硫同位素现代环境地球化学

进入到大气中的硫最终溶解在水滴中,通过降雨、降雪又将这些硫带回到海洋中 (一部分降落在陆地上的硫通过地下水与地表水的活动最终仍流入海洋),陆地植物的直接吸收也能从大气与水体中转移出一部分硫并将它转化成对生物有用的形式。除了大气运动的硫以外,硫也可以硫酸的形式通过岩石圈进行运动而合并到海底沉积岩中;当硫酸盐岩被风化时,将 释放到陆地生物圈中,但这一部分的循环是很慢的,每年增加到整个陆地中获得的量约为陆地总获得量的8%。

1.煤的硫同位素组成与燃烧过程

燃煤实验研究表明,释放出的SO2 气体的硫同位素组成相对富集32 S,而燃煤的余烬(炉渣)中的硫与原煤的δ34 S值比较接近。相对于煤和烟气中的 SO2 ,在燃煤过程中排出的烟尘颗粒物明显富集34S。如煤的δ34S为-6.39‰,颗粒物的δ34S 可达-2.15‰。燃煤过程中硫同位素分馏规律可根据煤的硫同位素组成预测释放产物的硫同位素组成的演化方向。由于SO2 气体和颗粒物在大气环境中的滞留时间、传输距离和所参与的物理、化学和生物作用不同,将以不同的方式和贡献对地球环境质量产生影响。不同物质的硫同位素标记可跟踪它们的运动、识别它们的影响。

中国15省区统配煤矿和一些重要煤矿煤样的研究表明,长江以北地区煤的平均含硫量为0.77‰,煤中总硫的δ34S值平均为+3.86‰;长江以南地区煤的平均含硫量约为1.71‰,δ34S值平均为-3.2‰。这说明,中国北方煤以相对重硫与含硫量低为特征,南方煤的硫相对较轻并具高硫含量 (中国科学院地球化学研究所,1998)。

2.水体硫同位素地球化学

长江与黄河干流可溶性 的浓度及其硫同位素组成如图7-27、图7-28所示。图7-27说明,从上游至下游黄河水 浓度变化范围大,为7.5～108mg/L,平均为81.0mg/L; 的δ34S值的变动范围也相当显著,但均在正值范围内,为+3.57‰～+11.1‰,平均值为+8.44‰;黄河水中 的δ34S值与 浓度间几乎呈线性关系。而长江水 的浓度变化范围较小,为16.7～28.4mg/L,平均为20.5mg/L; 的δ34S值变动于-3.47‰～+5.94‰之间,平均值为+2.25‰;长江水中 的δ34S值与 浓度之间没有明显的相关性。

图7-27 黄河与长江水体硫同位素组成

(据中国科学院地球化学研究所,1998)

地球化学

(据中国科学院地球化学研究所,1998)

与世界一些主要大河的δ34 S值比较,黄河可能属于全球具有最高δ34 S平均值的大河,而长江则属于具有最低的δ34 S 值的大江。由此揭示由西向东流经中国大陆中部南、北两条大河,在 浓度和δ34S这两个指标上,具有明显的地球化学分异:黄河水以富集重硫同位素为特征,具有很高的 浓度;长江水以富集轻硫同位素为特征, 浓度较低。

