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庐山地理综合实习报告 庐山地理综合实习报告 1 庐山地理综合实习报告庐山地理综合实习报告 目录目录 一、 概况. 2 二、 地质地貌与水文. 4 (一) 地质基础 . 4 (二) 地貌形态 . 7 1. 构造地貌 . 7 2. 流水地貌 . 12 3. 冰川地貌 . 15 4. 夷平面 . 16 5. 湖滨地貌 . 17 6. 沙山地貌 . 18 (三) 典型地貌形态与地质的关系 . 19 (四) 水文特点与地貌形态 . 21 三、 气候与自然分异. 24 (一) 气象与气候特点 . 24 (二) 植被、土壤与山地气候 . 27 1. 植被 . 27 2. 土壤 . 31 3. 山地气候 . 33 四、 结论与讨论. 35 (一) 有关争议问题的讨论 . 35 (二) 实习报告的结论 . 36 五、 实习感想与建议. 37 庐山地理综合实习报告 2 一、一、 概况概况 庐山地区位于江西省北部，东经 115521168，北纬 29262941，包 括九江市， 庐山和庐山南北麓的星子县、 九江县的大部分， 总面积 800 平方公里。 风景区总面积 302 平方公里，山体面积 282 平方公里，总体走向北东，自东北向 西南延伸约 30 公里，宽约 10 公里，其平均海拔 1000 米以上，主峰汉阳峰海拔 1474 米，山势雄伟。耸峙于长江中下游平原与鄱阳湖畔。东傍鄱阳湖，西邻京 九大通脉，南靠南昌滕 王阁，北临长江。庐山 北段以大月山背斜山 为轴，两侧对衬地分裂 向斜谷、背斜山以及次 一级的次成谷和次成 （单面）山，并受背斜 构造的倾伏与向斜构 造翘起的控制，次成山 与次成谷在平面上构 成“之”字型的延展， 东西两侧为大断裂，山 体多峭壁悬崖，并与断 块山边界断裂的特性 有关而呈阶梯式递降。 庐山在发育过程 中特别的伸展构造，形 成了庐山变质核杂岩 构造和地垒式断块山， 组成了庐山地学景观 的又一特征。断崖地貌 景观在山体四周到处可见，尤其是东西两侧，这是山体构造上升的体现。庐山山 顶相对平缓，古剥蚀面表现明显。庐山进入更新世后，出现了第四纪冰川活动。 受第四纪侵蚀作用，全山又出现了许多冰斗、冰窖、U 型谷、冰坎、冰阶、冰刃 脊和角峰等冰蚀地貌景观。 构造运动作用与冰蚀作用两种作用的叠加使庐山更显 得雄峻奇险。 庐山地理综合实习报告 3 庐山地处中国亚热带东部季风区域，但由于山高谷深，具有鲜明的山地气候 特征。节令特色：春迟、夏短、秋早、冬长。夏季凉爽，7 月平均气温 21.9。 江湖水气郁结，云海弥漫，年平均雾日 191 天。年平均降水 1917 毫米，年平均 有雨日达 168 天，年平均相对湿度 78%，夏季极端最高温度 32。受庐山气候 特征影响，其植被和土壤垂直地带性分布明显。庐山植被丰富，生长植物 3000 多种，从上到下有常绿阔叶林、常绿与落叶阔叶混交林、落叶针叶林。且竹林、 灌丛、草地等类型发育完全，植被演替规律典型。从江边湖滨到庐山山顶，发育 有红壤、黄壤与山地黄壤、山地黄棕壤、山地棕壤等。 本次实习总计 8 天 9.12 认识庐山植被，了解庐山概况以及仪器使用 9.13 牯牛背如琴湖花径锦绣谷仙人洞御碑亭 9.14 牯牛背汉口峡大月山水库庐山植物园含鄱口 9.15 牯牛背如琴湖花径锦绣谷仙人洞御碑亭圆佛殿大 天池龙首崖悬索桥庐山一级电站电站大坝乌龙潭、黄龙 潭芦林大桥毛泽东诗词碑园 9.16 牯牛背五老峰三叠泉 9.17 专业实习 9.18 星子县秀峰 9.19 沙山鄱阳湖盆地观音桥 庐山地理综合实习报告 4 二、二、 地质地貌与水文地质地貌与水文 (一) 地质基础 庐山地处扬子地块与大别山地块交接带的边缘地带， 同时也深受北东向郯庐 断裂和北西向襄樊广济断裂构造的影响， 导致庐山地区在漫长的地质构造时期 都有较大的活动性，在构造过程中，岩浆活动强烈，区域变质岩常伴随着流体相 物质的大量渗透、注入、重结晶和混合交代等复杂的变质过程，从而使岩石的矿 物组成、结构、构造发生深刻的改变，混合岩化作用明显。 庐山地层及分布 地层单位及代号 岩性 分布 第 四 系 Q 全新统 Q4 黄色砂砾、黄褐色粉砂亚 黏土、灰黑色淤泥 庐山山下江湖、现 代河谷 晚更新统 Q3 上部：棕黄色亚黏土 下部：棕黄色土巨砾层 庐山山上 中更新统 Q2 网纹红土砂砾层 山上：大较场、王 家坡、西谷、山下 早更新统 Q1 浅棕黄色、棕红、灰白色 砂砾?、 砂层、 灰白色砂质?土 层 山下 白垩系 K 南雄组 砂岩、砂砾岩、砾岩 山下 庐山地理综合实习报告 5 侏罗系 J 辉长岩、花岗岩 二叠系 P 栖霞组、茅口 组 石灰岩 山下 石炭系 C 黄龙组、船山 组 石灰岩 山下 泥盆系 D 上统 五通组 砂岩、砂砾岩 山下 志留系 S 上统 西坑组 中统 殿背组、 桥头组、夏家 桥组 下统 梨树窝 组 砂质页岩、页岩、长石石 英砂岩 山下 奥陶系 O 中统 汤山组 下统 仑山组 白云质灰岩 石灰岩 山下 寒武系 上统 乐观组 中上统 杨柳 岗组 下统 王音铺 组 泥质灰岩、白云岩 炭质页? 