扇顶， 扇缘和扇面组成，其形成于沟口出山口的堆积。 ② 组和形态 在成因上相互联系的多个地貌基本形态有规律的组合在一起构成的地 貌形态称为地貌的组合形态。例如，一个河谷形态，他由河床，河漫滩，谷坡及阶地四个地 貌基本形态有规律的排列在河流两侧构成。 这四个地貌基本形态在成因上相互联系。 现代河 床和河漫滩由现代河流作用形成， 而阶地是由古代河流作用形成， 而谷坡是因河流下切造成 的坡地过程形成。 地貌组和形态有大有小，根据其规模的大小可将地貌组合形态分为如下几类 星体地貌 例如，陆地和海洋（占据面积在几十万和几百万km2以上） 巨地貌 例如，山系（占据面积在几万和几十万km2以上） 大地貌 例如，山脉（占据面积在几百和几千km2以上） 中地貌 例如，河谷盆地（占据面积在几十km2） 小地貌 例如，单个洪积扇 微地貌 例如，沙波纹 二， 地貌形态的描述和测量 地貌学是研究地貌的科学， 地貌形态特征的研究是地貌学研究的主要内容之一， 也是研 究地貌形成，发展的基础。因此地貌形态特征的研究具有极为重要的意义。那么地貌形态特 征如何测量，又是用何指标反映它们的呢下面介绍几种基本的地貌形态的描述和测量方 法。 1， 面积 2， 高度和深度 高度和深度指标是描述地貌形态最重要的指标之一。根据地 貌的高度和深度，陆地地貌可分为低地貌（0－20m）和高地貌（200m）；海洋地貌可分 为浅海地貌（0－200m），次深海地貌（200－3000m），深海地貌（3000－6000m），超 深海地貌（6000m）。 3， 垂直切割深度 指一个地貌单元内最高点与最低点之间的高差。根据地貌 的垂直切割深度，可将地貌分为平原（200m） 4， 地面坡度 坡度对研究现代地貌过程和了解地貌发育有很强的重要作用。 根据坡度可以对地貌进行分类。苏联学者根据地面的平均坡度将地貌形态分为 平坦平原 （24o。 5， 水平切割密度 单位面积上侵蚀网的长度。根据地面的水平切割密度也可 将地貌进行分类。前苏联学者根据水分线距侵蚀谷地线的远近，将地貌分成如下几类弱切 割地貌（1000m），中等切割地貌（500－1000m），显著切割地貌（100－500m），强切 割地貌（50－100m），极强切割地貌（方解石橄榄石辉石角闪 石滑石蛇纹石绿帘石正长石黑云母白云母石英。 2. 水化作用 岩石中的某些矿物与水接触后，其分子可以与水分子结合形成新的含水矿物。如硬 石膏水化后可形成石膏 CaSO42H2O→CaSO42H2O 硬石膏经水化形成石膏后，硬度降低，比重减小，可以造成岩石更容易被物理风化和外 营力侵蚀；另一方面，其体积膨胀 60％，对围岩施加巨大的压力，其本身也可造成物理风 化作用，加速岩石崩解。 再如赤铁矿水化后可形成褐铁矿也是如此。 3. 水解作用 纯水本身虽呈中性，但它离解后可部分形成H和OH离子，从而使水具有酸性反应或碱 性反应能力。 当一些强碱弱酸或弱酸强碱形成的盐类矿物溶于水后， 其离子能和水中的H或 OH离子结合形成新的矿物。如正长石经水解可形成高岭土 K2OAl2O36SiO2nH2O→ Al2O32SiO22H2O4SiO2nH2O2KOH 在上述过程中形成的极易溶化合物KOH随水流失；次生矿物高岭土则残留原地； SiO2nH2O为胶体，在温带气候条件下，它可能会凝聚形成蛋白石残留下来，而在热带亚 热带湿热气候条件下，它在碱性溶液中它不能凝聚，与KOH真溶液一起随水流失。