黄河具有范围较宽且较重的硫和高的 浓度,除应考虑黄河流域近十年来长期处于干旱状态外,更主要的是表明黄河有特殊的成因环境和硫的来源。图7-28 显示了黄河干流水体 的δ34S值、 浓度和含沙量的沿程变化情况。随着环境条件的改变,它们出现不同的变化:大致在龙羊峡以上的黄河上游河段,黄河穿行于海拔3000～4000m的青藏高原东北缘高山草甸、高寒草原地区,沿途两岸多湖泊、沼泽和草滩,地面植被覆盖好,黄河含沙量小。玛曲、循化河段平均 浓度为12.8mg/L,平均δ34S值为3.58‰,为黄河中 浓度最低、δ34S值最小的河段,但仍比长江及世界其他大河的δ34 S值偏高。它可能反映黄河上游地区由于青藏高原隆起,气候逐渐干燥,原来广泛分布的古湖泊经历了蒸发量加大、盐分积累,形成的盐湖蒸发岩成为上游黄河 离子的主要来源。从龙羊峡以下至三门峡,进入黄河中游地区,黄河水的 浓度和δ34S值均发生显著地增高、增重。这种增高、增重是渐进、累加的过程,反映了区域内不同成因环境和硫来源对黄河的综合影响。黄河在循化以下进入黄土覆盖区,水中 浓度和δ34S值出现第一次明显的增高和增重,在靖远、中卫和青铜峡三个点的平均 浓度和δ34S值分别达到 67mg/L和+7.11‰;由青铜峡到河口镇,黄河沿鄂尔多斯高原的西北和北部边界流动,并依次通过毛乌素沙地、乌兰布和沙漠和库布齐沙漠边缘,气候干燥、河水蒸发量大,加上沙漠风沙及该段流域内蒸发岩的影响,黄河水的 浓度和δ34S值进一步增高增重,如磴口和河口镇两断面的平均 浓度和δ34S值分别为93.2mg/L和+8.47‰;黄河由河口镇拐入晋陕峡谷,进入黄土高原严重侵蚀地区,随着黄河含沙量的急剧增高,黄土中的可溶性硫酸盐对黄河水进一步发生影响,黄河水的 浓度和δ34S值在很高很重的基础上再次增高增重,在吴堡和壶口段已分别达到 100mg/L 和+9.13‰,到了龙门和三门峡更进一步分别达到105mg/L和+11.1‰,成为全黄河中 浓度和δ34S值最高最重的河段。黄河出三门峡以后经孟津进入黄河下游,以后黄河干流被人为地约束在黄河大堤之间,成为一种特殊的泥沙沉积环境,由此黄河水继续保持中、上游形成的高 重同位素组成的特征流入渤海。另外,三门峡以下黄河水的δ34S值有稍许逐渐变轻的趋势,这种现象是否由于黄河泥沙在下游的大量沉积过程引起了硫同位素分馏作用,还有待进一步研究。

综上所述由于青藏高原大幅度隆起,我国西北地区的气候发生了日趋干燥的重大变化,相继出现了沙漠化、黄土堆积和高含沙量等重大地质过程。对这类环境变化敏感的硫元素地球化学循环,向着富集 和重硫同位素组成的方向进行,造成黄河成为一条具有高 含量和重硫同位素的世界级大河。被秦岭相隔的长江与黄河形成显著的地球化学分异,长江流域和黄河流域成为中国两类不同的硫地球化学系统。

以两河流域为代表的中国北方和南方自然环境的差异,以及北方和南方工业和民用煤的硫含量和硫同位素有明显区别,直接影响中国南北方大气降水的硫同位素组成。表7-9 列出中国南、北方大气降水硫酸根的硫同位素组成,似乎成一种分异格局:在长江以南地区,由拉萨经贵阳往深圳地区,雨水相对富集32 S;与此对照的是,在长江以北地区,由乌鲁木齐经北京往哈尔滨地区,大气降水的δ34 S 值均为正值,相对富集34 S。这可能是由于我国南、北方在生物、土壤、地貌、农作物、气候等方面均有较大差异,对地表环境中挥发性硫化物的生成、释放及硫同位素分馏过程产生不同影响;另一方面作为工业和民用主要燃料,北方主要煤矿的煤以较低的含硫量和较大的δ34 S 值为特征,而南方产的煤则以较高的含硫量和较小的δ34 S 值为特征。考虑到煤炭是我国的主要能源,南北方煤的硫同位素组成特征及燃煤过程中发生的硫同位素分解效应可能是造成南、北方大气降水硫同位素组成差异的另一原因。

表7-9 中国南、北方大气降水硫同位素组成

(据中国科学院地球化学研究所,1998)

作为地球表面系统和大气之间物质交换的结果,大气降水的硫同位素组成还表现出季节性的波动规律。图7-29 是在贵阳地区从 1987年1月至 1989年12月三年间连续采集150 个较大体积雨样的硫同位素组成的测定结果。

图7-29 贵阳地区雨水的硫同位素组成

(据中国科学院地球化学研究所,1998)

降雨的两个重要特征:第一,在全年所有各次降水中,雨水的δ34 S值均为负值,全年降水均以富集轻硫同位素为特征;第二,雨水的δ34 S呈现规律的波动性或连续的季节性变化。由每年1月或2月时的δ34 S值的最大值逐渐减少,在7月、8月时达到最小值,然后又逐渐增大。从季节上看每年冬春两季,即大约 10月至次年4月期间,雨水的δ34 S值较大,连续三年冬春季雨水δ34 S值的平均值分别为-3.08‰、-2.49‰、-5.10‰,最大值一般出现在1月或2月;在夏秋季,即5月至10月期间,雨水δ34 S平均值较小,连续三年夏秋季雨水δ34 S平均值分别为-5.78‰、-6.70‰、-8.08‰,最小值通常出现在7月或8月。冬春季雨水δ34 S值平均较夏秋季的大3.3‰ (中国科学院地球化学研究所,1998)。

