1樓：中地數媒
1.大氣圈對岩石圈的作用
大氣在地球上是密度最小、最易流動的，視若無形，比岩石軟弱得無法比擬。然而，正是它對堅固的岩石造成了強烈的破壞。古人以為岩石是不會爛的，所以秦始皇要在山東琅琊山上刻石記功，以求千秋萬代永存。
不過，琅琊刻石上的字跡早已模糊不清，主要就是大氣風化作用的結果。原來在固體地球內部很穩定的岩石，如果出露到大氣中，天長日久都會變得疏鬆，直至靜悄悄地自行崩解，由石頭變成砂礫、泥土。大氣的溫度變化，大氣中的某些成分(氧、二氧化碳、水等)與岩石裡的礦物相互作用，經常還有生物參與，導致岩石礦物發生成分的改變及結構的破壞，這種作用就叫風化作用(weathering)。
風化作用可分為物理風化、化學風化兩大型別。生物對岩石的風化作用，稱為生物風化作用，但其性質仍不外乎物理風化或化學風化。這些風化作用通常是同時發生，交叉進行，只是在不同的環境條件下，某一方面表現得比較明顯而已。
物理風化作用(physical weathering)是使岩石破碎，但化學成分並不改變的風化作用。晝夜氣溫的差異，是引起物理風化的主要原因之一。白天岩石表面受到陽光照射，溫度公升高，體積膨脹，但由於岩石的熱導率低，外面熱了，體積已膨脹起來，裡面變化較小;而在夜間，表面散熱快於內部，外部已在收縮，裡面還來不及適應。
如此內外脹縮不一，長期作用，自然要導致岩石內顆粒間結構變得鬆散，出現裂隙，以至岩石分崩離析。在乾旱地區，因空氣中缺少水分，吸熱保暖能力很差，晝夜溫差很大，這種溫差風化作用(thermal weathering)特別顯著，尤以沙漠、戈壁中為最甚(晝夜溫差可達50～70℃)。在高寒地區或寒溫帶交界處，存在於岩石裂隙中的水，因氣溫降低而結冰時，體積要膨脹1/11，產生的壓力可達96mpa，使裂隙變寬，岩石開裂;氣溫公升高後，冰又會融化成水而散失，如此反覆作用，對岩石的破壞自然相當強，這就叫冰劈作用(frost bursting)，也是一種物理風化作用。
岩石的裂隙水中如溶有鹽類物質，它們的結晶和潮解，也能起使岩石的結構變得疏鬆，發生物理風化。
化學風化作用(chemical weathering)，不僅可以使岩石結構鬆散，而且能使岩石的化學成分發生變化。來自大氣和地面附近的水，積極參與了這一過程;大氣中的氧(o2)、二氧化碳(co2)、二氧化硫(so2)、硫化氫(h2s)等元素和化合物，都起到了作用。岩石中有些成分是易溶的，如碳酸鈣(caco3)、氯化鈉(nacl)、氯化鉀(kcl)、硫酸鈣(caso4)等。
它們極易被水溶解帶走，可以使岩石內部變得疏鬆直至出現空隙。在大氣的作用下，有些礦物遇水，可以將水結合到內部，或被分解。如磁鐵礦(含二價鐵)經過氧化和水解作用變成含水的褐鐵礦(全為三價鐵)，硬石膏變成含水的石膏。
大氣中的氧，還有二氧化碳溶解在水中產生出的co2－
3或hco－
3離子，使岩石礦物中的某些成分氧化或碳酸化，改變岩石礦物原有的成分與結構，產生出新礦物。地球表層最常見的化學風化作用是，長石經過長期的水解和碳酸化作用，變成高嶺石，其化學反應式如下所示:
地球科學概論（第二版）
黃鐵礦(fes2)氧化後產生出褐鐵礦(fe2o3.nh2o)，其化學反應式如下所示:
地球科學概論（第二版）