在热带 亚热带湿热气候条件下，高岭土还可以进一步水解，将SiO2析出，形成铝土矿 Al2O32SiO22H2O nH2O → Al2O3nH2O 2SiO22H2O 4. 碳酸化作用 自然界的水很少是纯水，实际上是一种水溶液。大气和土壤中的CO2与水化合可形成 碳酸，并在水溶液中部分电离 CO2H2O←→H2CO3 H2CO3←→H HCO3 － HCO3 －←→H CO 3 2－ 碳酸电离后形成的H离子增加了水得 溶解能力，从而使某些矿物更易溶解，并发生 化学变化形成新的矿物。如正长石经碳酸化后可形成高岭土 K2OAl2O36SiO2 CO2H2O →Al2O32SiO22H2OK2CO34SiO2 在上述过程中，形成的K2CO3是易溶盐，SiO2呈胶体状态，在碱性溶液中不能凝聚， 故和K2CO3一起随水流失，只有高岭土残留原地形成高岭土矿。 5. 氧化作用 在空气中，水中和地下一定的深度中都有大量的游离氧，因此氧化作用是岩石实现 化学风化的一个极重要的形式。 许多变价元素在地下缺氧条件下常形成低价元素矿物， 当其 出露地表以后， 在地表氧化环境中， 这些低价元素矿物极不稳定， 容易被氧化形成新的矿物。 如黄铁矿经氧化后可形成褐铁矿 2FeS27O22 H2O→2FeSO42H2SO4 12 FeSO43O26 H2O→4Fe2（SO4）34 Fe（OH）3 Fe2（SO4）36 H2O→2Fe（OH）33H2SO4 黄铁矿被氧化后形成褐铁矿，不仅使原来的矿物发生了化学变化，它产生的硫 酸为另一种硫酸化作用创造了条件，另一方面褐铁矿密度低，体积大，它还可造成 盐风化这样的物理风化。 以上仅是自然界存在的几类主要的化学风化形式，除它们之外还有硫酸化作用、还原作 用、去碳作用、脱水作用、中和作用等。实际上自然界的化学风化是以上多种作用的综合。 三.生物风化 生物在其生长过程中对岩石所起的物理的和化学的风化作用，称生物风化作用。因为生 物风化是通过物理风化和化学风化完成的， 所以有人将生物物理风化和生物化学风化分别归 类于物理风化和化学风化之中， 所以自然界的风化作用， 实质上只有物理风化和化学风化两 种基本类型。 1. 生物物理风化 主要是指植物在其生长过程中，其根系对岩石施加的劈裂、穿凿和动物的挖掘作用。一 般的植物根系可以深入地下几十厘米到一米左右， 高等植物的根系有时可达十几米。 据研究， 树根对围岩施加的压力可达 10－15kg/cm2。当植物根在岩石裂隙中生长加粗时，其施加的 压力可使裂隙加宽加深， 类似于冰生长对岩石的冰劈作用， 所以有时又称这种生物物理风化 为根劈作用。我们知道大部分啮齿类动物都以洞穴为生，其洞深有时可达距地表数米以下， 动物打洞时的挖掘和穿凿活动也会加速岩石的机械崩解。 2. 生物化学风化 生物在新陈代谢过程中，一方面从土壤和岩石中吸取养分，改变岩石的化学风化环境， 促进元素的迁移；另一方面，它们又分泌出诸如碳酸、硝酸、各类有机酸之类的化合物，这 些化合物溶解和腐蚀岩石， 也可以对岩石造成破坏。 生物的这种通过吸收养分和分泌化合物 对岩石施加的破坏作用称为生物风化作用。 各类高等生物， 特别是植物对岩石的化学风化时 显而易见的，但是各类微生物的作用更是不能忽视。因为它们的个体很小，又能忍耐各种环 境， 在距地表很深的地下和致密的岩石解理面上都可以发现它们的踪迹， 它们对岩石的破坏 和崩解具有更大的意义。 以上简要介绍了风化作用的基本类型，岩石风化的这三种基本类型，实质上是两种基 本类型，是相互紧密联系的，它们同时进行，相互促进。