雨水δ34 S值的季节性波动现象,在加拿大大湖区也被发现。由图7-30 可见在加拿大大湖区的城区、乡村和边远地区,雨水也是夏秋季相对冬春季富集轻硫同位素,每年7月或8月也是雨水最富集轻硫同位素的季节。但显著不同的是,大湖区雨水的δ34 S值均为正值,雨水硫同位素组成的季节性波动是在全年降水均以富集重硫同位素的背景下发生,与贵阳及临近地区的背景条件正好相反。贵阳地区和大湖区雨水δ34 S季节性波动的共同规律提示:除了局部地区性因素之外,还存在某种全球性共同因素,导致大气降水的硫同位素组成形成相似的波动规律。

图7-30 加拿大大湖区雨水硫同位素组成

(据中国科学院地球化学研究所,1998)

这种全球性因素很可能是硫的天然生物源,在地表还原条件下,硫酸被微生物作用发生的硫同位素分馏,导致生物成因硫化物富集轻硫同位素。地表各种还原性环境,如海洋沉淀物、湖泊沉淀物、沼泽湿地等都是挥发性硫化物的天然释放源;近年来研究发现,水稻田也是甲烷和挥发性硫化物的生成、转化和释放的良好环境。中国西南地区水稻生长期大体上为 5月到 10月,与该地区大气降水特别富集轻硫同位素在时间上正好一致。

因此,大气圈下层的硫主要取决于地—气系统中硫的交换,地面上的生态活动特别是人类的生产、生活活动在很大程度上影响着它的含量及同位素组成 (中国科学院地球化学研究所,1998)。

黄土高原（Loess Plateau）

在中国北方,长城以南、日月山以东、太行山以西、秦岭以北,主要包括山西、陕西、以及甘肃、青海、宁夏、河南等省部分地区,面积40万平方公里,为世界最大的黄土堆积区。黄土厚50—180米,气候较干旱,降水集中,植被稀疏,水土流失严重。黄土高原矿产丰富,煤、石油、铝土储量大。

北风送土

关于黄土的来源，长期以来，中外学者有过不同的争论。其中，以“风成说”比较令人信服。认为黄土来自北部和西北部的甘肃、宁夏和蒙古高原以至中亚等广大干旱沙漠区。这些地区的岩石，白天受热膨胀，夜晚冷却收缩，逐渐被风化成大小不等的石块、沙子和粘土。同时这些地区，每逢西北风盛行的冬春季节，狂风骤起、飞沙走石，尘土蔽日。粗大的石块残留在原地成为“戈壁”，较细的沙粒落在附近地区，聚成片片沙漠，细小的粉沙和粘土，纷纷向东南飞扬，当风力减弱或迂秦岭山地的阻拦便停积下来，经过几十万年的堆积就形成了浩瀚的黄土高原。根据黄土堆积环境的不同，可将我国黄士发育分为三个时期：早更新世，相当于第一次冰期，气候比新第三纪干寒，发生午城黄土堆积；中更新世，发生第二次冰期，气候进一步变干，堆积了离石黄土，范围广、土层厚；晚更新世第三次冰期，气候更加干寒，堆积了马兰黄土，厚度虽小，但分布范围更广，南方称下蜀黄土。进入全新世，气候转为暖湿，疏松的黄土层，经流水侵蚀，形成了沟壑纵横、梁、峁广布的破碎地表。

地貌类型

山、原、川三大地貌类型是黄土高原的主体。耸峙在高原上的山地，犹如海洋中的孤岛。例如六盘山以西的陇中高原上的屈吴山、华家岭、马衔山，陇东陕北高原上的子午岭、白于山、黄龙山等。原（或塬）是指平坦的黄土高原地面，著名的有甘肃东部的董志塬，陕西北部的洛川塬。塬面宽阔，适于机械化耕作，是重要的农业区。但是塬易受流水侵蚀，沟谷发育，分割出长条状塬地，成为山梁，称为“梁”地。如果梁地再被沟谷切割分散孤立，形状有如馒头状的山丘，当地称为“峁”。由“梁”和“峁”组成的黄土丘陵，高出附近沟底大都在100～200米左右，水土流失严重，是黄河泥沙来源区。川是深切在塬面下的河谷平原。在梁峁地区地下水出露，汇成小河、河水带来的泥沙在这里沉积，在两岸形成小片平原，称它为“川”。川两旁还有阶地，即“掌”、“杖”地。掌是川地上源的盆地状平原，与条状分布的杖地不同。