碳酸鈣(石灰岩)與溶於水中的二氧化碳產生出易溶於水的碳酸氫鈣，也極易發生，是石灰岩地區最常見的化學風化作用。綜上所述，可見化學風化都是大氣與水共同參與作用的結果。
化學風化作用經常使岩石中易溶的元素(k、na、ca、mg)隨流水而散失;難溶的元素(fe、mn、al、si)則易殘留在原地，相對富集。
圖7-1 球形風化
影響風化作用強弱，雖然岩石本身的物理化學性質是基本的因素，但外界的大氣環境對風化作用的程序更有決定性的意義。濕潤多雨，化學風化作用顯著。如果氣溫高、濕度又大，化學風化作用會更強。
乾旱氣候區則化學風化作用較弱，而以物理風化為主。
有裂縫的岩石塊體上的稜、角部位，幾個方向同時都受到風化，因而破壞最快，最後稜、角優先風化，稜角逐漸圓化，並層層剝落，形成渾圓的岩石表面，這種現象被稱為球形風化(spheroidal weathering)(圖7-1)。
岩石經風化作用後形成的物質，除了溶解在水中的，還有大量碎屑，按照它們的粒度，即其顆粒的大小，常分為以下四類:礫(>2mm)，砂(2～0.05mm)，粉砂(0.
05～0.005mm)，粘土(<0.005mm)。
這些碎屑物，大部分被流水帶走，一部分被風颳起或被冰川帶走。殘留原地的，蓋在未風化的基岩之上的碎屑物和化學物質(fe、mn、al、si的氧化物為主)就叫殘積物(residue)，若在地表面上形成不連續分布的薄殼，稱為風化殼(weathering crust)。風化殼的頂部一般還常見生物和腐殖質參與作用，即形成土壤。
風化殼中有許多孔隙和裂縫，大氣和水能方便地進入其中，各種生物也在此活動，成為各圈層相互作用的交匯場所。風化作用的最重要的貢獻，簡單地說，就在於能把堅硬的岩石變成碎屑和土壤。
土壤(soil)是各種風化作用的綜合產物，它分布在陸地基岩或鬆散沉積物的表層，厚度一般在1～10m，薄的只有幾厘公尺厚，因含有機質而具有肥力，為植物的生長發育提供營養物質。土壤一般顏色偏黑，由礦物質、水、空氣和有機質四部分組成，其中礦物質是土壤的主體，佔總質量的90%以上，構成了土壤的「骨骼」部分。礦物質包括石英、長石等礦物碎屑和風化過程中形成的粘土礦物，如高嶺石、伊利石、蒙脫石等，其中粘土礦物的多寡影響土壤性質，優質的土壤其粘土礦物含量高。
在不同氣候條件下形成的土壤裡，粘土礦物的種類和相對含量都不一樣(圖7-2)。在溫暖濕潤的氣候條件下形成的土壤，粘土礦物豐富，高嶺石含量比較高，土壤細膩而鬆軟，有機質含量高，肥力較好;而在乾冷或乾旱環境中形成的土壤，含較多的礦物碎屑，粘土礦物含量較低，土壤顆粒較粗，有機質含量低，其肥力也較差。決定土壤礦物質和微量元素含量的主要控制因素是當地的地質條件。
一般來說，花崗岩地區，尤其是那裡花崗岩經受過強烈風化作用後形成的土壤中，礦物質和微量元素含量極其豐富，易於被植物所吸收，如山東的膠東地區、遼東以及福建東部等地農作物的品質好、產量高，區域岩石的背景就是乙個重要因素。而石灰岩地區，礦物質成分比較單一，微量元素含量很少，農作物的品質就比較差、產量也低，所以在廣西的石灰岩地區，儘管風景秀麗，「山水甲天下」，然而那裡的農村至今仍相對貧困。
圖7-2 不同氣候條件下土壤的粘土礦物組成和厚度變化(據j.gerrard，2000;李天傑等，2004)