物理风化作用，加大岩石的孔隙度， 增加了岩石的表面积，使岩石获得了较好的渗透性和透气性，这就更越来越水分、气体和微 生物等的侵入，促进化学风化作用的进行。从某种意义上说。物理风化使化学风化的前驱和 必要准备。化学风化在改变岩石化学成分和性质的同时，也在改变其物理性质。一般说来， 物理风化只能使颗粒破碎到一定的粒径，大致 0.02mm 是其破碎粒径的下限。然而化学风化 却能使岩石破碎到更小的粒径，直到胶体溶液和真溶液。从某种意义上说，化学风化使物理 风化的继续和深入。 第二节风化阶段第二节风化阶段 一. 物理风化为主的阶段 严格地说，物理风化与化学风化并不是一个在先，另一个在后，而是同时进行地，即 使在最寒冷、干旱地地区，也仍然有化学风化过程存在；在刚出露的新鲜岩石的表面，由于 和水与空气的接触，必然也会立即有化学风化的加入。但是在在上述两种情况下，所看到的 岩石风化产物主要是粗大的岩石碎屑， 很少有细粒的诸如粘土之类的化学风化产物。 这说明 化学风化在岩石出露地表之初缺乏足够的发育时间； 在高寒或干旱的地区， 极低的气温和稀 少的降水抑制了化学风化的进行，只有在相当长的时间内化学风化才能形成较多的细粒物 质。如果时间长的足够的话，仍有明显的化学风化产物形成，在高山地区我们常见到冰碛之 上发育有厚达几十厘米甚至更厚的土壤， 这说明即使在高寒地区化学风化依然是旺盛的。 岩 石在暴露之初，主要以机械破碎产生粗粒岩屑为主，我们称这一时期为物理风化为主阶段。 如果条件许可，随着风化的进行，它会进入以化学风化为主的阶段。如果在坡度较大的坡地 上，碎屑物质的运移迅速，机械风化的物质不断被搬运而走，新鲜岩石不断出露，风化作用 也会长期停留于物理风化为主的阶段。 二.化学风化为主的阶段 化学风化是一个极为复杂的过程，一般将其分为如下三个阶段。 1.富钙阶段 风化进入以化学风化为主的阶段后，在其早期，岩石中的K、Na等活性较强的碱土金 属阳离子首先被水中的H置换，从矿物中离解出来；岩石中的氯化物和部分硫酸盐多为易 溶矿物，它们也很快溶于水中。溶于水中的活性阳离子和卤化物、硫酸盐随水逐渐地迁出风 化产地。而岩石中诸如CaCO3、MgCO3之类的碳酸盐是难溶盐类，仅部分碳酸化后形成重碳 酸盐，随水流失。在这一阶段中因大量的氯化物、硫酸盐的流失，以碳酸盐为主的碳酸盐相 对富集起来，故称为富钙阶段。 在干旱、半干旱气候条件下，由于降水稀少，蒸发量大于降水量，易溶盐类的淋失极其 缓慢，碳酸盐类不仅没有淋失，还常因水分的蒸发从饱和溶液中大量结晶淀积出来，风化作 用长期停留在富钙阶段。富钙阶段所形成的主要矿物为方解石、菱铁矿、赤铁矿等。风化壳 的SiO2/Al2O34。 2.富硅铝阶段 岩石经过长期的化学风化后， 不但氯化物和硫酸盐类已基本淋失， 碳酸盐类也大量迁移， 甚至部分SiO2在水溶液呈碱性的情况下，也从矿物中解离出来，溶于水形成硅酸真溶液或胶 体溶液。 硅酸胶粒带负电荷，当其与水溶液中的负电荷胶体相遇时，不易凝聚，随水迁出产地； 当其与带正电荷的胶体相遇时，发生凝聚，形成蛋白石，留在原地。在这一阶段，岩石中的 铝硅酸盐还被风化成各种粘土矿物，氯化物、硫酸盐和碳酸盐类矿物的大量淋失，使岩石中 的硅铝物质相对富集起来，故称化学风化的这一阶段为富硅铝阶段。 