水土流失

主要由暴流沟谷冲刷疏松黄土所致。黄土颗粒细小，质地疏松，具有直立性并含有碳酸钙，迂水容易溶解、崩塌。地面坡度较大，植被稀疏，夏季又多暴雨，造成奇峰、陡壁、溶洞、陷穴、天生桥等微地貌，更助长了沟壑扩展，加速水土流失。同时也与近代地壳上升有关，使得沟床不断下切和侧蚀，沟谷溯源侵蚀加剧，相应地谷坡又不断地扩展，于是沟间地日益破碎。除上述自然因素外，与人类活动，特别是滥垦滥伐，破坏天然植被等社会因素有密切关系。新中国成立后，对黄土高原的水土流失采取了一系列综合治理措施，植树造林、种草，将坡耕地改为水平梯田，以及水利工程等措施，黄土高原发生了可喜的变化。

地貌差异

根据地貌的形成过程和特点，可分为以下几个部分：①陇中高原。一称陇西高原。位于六盘山以西，是一个新生代的拗陷盆地，属盆地型高原，海拔1500～2000米。地形破碎，多梁、峁、沟谷、垄板地形。②陇东、陕北高原。包括六盘山以东，吕梁山以西，渭河北山以北，长城以南的地区。也是一个盆地型高原，海拔800～1200米。经强烈侵蚀，除少数残留的黄土塬（董志塬、洛川塬）外，大部地区已成为破碎的梁峁丘陵。其间只有少数基岩低山突起在高原之上，状似孤岛。③山西高原。包括五台山、恒山以南，伏牛山以北，太行山以西，吕梁山以东的地区。它由一系列褶皱断块山与陷落盆地组成。山地有吕梁、恒山、五台、中条及太行等山，盆地有大同、忻县、太原、临汾、运城等。除河谷平原外，大部地区海拔在1000～1500米，石质山地构成高原的主体，黄土堆积仅限于盆地及山间谷地，分布范围约占全区面积的40％。④渭河平原，一称关中平原。位于渭河北山与秦岭之间，西起宝鸡。

内蒙古高原位于中国北部，是中国的第二大高原。

内蒙古高原开阔坦荡，地面起伏和缓。从飞机上俯视高原就像烟波浩瀚的大海，古人称之为“瀚海”。

高原上既有碧野千里的草原，也有沙浪滚滚的沙漠，是中国天然牧场和沙漠分布地区之一。

内蒙古高原气候十分干燥，沙漠分布面积要占全国沙漠总面积的37．8％。较大的沙漠有巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、乌兰布和沙漠和库布齐沙漠等。

黄河流经内蒙古高原中部的这一段，有的地方河谷紧缩，成为峡谷；有的地方河谷宽展，泥沙堆积成肥沃的冲积平原，这就是著名的河套平原。

河套平原自古就有“塞上江南”之称，这是劳动人民在这里修建渠道，引黄河水灌溉农田的结果。

内蒙古高原一般海拔1000～1200米，南高北低,北部形成东西向低地，最低海拔降至600米左右，在中蒙边境一带是断续相连的干燥剥蚀残丘，相对高度约百米。高原地面坦荡完整，起伏和缓，古剥蚀夷平面显著，风沙广布，古有“瀚海”之称。地质上古生代末期华力西运动使蒙古地槽褶皱隆起，燕山运动只发生广泛而和缓的挠曲和断裂。喜马拉雅运动和新构造运动使高原普遍抬升，并有大规模的玄武岩喷溢，填充了低洼处形成熔岩台地，广布于高原东部，台地呈阶梯状，台面略有起伏。

高原上普遍存有5级夷平面,形成层状高原。燕山运动挠曲下陷地区，第三系湖相沉积层堆积甚厚，扩大了平地面范围。新生代以来,气候虽有冷温干湿的交替,但均属半干旱和干旱气候，高原面分割轻微，过去形成的剥蚀夷平面大部得以形成平坦而较完整的高原。