震旦系 Z 上统 西峰寺 组 石灰岩、硅质岩、矽质岩 东谷 （中谷） 、 莲谷、 牯峡、女儿城、玉 屏峰、西谷、大较 场、小天池、五老 峰、大月山、虎背 岭、大林峰 冰碛岩组 冰碛砾岩、凝灰质砂岩、 页岩 下统 南沱组 上部：长石石英砂岩、凝 灰岩 中部：石英砂岩、砂砾岩、 长石石英砂岩，本层又分 两层：大校场层、女儿城 层 下部：石英粗砂岩 前 震 旦 系 A 双桥山群 片岩、片麻岩、板岩、混 合岩 九奇峰仰天坪线 南 庐山是一个北东南西向伸展的地垒式的褶皱断块山，两侧分别是九江凹 陷、 鄱阳凹陷。 庐山整个山体呈肾状， 东北至西南长约 25km， 西北至东南约 10km， 面积约 250km2， 周长约 70km。 山体四周是悬崖峭壁， 成为一座相对高度达 1200 1400m 的中山地貌。从大地构造方面看，庐山位于准阳山字型构造弧顶东侧， 庐山的南部为江南古陆(花岗岩)，在南北向强大的挤压下，庐山地区产生了北东 南西和北西南东向两组断裂及一系列褶皱构造， 尤其是断裂构造对庐山的地 庐山地理综合实习报告 6 貌发育影响深刻， 庐山山体即是沿北东南西向的温泉正断层和莲花洞正断层抬 升而成的。 庐山的山体发育要追溯到距今约 10 亿年前的前震旦纪时期，早起准地台比 较稳定，处于浅海至滨海环境，并发生缓慢的沉降，沉积物厚达 5000 米，沉积 岩层有长石石英砂岩、石英砂岩、沙砾岩、砾岩、石灰岩、页岩和凝灰岩等。在 沉降过程中陆续发生过几次的上升，前震旦纪时期，吕梁运动上升为陆地，之后 下沉， 到晚奥陶世继续上升之后又下沉， 再到志留纪末至泥盆纪早期继续上升 （加 里东运动） ，到泥盆纪中期至二叠纪再次下沉。中生代燕山运动时，从上二叠纪 至白垩纪庐山发生断裂上升而成为陆地， 发展到晚白垩纪庐山周围断裂下沉接受 沉积，沉积物厚达数百米，一直到第三纪历史地区又发生微弱上升，第四纪直到 现在强烈上升， 大量断裂构造演变成山峰并使庐山成为断块山，在周围地势下沉 之时，山体则相对上升，受到剥蚀，低洼盆地区域逐步发育成鄱阳湖。庐山断裂 上升量最大是在山体的中南部，向东北方以及西南方向递减，所以庐山诸峰之中 也同样以中南部的汉阳峰为最高。 庐山地区的地质构造较为复杂，形迹清晰，主要有北东、北北东、北西向构 造。在隆滑构造形成的前期，受印支运动的影响，使庐山地区三叠纪以前的地 层发生挤压褶皱， 形成了庐山山体的三背两向褶皱构造以及山体外围的一些褶皱 构造。其中较为典型的有： 1、虎背岭大马颈倒转背斜，呈北东南西走向延伸，为近线型背斜，轴 面倾向南东，北西翼在月弓堑虎背岭一带被断裂错断。 2、大月山背斜，北东走向，为近线型倾斜背斜。 3、五老峰背斜，北东走向，为近线型背斜，由于其东南侧已被长期侵蚀剥 蚀掉，如今是保留了西北一侧，而东北端则被温泉断裂断开 4、东谷王家坡向斜，呈 45延伸，为线型向斜，其中部日照峰一带受断层 影响而被抬升翘起。 5、青莲寺向斜，北东走向，近线型向斜，连同上述四个褶皱组成庐山复式 褶皱。 随后庐山南麓以玉京山东牯山为中心发育了庐山隆滑构造体系。 该构 造体系呈北东北北东向宽缓卵形穹隆状， 是印支造山期收缩体制下形成的复背 斜构造基础上的延伸构造。在构造过程中，花岗片麻岩、片岩、变粒岩、石英岩 等卷入岩层，随着燕山期玉京山花岗岩原始岩浆的上涌，在地壳中深层次发生构 造隆起，中浅层次岩层由于重力失稳发生均衡调整而向外围滑脱，从而使处于地 庐山地理综合实习报告 7 壳中深层次的星子岩群和观音桥片麻岩套被拆离拖拉至地表。 受燕山期左行走滑 剪切构造影响，东南部结合面被海会玉京山左行走滑韧性剪切带破坏缺失，西 北部接合面自黄岭至阮家棚到海会呈北西北东走向，延长约 16 公里，为凹向 东至凹向南东的弧形正断层，该断层叠加于顺层韧性剪切变形变质带之上，将内 核与外核两个不同构造变形层分开，造成了古元古代星子岩群与中、新元古代浅 变质岩系的分界。由于断裂带具有韧脆性断裂带特点，在其发育过程中构造变形 显著，可见挤压片理化和砾石的拉伸压扁现象，并发育强烈的拉伸线理，总体显 示向西或北西西方向运动。 其外壳则由中元古代双桥山群及上覆的沉积盖层岩石 组成， 在结合面西部广泛分布，这套层状岩石虽然被印支造山期收缩变形及造山 期后伸展变形改造，但仍保留了前印支造山期的构造形迹，形成了独具特征的多 层滑脱构造形迹群。 除了隆起滑脱构造，以及褶皱构造，庐山地区还有一种显著的地质构造方 式就是断裂构造，由于受到印支运动以及气候的燕山运动和喜山运动等的影响， 岩石受地应力作用， 当作用力超过岩石本身的抗压强度时就会在岩石的薄弱地带 发生破裂。