在温带湿润、半湿润地区，降水较充沛，它大致等于或略高于蒸发量，这种环境可使氯 化物、硫酸盐和碳酸盐类矿物基本淋失，但又不能使氧化硅大量淋走，故化学风化长期停留 在富硅铝阶段。在上述环境中气温较低，形成的粘土矿物一般为蒙脱石和伊利石。风化层的 SiO2/Al2O3一般在 2－4 之间。 3. 富铝阶段 化学风化经过一个相当长的时期以后，在湿热的热带、亚热带地区，不但氯化物、硫 酸盐和碳酸盐类矿物完全淋失，而且铝硅酸盐矿物风化形成的次生高岭土粘土矿物还被水 解，使二氧化硅从水中游离出来，形成氢氧化铝胶体和硅酸的真溶液或胶体。硅酸胶体一部 分流失，另一部分沉淀下来；氢氧化铝很容易凝聚，形成水铝矿。在这种情况下，SiO2的流 失，但岩石风化物中的铝相对富集起来，故这一阶段又称富铝阶段。 应当说明，SiO2的风化需要较高的温度和较多的降水，富铝阶段的岩石风化一般仅出 现在热带、亚热带地区。这一阶段因SiO2的大量流失，风化层的SiO2/Al2O3一般在 2 以下。 第三节影响风化作用的因素第三节影响风化作用的因素 岩石的风化受两方面的因素控制，一是风化的条件，二是岩石本身的特征。 一. 气候因素 降水和温度使控制岩石风化条件的两个主要因素。昼夜温差和寒暑变化幅度大 的地区，有利于物理风化的进行；干旱地区盐类易于结晶也有利于物理风化。温度 较低抑制生物的新陈代谢和化学反应的速度，对化学风化也有重要的意义。在低温 地区，生物的新陈代谢缓慢，分泌的有机化合物较少，化学反应的速度也较低，水 溶液易于饱和，故化学风化作用相对较弱；在高温地区生物新陈代谢迅速，分泌的 有机酸较多，化学反应速度较快，有利于化学风化的进行。降水的多少对化学风化 也有重要的作用，雨水多的地区，水溶液不易达到饱和，流动性较强，有利于元素 的迁移，故化学风化作用较强。相反，雨水稀少的地区对化学风化作用不利。地球 上各气候带的气温和降水特征相互不同，其内岩石风化的特征也不一样。下面简要 介绍各气候带的风化特征。 1. 极低和高山地带 温度低，冬夏气温较差大，地面处于冬冻干融状态，冻融风化盛 行，化学风化缓慢，故长期处于物理风化为主的阶段。 2. 干旱荒漠地带 日照强，降水稀少，蒸发量大于降水量，昼夜温差大，盐类易于结 晶，故以热力和盐风化为主的物理风化旺盛，化学风化较弱，盐类不易淋溶，故也长期处于 物理风化为主的阶段。 3. 半干旱草原地带 日照强，降水量在 250－500mm 之间，降水量小于蒸发量，热 力风化较差，氯化物和硫酸盐类矿物大部分淋失，钙、镁等碳酸盐矿物相对富集，风化作用 长期处于富钙阶段。 4. 半湿润温带草原地带 降水量 500－700mm，降水量与蒸发量相近，风化作用长期 处于富钙与富硅铝之间。 5. 温带湿润地区 降水量 750－1000mm，降水量大于蒸发量，风化作用处于富硅铝 阶段。 6. 湿热地区 降水量大于 1000mm，风化作用处于富铝阶段。 二．地形因素 地形对风化作用的影响是通过地下水位的高低、温度和风化物的搬运等来实现的。 一般来说，在低缓的平原和缓丘地区，地下水位高，水的流动速度慢，盐类在水溶液中 容易饱和，不易淋失，其化学风化过程较慢。低缓的地形使风化物不易被冲刷搬运，故风化 壳一般较厚。而在高差较大的起伏山丘，地下水位较低，流动性也较强，岩石中的O2、CO2 等参与风化的物质较多，水溶液不易达到饱和，盐类易于随水流失，故化学风化较强；但是 因为坡度和地形切割较大，风化形成的残留物质容易被搬运，故风化壳一般较薄。 地面的坡向也是影风化的一个重要地形因素。