内蒙古高原戈壁、沙漠、沙地依次从西北向东南略呈弧形分布：高原西北部边缘为砾质戈壁，往东南为砂质戈壁，高原中部和东南部为伏沙和明沙。伏沙带分布于阴山北麓和大兴安岭西麓，呈弧形断续相连；明沙主要有巴音戈壁沙漠，海里斯沙漠、白音察干沙漠、浑善达克沙地、乌珠穆沁沙地、呼伦贝尔沙地等。

内蒙古高原 ：

中国四大高原之一。东起大兴安岭，西至马鬃山，南沿长城，北接蒙古。为蒙古高原的一部分。海拔1000～1400米。地面坦荡，起伏和缓，多宽广盆地。草原辽阔，为中国重要牧区。西部沙漠分布广。

云贵高原

位于我国西南部，包括云南省东部，贵州全省，广西壮族自治区西北部和四川、湖北、湖南等省边境，是我国南北走向和东北—西南走向两组山脉的交汇处，地势西北高，东南低。它大致以乌蒙山为界分为云南高原和贵州高原两部分。西面的云贵高原海拔在2000米以上，高原地形较为明显。东面的贵州高原起伏较大，山脉较多，高原面保留不多，称为“山原”，海拔在1000—1500米之间。云南高原和贵州高原相连在一起，分界不明，所以合称为“云贵高原”。云南高原位于哀牢山以东的云南省东部地区，因其在云岭以南，故称为云南高原。高原面保存良好。云南高原上的山地顶部多呈宽广平坦地面，或呈和缓起伏地面，有“高山顶上路宽大”的说法。连绵起伏的山岭间，有许多湖盆和坝子。云南有1200多个坝子，占全省耕地三分之一，低陷的成为盆地，有的积水成湖。如以昆明为中心的高原面上，分布着滇池等许多大小湖泊，被称为“滇中断陷湖区”。湖盆四周由于湖水外泄和四周山地沙泥淤积，大多数已发育有湖岸平原。这里土壤肥沃，土层深厚，是高原的主要农业区。贵州高原位于多雨的季风区，雨量充足，因此有“天无三日晴”的说法。由于多雨，高原上的河流水量大，许多河流长期切割地面，形成许多又深又陡的峡谷。贵州高原的地貌可以大致分为三级地形面：山原、盆地和峡谷。高原上最高的一级是山原，以贵州西部最明显。高原面因长期受河流切割而呈山原形态。在这个高原面下，分布着一些盆地（坝子），最大的是贵阳盆地，是高原上的主要农耕地带。峡谷是河流长期下切形成的，如乌江河谷深达300—500米，在这里“对山唤得应，走路要一天”。北盘江打帮河上源的黄果树瀑布，宽约20米，从50多米高的陡崖上直泻犀牛潭，水花飞溅，气势磅礴，是我国最大的瀑布。云贵高原最大的特色之一，是个被溶蚀的高原，喀斯特地形显著。云贵高原上石灰岩厚度大，分布广，经地表和地下水溶蚀作用，形成落水洞、漏斗、圆洼地、伏流、岩洞、峡谷、天生桥、盆地等地貌，是世界上喀斯特地貌最发育的典型地区之一。云贵高原面上有一层固结的红色土层（又叫风化壳），表示地面是个久经风化的地面。当它被剥蚀去后，就出露石灰岩，形成大片石芽地。路南石林就是石芽地中发育得最好的一片。这里奇峰兀立，如柱如塔，如笋如菌，高的10米以上，矮的5—10米。人们在望峰亭或狮子亭眺览，就可欣赏40多万亩石林的奇景。

青藏高原的介绍：

青藏高原旧称青康藏高原(北纬25°～40°，东经74°～104°)是亚洲中部的一个高原地区，它是世界上最高的高原，平均海拔高度在4000米以上，有“世界屋脊”和“第三极”之称。它的边界，向东是横断山脉，向南和向西是喜马拉雅山脉，向北是昆仑山脉。它包括中国西藏自治区全部、和青海省、新疆维吾尔自治区、甘肃省、四川省、云南省的部分，不丹、尼泊尔、印度、巴基斯坦、阿富汗、塔吉克斯坦、吉尔吉斯斯坦的部分或全部，总面积250万平方公里。

青藏高原的形成

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（地质年代的早二叠世），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，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。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”。