例如温泉断裂就是庐山地区较有代表性的一处断裂构造。温泉断裂属 于正断层，近北东走向，呈弧形，断裂带内具硅化，岩浆侵入到断裂带内，于是 发育成断层崖、断层谷。 (二) 地貌形态 庐山地区的地貌类型多样， 成因复杂， 地貌景观特征呈现多样化， 广布湖泊、 河流、峰峦、坡地，第四纪冰川的地貌特征十分明显，被称为“世界地质公园”。 1. 构造地貌 庐山地理综合实习报告 8 庐山山体的构造地貌是由地球内力作用直接造就的和受地质体与地质构造 控制的地貌，总体上为次生构造地貌。庐山由构造所形成的山脊和谷地按照由东 向西的方向依次是：五老峰（背斜山）青莲寺（向斜谷）大月山（背斜山） 东谷（向斜谷）牯牛岭(次成山)西谷（次成谷）虎背岭（单斜山） 。按 照构造地貌类型和空间规模，可以分为：断块山、褶曲构造地貌、断层谷地貌、 节理构造地貌四种。 1.1 断块山与断层崖 从整体山看， 庐山是一个地垒式的断块山， 外险内秀， 山坡为陡立的断层崖， 地垒式断块山山坡线较平直，与相邻的谷地或盆地间有明显的转折。庐山的东南 侧和西北侧分别为温泉大断裂和莲花洞大断裂， 这两处构成了庐山的两条边界大 断裂。 早在震旦纪就在浅海底开始沉积，经过“吕梁运动”慢慢升高露出水面受 到锉磨，后下沉被海水淹没，直至白垩纪时发生“燕山运动”，重新露出水面， 断块续升，山体骨架基本定型，后又经长期积雪覆盖，到四世纪末地球变暖，再 经更强烈的冰川剥蚀。第四纪以来，庐山主要沿着两条边界断裂大量抬升。山体 受两侧大断裂的控制。总体走向呈东北西南向延伸，与大断裂走向相一致。由 于边界断裂分别向东北方向和西南方向收敛，因此，庐山山体在平面上呈中间宽 两头尖的纺锤形。两条边界大断裂均表现为正断层，庐山主体以山体一侧为下盘 相对上升，从而形成地垒式断块山，边界大断裂附近则形成陡峭的山崖陡坡。庐 山山体抬升量以中部为最，向东北方向和西南方向递减。断块山由于两侧的边界 断裂分别是由一系列的断层组成，至少分为 5 支小断层，呈阶梯状发育，是明显 的正断层。 庐山地理综合实习报告 9 1.2 褶曲构造地貌 以庐山中部的九奇峰断裂为界，庐山山体可分为南北两段。褶曲构造地貌主 要发育于庐山北段。庐山北段的地貌形态主要受复背斜构造控制，以南华系下统 莲沱组地层为主， 形成三个背斜和两个向斜， 即从西北往东南分别是虎背岭背斜、 东谷向斜、 大月山背斜、 三叠泉向斜和五老峰背斜等褶曲构造。 受这 “三背两向” 构造的控制， 加之地层间岩性变化造成差异侵蚀发育了多条近于平行展布的次成 山岭和次成谷底，从而形成了庐山“横看成岭侧成峰，远近高低各不同”的地貌 特征。 背斜山与单斜山： 背斜山：大月山背斜形成于庐山北部地区的最高峰岭大月山（1453m） ， 大 月 山背 斜 山 受 大 月 山 背斜 构 造 控 制 ，走 向 北 东 南 西 ，主 要 由 石 英 砂 岩 组 成 。 此背斜之枢纽分别向西南与东北倾伏。愈趋向两端，则背斜愈 窄而低矮，向西南在芦林湖附近隐没，向东北在长岭脚倾没。背斜发育典型，形 态完整，出露的地层主要是莲沱组下部的石英砂岩和含砾石英砂岩。大月山背斜 由大月山背斜的核部构成；由于受背斜构造的控制，山体大致呈北东南西向延 伸；因中部上升量最大，故该背斜山分别向北东南西端倾伏。 单斜山：虎背岭背斜、五老峰背斜与大月山背斜的地质特征基本一致。在庐 山北部表现为北东向，分布于背斜（或向斜）两翼。地貌表现为单面山、单斜谷， 例如，牯牛岭、西谷。庐山内的褶曲，有背斜及向斜两列，排列由北向南是：大 马颈虎背岭背斜、牯岭向斜、大月山背斜、三叠泉向斜。不论背斜或向斜均作 NE走向。它们奠定了庐山的地质基础。虎背岭大马颈一带的山体，主要是受 虎背岭背斜控制形成，出露地层也是南沱组下部的石英砂岩和含砾石英砂岩，但 庐山地理综合实习报告 10 是后来受莲花洞边界断裂的影响和剪刀峡谷底的切割， 背斜山的特征主要表现在 山体的东北段大华山一带，虎背岭、喇嘛塔一带则被切割、侵蚀发育成单斜山地 貌； 与此相类似，五老峰背斜受温泉断裂带抬升山体侵蚀后退以及白鹤涧谷底切 割的影响，其东南翼被错开断落，从而在五老峰梭子岗一带发育形成庐山最典 型的单斜山地貌，山体呈北东南西、近东西向展布。 向斜谷： 大月山背斜两侧，各有一向斜。西北侧的向斜，由东谷向斜-莲花谷向 斜-王家坡向斜分段组成。东谷向斜起于日照峰向西南倾伏止于石门涧谷 地。 莲花谷向斜起于日照峰向东北倾伏止于王家坡谷地，且其东北角为压扭性断 裂所切，而失去其连续性，高悬于王家坡谷地之上。王家坡向斜起于莲花谷谷口 向东北倾伏止于长岭脚村。 东南侧的向斜， 名为青莲寺向斜， 起于五老峰山门处， 愈向东北愈低直至三叠泉处为止。 在庐山山体外围，主要分布有北北东向（新华夏式）褶皱构造，包括通远向 斜、 兰桥背斜、 赵家山向斜、 马祖山向斜等。 庐山北部发育了两列典型的向斜谷， 为东谷王家坡谷地和青莲寺谷地。