在形成土壤的過程中，風化作用自地表向下逐漸發展，強度逐漸減弱，生物量和生物活動也逐漸減少，因而土壤在成分和結構上由上至下也逐漸發生變化，形成具有不同特徵的土壤層(圖7-3)，其中腐殖質層是土壤最重要的部分，厚度一般為十幾厘公尺到幾公尺，肥力主要儲存在該層中，它是生物參與作用的結果。在剖面上，土壤各層之間一般沒有截然的界線，而是逐漸過渡的。當然，也不是所有的土壤都具有這麼完整的剖面結構，不同的氣候、母岩、地形等條件下形成的土壤剖面結構均有所不同，有的土壤剖面很不完整。
圖7-3 土壤的剖面結構(據e.j.l.trabuck ＆f.k.lutgens，1997，修改補充)
圖7-4 不同氣候條件下形成的土壤型別
氣候對土壤形成的影響非常的明顯，不同氣候環境中的水溫條件和生物發育都不一樣，風化作用的型別和強度也有明顯的差異，因而在不同的氣候條件下形成不同型別(特徵)的土壤(圖7-4)。如在中國華南地區，強烈的化學風化作用使長石類等礦物被徹底地分解，富鋁化過程使易溶物質流失和鋁、鐵氧化物富集，形成了廣泛分布在華南地區的磚紅壤、赤紅壤、紅壤;在西北地區，在乾旱氣候條件下較弱的化學風化作用和碳酸鹽類的富集，形成了灰鈣土、慄鈣土、棕鈣土等;在寒冷的氣候區，以物理風化作用形成礦物、岩石碎屑為主，土壤不甚發育，主要為草甸土、寒漠土、寒凍土等。顯而易見，土壤與氣候之間存在因果關係，因而也可以利用土壤的特性來研究氣候變遷。
以上所講的是以相對靜止的大氣圈為主對岩石圈表層的風化作用。然而，空氣可以流動，即產生風(wind)。風也可以對岩石圈表層發生顯著的改造作用———風的地質作用(wind geological process)，包括風蝕作用，風的搬運作用，以及風的沉積作用。
這些作用在乾旱地區表現得十分強烈。
風蝕作用(wind denudation) 的強弱主要取決於風速，也受地面性質的影響。若地面上存在細粒鬆散物質，當風達到一定的速度，就能移動或揚起地面的風化碎屑和塵土。風對地表的破壞，是一種純機械(或稱物理)的侵蝕作用，風可以把地表鬆散的沙粒或塵土吹揚起來，離開原地;同時，風還能在地表附近用夾帶的沙石磨蝕岩石，從而不斷地破壞岩石圈表層。
地面上就會出現許多特別的風蝕地貌，如蘑菇石(mushroom rock)(彩圖ⅰ-3)和風蝕城(wind-eroded castle)。
風的搬運作用(wind transportation) 的能力大小同樣也取決於風速。細微的塵土，可以比較容易地被風吹揚得很高，懸浮在大氣中，搬運到遠處;大塊的礫石，只能在風速很大(大於30m/s)時才能緩慢移動或滾動;較小的沙粒則隨著風力的強弱起落，跳躍式地前進，出現「飛沙走石」的現象。流沙可堆成順風向移動的沙丘。
沙漠主要就是靠這種會移動的沙丘發展起來的。在沙漠中，物理風化作用特別強烈，不斷生成大量碎屑物，使得經過這裡的風總可以帶走沙和土。顆粒愈細微就被風搬得愈遠，大塊的石塊搬不動，留在原地，就成了戈壁灘。
風在搬運過程中，夾帶的碎屑在自相碰撞，同時也在磨損、衝擊地面上阻滯它的物體。土壤可以被它吹揚席捲而去，岩石也會被它磨損。由於風中的沙是愈貼近地面愈多，而且風並非就是水平運動，有時還會如旋渦掃過地面，捲揚塵土直上高空，出現「黃沙遠上白雲間」的奇觀。