地理

青藏高原的周围有许多山脉，它们大多数呈从西北向东南的走向，相对于高原外的地面他们陡然而起，上升很多，其中南部的喜马拉雅山脉中的许多山峰名列世界上前十位，特别珠穆朗玛峰是世界上最高的山峰。同时高原内部除平原外还有许多山峰，高度悬殊。高原上还有很多冰川、高山湖泊和高山沼泽。亚洲许多主要河流的源头在这里。

世界第一大内陆盆地塔里木盆地。位于新疆维吾尔自治区南部。西起帕米尔高原东麓，东到罗布泊洼地，北至天山山脉南麓，南至昆仑山脉北麓，大致在北纬37°～42°的暖温带范围内。盆地东西长1400千米，南北宽约550千米。面积约53万平方千米, 大体呈菱形 。四周高山海拔4000～6000米 ，盆地中部海拔800～1300米，地势由南向北缓斜并由西向东稍倾。边界受东西向和北西向深大断裂控制，成为不规则的菱形，并在东部以70千米宽的通道与河西走廊相接。居亚洲大陆中心，气候干燥，雨量特少，如若羌1957年全年降水量3.9毫米，民丰安迪尔1966年降水量5.0毫米，蒸发量却很大，若羌达2952毫米，故以风力作用为主，风速常在5米/秒以上，石蘑菇和风城地貌发育。

自然景色分成4个环状：塔里木盆地①盆地边缘砾石带枣山足戈壁滩，是由古代暴流洪积扇群组成，微向盆地中心倾斜，坡度一般6°～8°，宽度10～30千米，厚度千米以上，表面由2～3米厚砾层组成，水均渗入地下，地面草木不生。

②盆地边缘绿洲带，河流出山之后，坡度突降，水流分散，沙泥沉积，形成扇状平原，现有疏勒、莎车、阿克苏、和田和库车等大小绿洲100多个。绿洲灌溉农业发达，盛产小麦、玉米、水稻和棉花等，河道迁移，绿洲也会迁移。塔里木盆地③盆地中部沙漠带，即塔克拉玛干沙漠，面积32.4万平方千米，占中国沙漠面积的47%，为世界上第二大沙漠。主要是流动沙丘，占85%，沙丘高大 ，多50米以上，成沙较老的可达250米，呈新月形沙丘、新月形沙丘链，复合型沙山、长条状沙丘、金字塔形沙丘等形态。

④盆地东部的罗布泊湖盆区，大部由盐壳组成，范围曾有多次变动，多风蚀雅丹地形。塔里木河基本汇集了盆地的全部大河，全长2000千米，为中国最长的内陆河。河流冲积平原土地资源丰富，胡杨林和灰杨林分布面积广，对防御风沙、调节气候、供应木材有重要作用。

准噶尔盆地位于新疆境内，天山山脉和阿尔泰山脉之间，平面形态南宽北窄，略呈三角形，面积约13万准葛尔盆地平方公里。根据航磁等资料综合分析认为，准噶尔盆地具有双基底结构：下部为前寒武纪结晶基底，上部为晚海西期（泥盆～早中石炭世）的褶皱基底。

位于新疆维吾尔自治区北部，天山山脉、阿尔泰山脉及西部诸山间。呈不等边三角形。东西长1120千米，南北最宽处约800千米。面积约38万平方千米，海拔500～1000米（盆地西南部的艾比湖湖面海拔仅190米），东高西低。盆地西部有高达2000米的山岭，多缺口，西北风吹入盆地，冬季气候寒冷，雨雪丰富。盆地中部为广阔草原和沙漠（库尔班通古特沙漠），部分为灌木及草本植物覆盖，主要为南北走向的垄岗式固定、半固定沙丘，南缘为蜂窝状沙丘。

准噶尔盆地是晚古生代至中、新生代多旋回叠合盆地，其上沉积石炭纪、二叠纪、三叠纪、侏罗纪、白垩纪、第三纪和第四纪地层。盆地中央地层平缓，具稳定地块特征，盆地南部是天山山前坳陷（或称天山北缘前陆盆地），盆地西北部为成吉思汗逆冲断褶带，盆地东北部为克拉美丽山山前坳馅。盆地演化可划分为前陆盆地阶段、坳陷盆地阶段和再生前陆盆地阶段。

水文河流

发源于山地的河流，受冰川和融雪水补给，水量变化稳定，农业用水保证率高。除额尔齐斯河注入北冰洋外，玛纳斯、乌伦古等内陆河多流注盆地，潴为湖泊（如玛纳斯湖、乌伦古湖等）。