东谷王家坡向斜谷呈北东南西向展布， 因受剪刀峡断层错动的影响，在日照峰一代隆起，导致王家坡向斜谷和东谷向斜 谷分别向东北、西南倾斜。东谷向斜核部主要由南沱组上部长石石英砂岩和凝灰 岩组成，岩性松软，易受侵蚀，故保留的地层较薄；而王家坡向斜谷南沱组上部 地层已被剥蚀而光，出露的是南沱组中部的地层。东谷向斜谷在乌龙潭以上发育 较好， 而向西南牧马场碧云庵一带受到次一级河谷切割发育不明显，局部甚至 出现地形倒置形成向斜山。青莲寺谷地是受三叠泉向斜控制形成的向斜谷。单斜 山的顺向坡坡度较缓，与岩层倾角相近，一般在 2030；逆向坡较陡，一般 在 4050，局部甚至可达 80。 次成山与次成谷： 在背斜构造的翼部，相间出露石英砂岩组和长石石英砂岩组，在这个基础上 发育了次成山和次成谷。 在大月山背斜两翼岩性相对软弱的南沱组中部之下段长 石石英砂岩出露的地方，分别形成大校场和七里冲两个次成谷。而在有相对坚硬 的南沱组中部之上段石英砂岩和砂砾岩出露的女儿城和蚱蜢岭则形成次成山脊。 在虎背岭背斜与东谷向斜之间，则发育了与大校场、女儿城位置相对称的西谷次 成谷和牯牛岭次成山。这些次成山和次成谷均具有两侧坡倾斜不对称的特点。 1.3 断裂构造地貌 断层谷 在庐山沟谷主要有三种形成模式：一是向斜形成的向斜谷，二是岩性软弱易 侵蚀形成的沟谷，三是沿断裂、节理密集带侵蚀形成的沟谷。庐山垄谷地：有名 筲箕洼、桃花源等，谷底主要是眼北东向庐山垄断裂形成的，但谷地上有则偏离 断裂受隆滑断裂或岩性控制，走向偏北北东。捉马岭梭子岭红石岩谷：受 北东向捉马岭梭子岭红石岩断裂控制，该谷地发育不连续，分别被望瀑岭、 梭子岭、白鹤涧、红石岩错断，在 TM 影像图上反映较为明显。谷地发育较好的 分别是：思德谷（位于三叠泉东北部） 、青莲寺谷地（青莲寺之五老峰大门段） 、 红石谷（红石岩至白鹤涧段） 。剪刀峡：该谷地主要受剪刀峡断裂控制。白鹤涧： 庐山地理综合实习报告 11 该谷地受多条断层影响， 因为多条断裂在此相会， 但谷地主要受北西向断裂控制。 北 剪性 张扭性 压扭性 （NNE） （NE） 压性 张性 剪性(NEE) 南 断层崖 庐山山体抬升量以中部最大，分别向北东方向和南西方向递减。尽管量测定 断层崖因不断崩塌后 退而已多不存在，但 从山体顶部的老地面 可以判断：东南东侧 秀峰寺海会带抬 升高度超过 1000m， 向北东段逐渐降低， 最后降至山路夷平 面；西北侧石门涧 莲花洞一带的抬升高 度也在 1000m 左右， 也向北东方向递减， 直至完全绝迹。 庐山的断层崖， 因遭到长期的剥蚀和 山间河流的切割，已 面目全非，只有局部 还保留少量的断层三 角面，大部分是离开 断层线一定距离的陡 坡山体。 由于两侧的边界 断裂分别是由一系列 庐山地理综合实习报告 12 断层组成的，受其控制，断块山的边坡山体也具有阶梯状发育的特点，表现为横 向上从高到低呈现台阶状，纵向上唯一层层近于等高的山岭次第有序排列。如秀 峰寺一带大致可分为 23 级，好汉坡一带可明显分为两级，由好汉坡正断层与莲 花洞正断层共同形成，在锦绣谷外侧大林峰一带发育了明显的五级。 1.4 节理构造地貌 节理构造地貌的发育主要受不同节理组合和构造部位控制。 在背斜核部发育 纵张节理和 X 节理，节理切裂近水平的硬岩层，局部发生岩块崩落而在陡坡上形 成凸出的岩块以及凹陷的“洞”或“穴” ，如佛手岩、仙人洞。而自背斜核部的 某些部位，因纵张节理发育密集，尽管有坚硬岩层保护，也会被不断剥蚀侵蚀形 成地形倒置现象，如芦林湖。如近水平岩层受多组节理切割，岩块周围被侵蚀崩 塌中部剩余部分形成“塔状”地貌，锦绣谷一侧清晰可见，又如虎背岭的核部， 如果横向节理发育密集，则常会发育为横切背斜的峡谷，如汉口峡、锦绣谷、三 叠泉及五老峰垭口，进一步为河流袭夺创造了条件。在与褶皱构造现象垂直的横 张节理密集带部位，因破碎易遭侵蚀常发育横截背斜山或次成山的小河谷，如汉 口峡等。 三叠泉也是主要因为受横向节理密集带控制而发育形成的大型嶂谷或峡 谷。著名的锦绣谷主要是沿虎背岭背斜核部的斜交节理形成的。 2. 流水地貌 庐山自第三纪形成夷平面及之后新构造运动切割抬升以来， 遭受了长期的流 水作用，山上、山间、山麓不同地带形成了不同的流水地貌类型和特征。 2.1 宽谷、峡谷与裂点 庐山的河谷形态自山上到山下，在不同地段有不同的特点。就庐山本身的河 庐山地理综合实习报告 13 谷而言，可分为四段：上段表现为宽谷，中段为宽谷中套有 V 型谷，下段表现为 峡谷，出山麓段大部分为深宽谷，个别为峡谷。上段与中段之间形成裂点。 宽谷：多适应地质构造，与地层或构造线走向一直，谷地形态一般谷地宽浅 谷坡平缓，谷地里普遍覆盖第四纪堆积物，代表河谷发育的老年阶段，属于庐山 抬升前的老谷地；西谷、东谷、大校场谷地、仰天坪以及七里冲-青莲寺谷地均 属于宽谷。宽谷主要是在地势比较低缓、地壳相对稳定的条件下形成的。