由於風的這些活動，它所搬運過的砂礫有了自己的特點，如在風向相對穩定、長期吹蝕作用下，沙漠中相對不動的礫石被磨出了稜角，形成風稜石;那些較粗砂粒則會因在風蝕作用中從各個方向進行撞擊和磨蝕，以致逐漸磨圓並形成像毛玻璃一樣的表面;較細的粉砂，則在風蝕作用下產生許多細小的尖角顆粒，成為構建黃土的基本材料。
風速降低時，風中所攜帶的沙土就會堆積下來，這就是風的沉積作用(wind deposi-tion)。我國北方一些地區的黃土，就是近幾十萬年來，風從沙漠、戈壁灘中搬來的以粉砂為主的碎屑物，它們堆積在沙漠外圍、從河谷低處到海拔幾千公尺的高處。
在我國，黃土層(loess)覆蓋面積約440000km2(約佔國土陸地面積的4.6%)，厚度最大可達400m，為世界所絕無僅有，形成了獨特的黃土地貌(彩圖ⅳ-1)。
從上述大氣圈對岩石圈的作用過程中，我們看到了「天下之至柔，馳騁天下之至堅」(《老子道德經·四十三章》)，「氣無所不入，水無所不出」(三國時魏王弼對《老子道德經》的註解)。我們不能不為中國古代賢哲的智慧型而驚嘆!
風之所以能夠發揮如此顯著的作用，是因為沙漠地區缺乏水分，岩石裸露在地表，失去了植物的保護。只要沙土中有足夠的水分，由於水分子的粘結作用，風就無法把沙土揚起，如果再有植物生長在上面，風就更難有作為了。
2.大氣圈對生物圈、水圈的作用
地球上沙漠嚴格地分布在北緯及南緯15°～35°的範圍內，就是因為這兩個地帶是地球上的高氣壓帶(副熱帶高壓區)，從高空下沉的空氣乾燥，雨量稀少，而且風吹過地面又把水分帶走，加之這一區域氣候比較炎熱，地面水分的蒸發量遠遠大於降水量，地面上只有間歇性的暫時流水，生物十分稀少。這是大氣環流控制地面水和生物分布的具體表現。當然，這裡也不是絕對沒有水。
沙漠底下物質疏鬆，空氣可以進進出出，其所形成的露水，就成為沙漠中的一種水源。沙漠中的低處，仍可生長少量植物，反過來，也能增加和保持沙漠中的水分，可成為沙漠綠洲。
不僅沙漠的分布受大氣圈的影響，而且地球上的植被生長也受到大氣圈的控制。在低緯度地區，由於氣候炎熱，降水充分，給植物的生長提供了充足的陽光和水分，那裡的植物生長茂盛，陸地上是綿延不斷的茂密的森林，一年四季是鬱鬱蔥蔥的;而在高緯度地區，尤其在極圈地區，氣候寒冷，降水少，那裡是大片的草甸或苔原景觀，植被低矮而稀少。因此，從低緯度到高緯度，就出現了一系列的不同型別的植被。
同樣，在一些高山地區，從低海拔的山腳到高海拔的山頂，也生長不同的與氣候相適應的植被型別，一座山可有一年四季之表徵。這就是大氣圈對生物圈的作用，直接影響著生命的活動，從長期來看，尤為明顯。大氣環境的改變，是物種興衰、生態環境變異的重要原因。
「無風不起浪」，風過之處，空氣分子與水面摩擦，可產生波浪。在海洋中，可以形成幾公尺到十幾公尺高的大風浪，定向風還是推動長驅萬里的洋流的動力之一。產生在西太平洋面上的熱帶氣旋，可以大規模地把水分快速送上東亞大陸，這種作用對於我國人民的生活與農業的發展影響極大。
反之，如前所述，乾燥的風則可帶走地面上的水分，直至草木乾枯，形成沙漠。上述這些表現都是大氣圈對水圈的作用與影響。
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什麼是大氣圈，水圈和岩石圈
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