黃土高原的形成得到廣泛支持的原因（黃土高原的形成原因是什麽）

本篇文章給大家談談黃土高原的形成,以及黃土高原的形成得到廣泛支持的原因對應的知識點，希望對各位有所幫助，不要忘了收藏本站！

內容導航：

• 黃土高原是怎麽形成的原因有哪些
• 黃土高原是怎樣形成的？
• 黃土高原是怎樣形成的？
• 黃土高原的形成原因是什麽
• 黃土高原是怎樣形成的
• 黃土高原是怎樣形成的？

Q1：黃土高原是怎麽形成的原因有哪些

黃土高原是世界上水土流失最嚴重和生態環境最脆弱的地區之一，導致黃土高原的形成原因還有待繼續研究。以下是由我整理關於黃土高原形成的原因內容，希望大家喜歡!

黃土高原形成的過程

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，湖麵遼闊，水如汪洋，麵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，地球上的天氣幹燥而寒冷，到處吹著強勁的狂風，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，經過上千萬年的積累，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。隨著千萬年的風吹，湖底的泥土愈來愈厚，在水麵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，強大的山洪又會帶著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複著，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檔鏈上千萬年。慢慢的，地球上的氣候變得暖和起來，風暴漸漸的不那麽強勁了，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-渉而下，向東方的底窪地區湧去，流向東海。巨大的洪水帶著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，湖水終於幹枯，黃土被抬出地麵，而漸漸的成了高原。也就成了今黃土高坡的地貌。隨著湖水的幹枯，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。所以說，黃土高原的形成即不能說單純是風形成的，而也不能說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乎容存，相乎作用而形成的。這符合自然規律，也符合地層科學的解釋。

黃土高原的氣候特征

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，自南而北兼跨暖溫帶、中溫帶兩個熱量帶，自東向西橫貫半濕潤、半幹旱兩個幹濕區。高原東部、南部屬於暖溫帶半濕潤區，中部屬於暖溫帶半幹旱區，西部和北部屬於中溫帶半幹旱區。黃土高原行孝孫的氣候既受經、緯度的影響，又受地形的製約，具有典型的大陸季風氣候特征。

氣慎塵溫

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

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。冬季受蒙古高壓控製，極地大陸氣團南下，造成黃土高原冬季寒冷幹燥，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幹旱明顯，春旱現象嚴重。夏季黃土高原近地麵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製之下，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麵積降水，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，形成較多的鋒麵降水。由此造成了黃土高原夏秋季多雨，而冬春季幹旱少雨的降水特征，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，占全年降水量的60～80%，冬季降水一般隻占到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/分鍾以上。

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。

黃土高原的基岩構造

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征，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群。甘肅群堆積後，上新世晚期地麵抬升，黃河及其支流挑河、祖曆河、葫蘆河隨抬升而下切，基岩地麵成為起伏較大的丘陵狀。甘肅群為一套含有石膏的紫紅色粘土，砂質粘土，砂岩和砂礫岩。其成岩性差，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，形成汾渭穀地等一係列地塹穀地，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麵上廣泛堆積了三趾馬紅土，從三趾馬紅土的分布和厚度看，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穀地進一步發展，同時高原整體發生掀斜運動，使地麵形成自西北向東南傾斜的斜麵，控製著河流的流向。在地貌演變過程中溝穀的發展，穀間地有些形成麵積不大的平台，有些成為長條狀或橢圓狀丘陵，它們是鄂爾多斯高原塬、梁、峁地形的基礎。