因此， 在宽谷形成之时，庐山比现在低矮。宽谷是发育较成熟的老谷，主要是在地势比 较低缓，地壳相对稳定的条件下形成的。表明宽谷形成时，庐山比目前低矮。 谷中谷：这是第四纪抬升山体中河谷常有的地貌形态。其地貌空间形态是宽 谷中发育有 V 型谷地，河床底部纵剖面上两者相接处便是溯源侵蚀的旋回裂点， 代表了山体第一次抬升后河谷溯源侵蚀切割山体的最高、最内部位；在裂点下的 河谷横剖面上，两者的交汇处便形成谷肩。如大校场谷地出口处的谷中谷、王家 坡一带的谷中谷、东谷庐山大厦一带的谷中谷等等。谷中谷表现形态是宽谷中嵌 套发育 V 形谷，代表了河谷从幼年像青年发育的过程。多发育于软弱岩层上，适 应地质构造，与地层走向一致，谷底宽浅，其间多发育一、二级谷阶或平台，形 态保存较好。 峡谷：峡谷横剖面多呈“V”形，第四纪地壳上升，河流强烈下切，溯源侵 蚀的产物。谷地深切，谷地陡峭，有的呈阶梯状，发育多级瀑布和裂点，显示青 年河谷的特征。如果峡谷两坡近于直立，并且深度大于谷地深度，则叫做嶂谷。 它的发育表明山体第四纪地壳上升河流强烈下切并溯源侵蚀，如庐山垅谷地、石 门涧谷地、三叠泉谷地。许多峡谷沿着南东西北向的断层或节理密集带发育， 横切地层，顾与上游宽谷成直角相交。如东谷宽谷向西南延伸，至乌龙潭则转向 西北，直至其下西北向的石门涧峡谷；青莲寺宽谷向东北延伸，至三叠泉以后则 向东南。如果峡谷进一步发育，谷坡不断侵蚀后退，河床下切到一定深度则停止 下切，开始转向以侧蚀为主的河谷展宽过程，此时河谷便到了壮年时期。如剪刀 峡、锦绣谷近出口处的谷地。 裂点： 旋回裂点：是庐山第四纪山体上升，山麓河流的基准面相对下降，山间河流 复活溯源侵蚀河床下切形成。间歇性的地壳抬升可形成不同期次的裂点，统一期 的轮回裂点在山体谷地中发育高度大致相当， 如代表庐山最早胎生的最早裂点像 东谷裂点、大校场裂点等的海拔高度都是 1000 米左右，代表了庐山这一带的抬 升高度。 庐山地理综合实习报告 14 EN 虎 背 岭 锦 绣 谷 第 三 级 平 台 日 照 峰 气 象 台 第 二 级 平 台 猴 子 岭点 裂 如 琴 湖 平 面 夷 Q Q Q Q 构造裂点：是河谷下切中遇到横截河谷的断裂或节理密集带造成的裂点，由 于此种裂点波折落差大常形成瀑布叠水，如乌龙潭瀑布、三叠泉瀑布、王家坡双 瀑等。王家坡碧龙潭在王家坡向斜北西翼，宽 27m，高差 13m，为节理密集带， 河流下切剥蚀，因在裂点上下方侵蚀速度不同，下部较快形成陡坎。量得地层产 状为 13525，一组节理产状为 3080。黄龙潭和乌龙潭处发育垂直于河床方向 的横向张节理，陡坎下部节理密集，上部稀疏，下部比上部侵蚀迅速。陡坎落差 2-3m。 2.2 水系及其演变 庐山河流水洗的空间分布整体上受构造线和抬升中心控制， 大致存在两个分 水中心（岭） ：山体北部较明显，以虎背岭牯牛岭日照峰大月山梭子岭 一线为中心，主要河谷分别呈平行状，向北东、南西延伸；山体南部则不明显， 空间形态以仰天坪小汉阳峰汉阳峰一线呈“之”字形，庐山三大谷地（庐山 垄、 白鹤涧、 王家坡） 中庐山垄、 白鹤涧谷地分别呈近羽状和树枝状展布于两侧。 先期发育的河谷主要走向北东或南西向，随后其支流则多呈北西、南东向发育， 有的已袭夺先成河而成为主河谷。 庐山地理综合实习报告 15 水系发育，受岩性和地质作用的影响，呈网格状分布。主要河流大致沿北东 南西向、南东北西向构造线延伸。历史时期的河流与现今的不尽相同，很多 河流发生河流袭夺，导致水系变迁。比如原来有一条河从日照山流出，注入芦林 湖。 而另一条河经过东谷注入乌龙潭。注入芦林湖的河流侵蚀基准面比另一条要 高， 经过强烈溯源侵蚀， 把山脊切穿， 出现一个极不自然的直角转折， 即袭夺湾。 在花径一带原是西谷的自然延伸部分，保存老谷的形态，后来由于天桥一方的河 流强烈下切、溯源侵蚀，导致西谷的河流由天桥流向锦绣谷，原西谷河流出口变 为风口，在天桥以南也形成一个极不自然的呈直角的河湾。被袭夺河下流干涸。 庐山山上基本上都是流向东南或西北的河流袭夺流向东北或西南的河流。 原因是 山体大量上升后，流向东北或西南的河流，比降大，加上断裂、节理，溯源侵蚀 加剧，以致袭夺。 庐山山下的水系与山上的截然不同，河流出山口后，流动在扇形地或砾石滩 上。在扇形地形成过程中，河道多变，遗留下来不少古河道。砾石滩上河流改道 频繁， 发育了辫状水系。 这种水系的成因主要与谷底的平缓和砂砾层的覆盖有关。 在河流的下游，逐步过渡到沉溺河段。 3. 冰川地貌 庐山及其外围地区是否发生过冰川作用在学术界有过很大的分歧。 围绕我国 东部第四纪冰川问题，逐渐形成了两个学派：以李四光院士为代表的冰川学派认 为中国东部中低山区第四纪发生过冰川活动，并形成诸多冰川地貌遗迹， 另一派 则持完全否定的态度，以施雅风、李吉均院士为代表的反冰川学派。