农业

盆地边缘为山麓绿洲，日平均气温大于10℃的温暖期约140～170天，栽培作物多一年一熟，盛产棉花、小麦。盆地中部为广阔草原和沙漠（库尔班通古特沙漠），部分为灌木及草本植物覆盖，主要为南北走向的垄岗式固定、半固定沙丘，南缘为蜂窝状沙丘。准葛尔盆地盆地南缘冲积扇平原广阔，是新垦农业区。盆地南缘冲积扇平原广阔，是新垦农业区。

柴达木盆地位于青藏高原的东北部，周围有昆仑山、祁连山等山脉。盆地底部海拔在2700—3000米左柴达木盆地右，是中国地势最高的内陆大盆地。盆地内部蕴藏盐、硼、钾、镁、锂、铷、溴、碘、锶、铯、石膏、芒硝、天然碱等，食盐达600多亿吨。甚至连格尔木机场起降飞机的跑道，都建在这。盆地铅、锌、铬、锰等金属及煤炭、石油、石棉等资源丰富。东部和东南部河湖冲积平原，宜农地面积大，农业高产，畜牧业发达。有聚宝盆之称。

柴达木盆地地处青藏高原，区内盐湖的形成与演化不仅反映了区内气候和环境的变化，而且也记录了全球气柴达木盆地2候和环境的变化特征。对柴达木盆地盐湖的研究对探讨全球气候和环境变化具有重要意义。本书是作者30年来有关柴达木盆地盐湖研究的系统总结。全书分三章，分别介绍了盐湖沉积物的年代学研究、柴达木盆地湖泊演化与成盐期、近400万年以来柴达木盆地的古气候波动与成盐作用。

四川盆地位于四川省东部，在巫山、大巴山等山脉的包围之中，地形封闭。盆地底部海拔400—800米，盆地西北部为成都平原。盆地内的岩石、土壤呈紫色，有“紫色盆地”之称。

四川盆地位于长江上游，四川省东部及重庆市西部，四周为海拔2000～3000米的山脉和高原所环绕，北面是大巴山、米仓山、龙门山，西面是青藏高原边缘的邛崃山、大凉山，南面是大娄山，东面是巫山。无论从构造还是人地貌上看，四川盆地都是一个典型的盆地。它从震旦纪以来就是地壳比较稳定的大型拗陷区。晚三迭纪的印支运动中成为一个内陆湖盆，但范围要比今日的四川盆地大得多，中生代堆积了厚达3000～4000米的紫红色的砂岩和页岩，因此人们又称它为“红色盆地”或“紫色盆地”。中生代末期的四川运动使盆地周围褶皱成山，中间相对下陷，四川盆地的轮廓基本形成，并使盆地内部地层也发生大规模的变形。东部出现一组北东向的褶皱，称盆东褶皱带；中部形成穹窿构造，称盆中穹窿带；西部表现为沉陷，成为盆地沉陷带，这为今天盆地的三个地貌区奠定了基础。新生代的喜马拉雅运动使周围山地再次上升，盆地再次相对下陷， 成都一带下陷更深。同时，长江切穿巫山，滚滚东流，完成了统一的长江水系，使内流盆地转变为外流盆地。四川盆地可明显分为边缘山地和盆地底部两大部分，其面积分别约为10万多和16万多平方公里。 四川盆地是我国最大的外流盆地，面积26万多平方千米。四川盆地内部丘陵、平原交错，地势北高南低。由于地表形态的不同，以华蓥山、龙泉山为界，盆底可分为三部分：

①华蓥山以东为大致平行的川东岭谷，由东北—西南走向的许多条状山体组成，海拔一般在700～800米，谷地中多低丘与平坝，海拔200～500米，是川东农业和人口集中的地方。

②华蓥山和龙泉山之间为方山丘陵。区内由于紫红色砂页岩倾角平缓，受切割后形成大片方山式丘陵。海拔350～450米，相对高度几十米。当地劳动人民利用方山山丘土层深厚的特点，把梯田一直修到山顶。

③龙泉山以西为平原。称为川西平原或成都平原，面积6000多平方千米，是四川盆地最大的平原，也是西南地区最大的平原，海拔约600米。著名的都江堰水利工程，使平原得以自流灌溉，加以气候温暖，土壤肥沃，开发较早，成为沃野千里的“天府之国”。