坡向的不同对地方小气候的差异有重要作 用。在阳坡，受太阳辐射的时间长，昼夜温差大，有利于物理风化的进行；而阴坡，气温的 日较差较小，则不利于物理风化作用。 三．地质因素 影响风化的地质因素主要是岩石的矿物组成、结构和构造。 不同岩石有着不同的矿物组成和岩石结构，各种不同的矿物和结构对风化作用的反映 是不同的。深色矿物易吸热，它比浅色矿物易风化，粗粒岩石比细粒岩石易风化，多矿岩石 比单矿岩石易风化， 因此不同的岩石抗风化能力是不一样的。 如果一个地区的地层是由不同 岩石组成的，抗风化强的岩石就会风化较慢，地表相对凸起，而抗风化弱的岩石就会风化较 快，地表相对下凹，这种因岩石抗风化能力差异造成的地形起伏，称为差别侵蚀地貌。 地质构造对风化作用也有重要的意义。孔隙是各种风化介质侵入岩石内部的通道。地 质构造对风化的影响主要是通过影响孔隙的多少来完成的。一般说来，断裂破碎带的裂隙、 节理、层理十分发育，构造破碎，孔隙度大，这十分有利于风化作用的进行，故在断裂带内 风化壳一般较厚，地质构造的差异也可形成差异侵蚀地貌。 第四节残积物、风化壳与古土壤第四节残积物、风化壳与古土壤 一．残积物、风化壳与古土壤的概念 岩石经风化后，部分物质和元素被迁移后残留在原地的松散堆积物称残积物。由残积物 组成的风化岩石的表层称为风化壳。 风化壳上部具有一定肥力和发生结构的疏松土层称为土壤。土壤在剖面上可简单分为三 层上部植物落叶、根系死亡、腐烂形成的腐殖质层；中部水的淋溶作用形成的淋溶层；和 下部上层物质下移再沉淀形成的淀积层。 残积物、风化壳和土壤，包括着岩风化时的许多气候信息，它们对研究气候地貌和气候 变化有重要意义。 二. 残积物的特征和类型 1. 残积物的特征 残积物是岩石风化形成的，它有如下特征 a. 岩性特征岩性决定于下伏基岩 b. 粒度特征物质大小混质，分选性极差 c. 结构特征分层 2. 残积物的类型 根据岩石的风化程度可分四种类型 a. 碎屑残积层 b. 富钙残积层 c. 富硅铝残积层 d. 富铝残积层 三. 古风化壳与古土壤 地质时期形成的风化壳与土壤，称为古风化壳和古土壤。根据它们产出的位置，可将它 们分为两类埋藏风化壳、古土壤与残余风化壳、古土壤。根据古风化壳和古土壤的形成特 征可以研究地貌的形成和演化。 据调查在现在海拔 4500m 以上的青藏高原上发育有一个红色的古风化壳， 据化学分析其 物质组成和化学特征与华北的中新世红层相似。 这种红色风化壳在现在高寒的气候下是绝不 能形成，华北红层分布的高度一般在 1000m 以下，这说明在中新世青藏高原的高度较低， 4000－5000m 的高原是中新世以后抬升起来的。 在我国的黄土高原上，黄土地层中夹有许多层古土壤，以兰州黄河北的九州台黄土剖面 为例，150 万年形成的 318m 的黄土中夹有 40 余条古土壤，其中距地表约 50m 的一层棕褐 色古土壤与华北森林草原环境下形成的褐色古土壤相似， 根据年代测定， 这层古土壤形成于 140－80ka B. P.，这说明距今 140－80ka 时，兰州时温暖湿润的森林草原景观，环境远较现 代温带半干旱草原为好。再如在现在海拔 4200m 以上的青藏高原上发现一种棕色古土壤， 据分析该古土壤在特征和成分上与亚热带环境下形成的红壤接近， 而许多云贵高原上山地褐 红壤分布的上限是 2000m 左右，在华北黄土高原地区的黄土层中也夹有一条红色古土壤条 带，它形成于距今 56 万年前后，青藏高原上红色古土