双方争议的 庐山地理综合实习报告 16 关键地区是庐山，争议问题的焦点是地貌成因、沉积物成因以及冰川发生的古气 候条件。 冰川学派观点 李四光教授认为，庐山在第四纪曾发生过三次冰川，并划分了三个冰期：鄱 阳冰期、大姑冰期、庐山冰期，依次变新。鄱阳冰期到达山下，作用遗迹因受长 期破坏所剩无几。 大姑冰期到达山麓， 形成了冰汛， 形状如肺。 冰汛主要有五处： （1）谷山冰汛； （2）白麓冰汛； （3）莲花冰汛； （4）东城冰汛； （5）石门涧冰 汛。庐山上有若干地貌支持冰川学派，如：大拗冰斗、王家坡 U 型谷、窑洼冰 窖等。庐山冰川活动仅限于山上东北部数处，而且庐山周围还有很多漂砾。 反冰川学派观点 以施雅风、 李吉均院士为代表的一批学者对中国东部第四纪冰川问题提出了 以李四光学派截然不同的新观点， “冰蚀”地貌成因问题，争论的中心是王家坡 “U”形谷及其东南侧的大坳“冰斗” 。反冰川学派认为，冰川长期侵蚀的谷地 多成对称的曹形谷地，而庐山的冰川谷地多与构造相一致，不像典型的冰川槽形 谷， 如王家坡 “U”形谷状如喇叭向下游开口，上源反倒变狭，这和山岳冰川“U” 形谷上游深广为雪粒盘所据，下游收缩变为峡谷的规律是全然不协调的；更加费 解的是巨大的王家坡“U”形谷仅有小的可怜的次生谷，不具典型冰川谷的特征， 而且上段谷地与其旁的分水岭女儿城相对高差只有几米、十几米，这样高悬在山 坡上的浅谷不可能装下几十米厚的冰川，并成冰川谷，如若冰层不后，冰层就不 可能运动，也就不存在冰川侵蚀作用和形成冰川谷的问题。 4. 夷平面 根据侵蚀循环理论，准平面由于随后的地壳上升而抬高，再受到流水侵蚀切 割作用而成为山地。 在山地的顶部可以残留着准平原的遗迹， 即相当平坦的顶面。 其范围可大可小，面上可以见到砂、砾等松散堆积物，而且一系列的平坦山顶大 庐山地理综合实习报告 17 致位于同一高度。它们代表了地质时期中准平原的表面，被称为夷平面。 庐山山上和山麓均存在夷平面，后由于地壳上升，地面遭受侵蚀切割，夷平 面面积不断缩小，大约被侵蚀了 90%左右。但是夷平面在现在仍然分布广泛。其 中，仰天坪、牯牛岭一带存在比较典型的夷平面。夷平面的变形说明了第四纪以 来庐山及山麓的不等量上升。并且随着时间的推移，山体的侵蚀与水流的作用会 导致夷平面面积的进一步缩小。 庐山地区存在着两个较大的夷平面：仰天坪和牯岭。庐山地区在白垩纪燕山 运动时期就开始了相对抬升，庐山在第三纪的演变是一个漫长的稳定时期，后接 受外来侵蚀物而形成了仰天坪和牯岭。 第四纪庐山地区又开始急剧抬升而且这次 的抬升是间歇性的，再以后由于流水侵蚀而形成了当前的地貌。但仰天坪和牯岭 也并非完全相同。仰天坪处由于裂点的相交造成了它的不稳定性，地貌的进一步 发育， 仰天坪这个夷平面必将被破坏掉。而在牯岭由于裂点相距较远以及岩性较 强，所以此处的夷平面是比较稳定的。 5. 湖滨地貌 5.1 鄱阳湖 鄱阳湖为中国的第一大淡水湖，面积 3960km2，外形像一只歪把的葫芦。鄱 阳湖的水位变化很大， 夏季汛期水位上升， 湖面陡增， 水面开阔； 冬季是枯水期， 水位下降，洲滩裸露。汇集赣江、修水、鄱江（饶河） 、信江、抚河等水经湖口 注入长江。湖盆由地壳陷落、不断淤积而成。形似葫芦，南北长 110km，东西宽 5070km，北部狭窄仅 515km。在平水位(1415m)时湖水面积为 3，150k ， 高水位(20m)时为 4，125k 以上。但低水位(12m)时仅 500k ，以致“夏秋一 水连天，冬春荒滩无边” ，使数百万亩湖滩地不能大量耕种，还易孳生草滩钉螺。 通常以都昌和吴城间的松门山为界，分为南北(或东西)两湖。松门山西北为 北湖，或称西鄱湖。湖面狭窄，实为一狭长通江港道，长 40km，宽 35km，最 窄处约 2.8km。 松门 山东南为南湖，或 称东鄱湖，湖面辽 阔，是湖区主体， 长 133km， 最宽处达 74km。平水位时湖 面高於长江水面， 湖水北洩长江。经 鄱阳湖调节，赣江 等河流的洪峰可减 弱 1530%， 减轻了 长江洪峰对沿岸的 威胁。鄱阳湖及其 周围的青山湖、象 庐山地理综合实习报告 18 湖、军山湖等数十个大小湖泊湖水温暖，水草丰美，有利於水生生物繁殖。产鱼 类 100 馀种，以鲤鱼为主，其次为青鱼、草鱼、鲢鱼、鱅鱼。贝、螺产量也较丰。 滨湖平原盛产水稻、黄麻、大豆、小麦，是江西省主要农业区。 该湖区受修河水系和赣江水系影响，枯水期水落滩出，形成草洲河滩与 9 个独立的湖泊；丰水期 9 个湖泊融为一体，形成鄱阳湖水一片汪洋。该地是迁徙 水禽及其重要的越冬地， 5.2 湖滨地貌及其形成演化 鄱阳湖的形成与扩张，出现了湖滨一带的沉溺现象，苏找了一系列独特的湖 滨地貌，以下介绍主要的几种湖滨地貌： （1）湖岬处波浪作用力最大，侵蚀作用很强，湖湾处波浪作用小，沉积作用 强，致使岸线向着平直的趋势发展。 （2）鄱阳湖的湖泊水位变化很大，在低水位时，湖岬部分出露沿湖蚀崖分布 的狭长型湖滩； 在高水位时， 湖湾部分的换会受到湖浪的侵蚀发育低矮的湖蚀崖。 有时湖蚀崖被水冲开，剩余的部分矗立在湖边形成湖蚀柱。这些湖蚀柱主要是由 坚硬的基岩或质地坚硬的网纹红土构成。 （3）湖蚀平台 波浪对湖崖底部不断冲刷掏蚀，形成湖蚀穴，导致陡崖逐渐崩塌，岸线逐步 后退，同时由于水位相对平稳，波浪长时间作用，形成了湖蚀平台。若水位不稳 定或间歇性稳定，则可能形成拥有多重阶地、平台的湖蚀平台。 6. 沙山地貌 鄱阳湖湖滨地带，有一些主要由松散沙粒组成的岗岭和丘群，海拔高度多在 4050 米，有的达到 70-90 米，甚至超过 140 米，人们简称之为“沙山” 。有关 沙山的成因，我们首先要考虑的就是沙的来源，岩石风化变成颗粒，在风力作用 下，大小不同的颗粒被风选，粗颗粒在山口堆积，细小颗粒被带走，在此堆积形 成沙山，我们可以看见，在沙山的上部，有一层黑色部分，这一部分的有机质含 量较高，并且有腐殖质的味道。 庐山地理综合实习报告 19 沙山的分布有以下三个特点： 1.均分布于现代的江滨湖边地带 2.沙山砂层覆盖在不同时代、不同成因的基岩或堆积物组成的、遭受过侵蚀 切割得古地面上 3.多数沙山分布的地貌部位为一面靠山，一面临水，夹于山水之间呈带状展 布。 (三) 典型地貌形态与地质的关系 地貌的形成无不与一定的地质构造和岩性有着密切的关系， 例如许多谷地的 形成常与构造带相适应，于是就有背斜谷、向斜谷、断层谷等，但也有些谷段与 构造像不适应，如先成河谷叠置河谷等。一定的地貌形态与特定的动力作用是分 不开的， 例如， 河流地貌与流水作用有关， 地下河与湖穴的生成， 既受流水冲蚀， 又主要与水溶蚀作用有关，划破、崩塌等现象则与重力作用相联系，沙丘是有风 庐山地理综合实习报告 20 力堆积而形成的。 庐山地貌是在第四纪的新构造运动中抬升成为断块中山， 在此基础上经过长 期的风化、冲刷、剥蚀，演变而来。最为典型的演变是次成山谷的形成. 在庐山“三背两向”的大构造褶曲的基础之上， 由于各部拉张程度以及岩性 的抗风化强度相异，在后期的风化剥蚀中遂形成次成山和次成谷。在背斜构造的 翼部， 相间出露石英砂岩组和长石石英砂岩组，在这个基础上发育了次成山和次 成谷。莲花谷向斜上宽下窄，其底部和两侧主要为石英砂岩和砂砾岩，即女儿城 砂岩， 岩性坚硬， 因而形成高悬的莲花谷向斜和两侧的女儿城次成山。 向斜谷口， 因女儿城砂岩收敛而使谷地变窄，并在谷口形成裂点。此外，在牯岭向斜与大月 山背斜之间，在长石石英砂岩上发育了白沙河和大校场次成谷地。在虎背岭背斜 庐山地理综合实习报告 21 和东谷向斜之间，发育了与大校场相应的西谷次成谷。七里冲谷地则是发育于三 叠泉向斜中的次成谷。 有很多地方由于地壳运动使岩石发生变质作用， 如在西谷， 岩层发育于浅海， 属于南沱组地层，岩性是含砾砂岩，在高温高压条件下，岩石发生变质作用，产 生硅化现象， 矿物重新排列， 形成片麻岩等变质作用下的产物。 尤其是在仙人洞， 变质作用更加明显。沉积石英砂岩在变质作用下， ，产生硅化现象，矿物定向排 列，形成片麻岩、石英脉。仙人洞本是褶曲的核，后来片岩风化崩塌，再经后期 人工的开凿加大，才形成了仙人洞。 (四) 水文特点与地貌形态 庐山的水系发育，受岩性和地质作用的影响，呈网格状分布。主要河流大致 沿北东南西向、 南东北西向构造线延伸。 历史时期的河流与现今的不尽相同， 很多河流发生河流袭夺，导致水系变迁。比如原来有一条河从日照山流出，注入 芦林湖。而另一条河经过东谷注入乌龙潭。注入芦林湖的河流侵蚀基准面比另一 条要高， 经过强烈溯源侵蚀， 把山脊切穿，出现一个极不 自然的直角转折， 即袭夺湾。 在花径一带原是西谷的自然 延伸部分， 保存老谷的形态， 后来由于天桥一方的河流强 烈下切、溯源侵蚀，导致西 谷的河流由天桥流向锦绣 谷，原西谷河流出口变为风 口，在天桥以南也形成一个 极不自然的呈直角的河湾。 被袭夺河下流干涸。庐山山 上基本上都是流向东南或西 北的河流袭夺流向东北或西 南的河流。原因是山体大量 上升后，流向东北或西南的 河流，比降大，加上断裂、 节理，溯源侵蚀加剧，以致 袭夺。 以下是庐山水系及其演 变情况 1、水系的形态：在构造 影响下，河流流向与构造走向一致，两者相互平行，作北东南西向，少数河流 流向与构造垂直，作南东北西向。 庐山地理综合实习报告 22 2、河流袭夺：河流袭夺的原因主要是庐山上升之前，山体内的河流已发育 为成熟的老河谷阶段，即河流循软弱岩层发育和沿岩层走向流动。 （上图为大校 场谷地） 3、瀑布：由于溯源侵蚀作用，即流水向沟谷源头侵蚀，随着侵蚀作用不断 加强，侵蚀面不断后退，转折点坡度变大，水流到次便会形成跌水，形成瀑布， 如三叠泉瀑布、大口瀑布。 庐山地区水资源丰富，有着丰富的降水、地表水甚至地下水，庐山顶上已打 出自流井，仰天坪开发区的供水也能满足。庐山地区的沟谷水系自成系统，各以 庐山为源，流归江湖。山顶山行行宽谷通过河流袭夺作用而沟通，下切 V 型谷多 瀑布跌水转入山侧深邃的峡谷。在庐山景区多借袭夺弯筑坝蓄水成湖，并建给排 水系统调节用水，或借以发电补充供电，同时增加了水体风光旅游。 庐山南坡降水情况 地点 海拔（米） 6 月 3 日 6 月 4 日 08 时 20 时 08 时 20 时 白鹤涧 650 13.5 8.2 7.9 0.0 太乙峰 1358 42.9 16.8 16.8 0.5 庐山地区多年平均降水量总的趋势是山区大于丘陵，丘陵地区北部大于南 部。多年平均 1 日、3 日最大降水量则北部小于南部。庐山站多年平均年降水量 为 1917.8mm，是庐山地区降水量较大的地点，也是江西省北部，鄱阳湖湖泊平 原水网区降水量最大地点。降水量以庐山为中心向四周逐渐递减。九江、德安、 星子等各站多年平均年降水量仅占庐山多年平均年降水量的 69%74%。庐山地区 降水除主要是受湿润季风影响外，79 月还受登陆台风影响，尤其是 8 月份，从 庐山地理综合实习报告 23 上饶地区的玉山至铅山一带进入江西的台风，使庐山出现大到暴雨。因此庐山地 区是江西受台风影响的三个台风暴雨中心之一，1953 年 8 月和 1975 年 8 月的暴 雨，就是典型台风暴雨中心，一次降水量均超过 700 多 mm，这两年也是历年中 出现台风暴雨较多年份。 庐山是座孤山，受强气流抬升作用影响比较剧烈，因此降水量的分布与高 程有明显的密切关系。用庐山地区现有的短期资料分析， 位于 1164m 海拔高程上 的庐山站降水量，并不是庐山最大降水地带，植物园、金竹坪，明耻桥等站点降 水量均比庐山站多 14%22%(以庐山站为百分之百计)。由于庐山受地形影响，不 同高程，降水量不同，庐山地区的海拔高程与降水量有较大关系，随高程增加而 降水量也随之增大，据统计，从 450m 至 1100m 高程范围内的雨量站点的降水量 都超过庐山站降水量，在 10001100m 高程上是转折点，再往上随高度增加，降 水量又逐渐减小。庐山地区按山上和山下丘陵(德安、星子、九江三站)4 个站资 料统计，历年年最大与最小降水量差值最大是庐山站 1848.1mm，最小是德安站 942.2mm。年内分配，4 站降水量都比较接近，相差最大的 8 月份也只差 4.0%。 按庐山气候特征分，春季 46 月属雨季，3 个月降水量占年总量 44%，夏季 78 月多雷阵雨天气，2 个月降水量占年总量的 21%，秋季 910 月秋高气爽，云雨较 少，降水量占年总量的 10%，冬季是 11 月至次年 3 月，长达 5 个月的降水量只 占年总量的 25%。 庐山地区蒸发量的分布趋势，是由上至下逐渐增大，丘陵地区南部大于北 部，正好与降水量分布相反。庐山站多年平均蒸发量 1009.4mm(均以 20cm 口径 计)，历年年最大蒸发量 1207.8mm，历年年最小蒸发量为 813.4mm，是全省蒸发 量最小的地区之一。多年平均年蒸发量丘陵区西北部九江站为 1536.2mm，西南 部德安站 1598.2mm，东南部星子站为 1827.9mm，比庐山站多 52%81%。蒸发量 在季节的分配上按庐山气候分，春季 46 月占全年的 25.6%，夏季 78 月占全年 的 28.8%，秋季 910 月占全年的 20.5%，冬季 5 个月仅占全年的 24.2%。鉴于庐 山地区气候条件，形成山上多年年平均降水量大于蒸发量，山下丘陵地区则 26 月蒸发量小于降水量，7 月至次年 1 月的蒸发量大于降水量。干旱指数区全年最 低值都在 4 月，最高值在 10 月份。多年平均干旱指数庐山站 0.36，是全省最低 值地区之一，4 站干旱指数见表 5。 1955 至 1956 年庐山地区西北部的黄龙潭和东南部的白鹤涧为小水电站求 取水量的月分配，曾设流量站，但均没有取得全年完整的流量资料，难以分析降 水径流关系。1973 年至 1975 年庐山东南部的庐山垅为解决河道和引水渠道用水 纠纷寻求水量分配比而设立观口流量站，施测河道和渠道的流量， 该站测流断面 以上集水面积为 30km2，源头在汉阳峰，流域内无雨量站，观口本站的雨量资料 只有 13 月和 912 月，汛期 46 月仅二段制观测，因此，观口站径流资料系列 延长，借鉴庐山站自记雨量资料比照分析所得。 庐山站 1973 年至 1975 年，因受台风影响，3 年的各年年降水量都超过多 年平均年降水量， 1973年超19.2%(以多年平均年降水量为基数)， 1974年超9.4%， 1975 年超 58.2%， 1975 年的年降水量为 3034.8mm， 是庐山站历年最大年降水量。 3 年平均年降水量为 2472.8mm，平均年蒸发量为 890.4mm，观口流量站 3 年平均 径流深 1590mm，年径流系数数为 0.64，蒸发系数为 0.36，见表 6。每平方公里 产