黄土高原

黄土高原基岩构造以六盘山为界分为东西两部分，西部属西域陆块，东部属华北陆块。六盘山以西黄土高原以新生代断陷盆地为构造特征，陇中盆地黄土下伏基岩为直接堆积在古老岩层之上的中新世到上新世早期的甘肃群。甘肃群堆积后，上新世晚期地面抬升，黄河及其支流挑河、祖历河、葫芦河随抬升而下切，基岩地面成为起伏较大的丘陵状。甘肃群为一套含有石膏的紫红色粘土，砂质粘土，砂岩和砂砾岩。其成岩性差，抗蚀力较弱，在地下水浸泡和润滑作用下极易发生重力侵蚀，常形成大型滑坡。六盘山以东的华北陆台由鄂尔多斯台向斜和山西台背斜构成，中间夹以黄河凹陷。鄂尔多斯台向斜和山西台背斜是未经褶皱变动的前震旦纪陆台。

陕北、陇东和晋西的鄂尔多斯台向斜在中生代发展成为一个大型的内陆盆地，当时地势东南高西北低，与今况刚好相反。西北部堆积了厚达1500米完整的中生代地层序列。其中神木，准格尔旗一带广泛出露的中生代灰绿色、黄绿色长石砂岩，当地叫砒砂岩，极易风化侵蚀，是当地及黄河中粗砂的主要来源。燕山运动使鄂尔多斯台向斜抬升，边缘发生断陷，形成汾渭谷地等一系列地堑谷地，到第三纪的中新世末鄂尔多斯台向斜成为准平原。上新世鄂尔多斯高原长城以南的准平原面上广泛堆积了三趾马红土，从三趾马红土的分布和厚度看，上新世时长城以南，渭北北山以北，六盘山与吕梁山之间是一个浅凹形的巨大盆地。地势西北高，东南低，己与今相同。三趾马红土透水性极差，是黄土下覆的主要不透水层，而且三趾马红土容易吸水膨胀，是黄土高原大型滑坡的主要滑移层。上新世晚期到更新世，鄂尔多斯高原边缘如汾渭地堑谷地进一步发展，同时高原整体发生掀斜运动，使地面形成自西北向东南倾斜的斜面，控制着河流的流向。在地貌演变过程中沟谷的发展，谷间地有些形成面积不大的平台，有些成为长条状或椭圆状丘陵，它们是鄂尔多斯高原塬、梁、峁地形的基础。

山西台背斜包括太行山以西、吕梁山以东。五台山是山西台背斜最古老的部分，并以此为顶点向南沿伸，东部为太行山，西部为吕梁山，两山之间为凹陷部分。古生代以来，凹陷部分堆积了巨厚的陆相碎屑物。燕山运动后山西台背斜中部受断裂作用晋中大断谷开始形成。中新世末晋中南的漳沁地区形成准平原，其后接受了上新世的三趾马红土堆积。喜马拉雅运动使山西台背斜进一步上升，晋中断谷不断发育，河流下切，到更新世黄土堆积时地面形成起伏较大的丘陵、成为山地与断谷、盆地相间分布的地形特征。 ^[6] 

黄土高原原生黄土是第四纪冰期干冷气候条件下的风尘堆积物，次生黄土是原生黄土经洪积、冲积改造而成的。在第四纪黄土堆积时期，随着冰期、间冰期的气候旋迥，黄土地层呈现黄土与古土壤的更替变化。根据黄土中的古土壤，黄土地层自下而上可以分为午城黄土、离石黄上、马兰黄土和全新世黄土。按洛川黑木沟黄土剖面，第十五层黄土下界面之下为早更新世午城黄土。第一古土壤上界面之下至第十五层黄土下界面之间为中更新离石黄土。第一黄土层是形成于晚更新世的马兰黄土。马兰黄土之上的黑沪土为形成于全新世的古土壤层。黄土高原黄土地层的分布厚度在六盘山与吕梁山之间一般为150-250米，六盘山以西一般在100米以内。不同地层黄土厚度也不相同：午城黄土厚度不大，洛川黑木沟为58米，山西午城为17.5米。离石黄土是黄土高原黄土地层的主体，一般厚度100-150米，最大厚度分布在径河与洛河的中游地区。马兰黄土分布极为广泛，一般厚度10-30米，天水附近小于10米，董志源9.6米，洛川源10米左右。全新世黄土厚度-般为2-3米，其中的黑沪土层厚度1-2米。 ^[6] 

黄土是在风力吹扬搬运下，在干旱半干旱环境堆积的风成堆积物，经过长距离的搬运和分选，其物质组成具有高度的均一性。黄土粒度以粒径0.05-0.005毫米的粉砂为主，所占比例58-75%。其次为粒径>0.05毫米的细砂，占15-32%。粒径0<0.005毫米的粘土占10%左右。黄土粒径存在着自西北向东南逐渐变细的特点，这一特点以砂粒和粘粒的变化最为明显。北部榆林附近砂粒的重量比在30%以上，向南到清涧、延安附近降为20%左右，咸阳、宝鸡一带降至10%上下。相反，榆林粘粒仅占10%左右，延安、清涧一带增至13-18%，咸阳、宝鸡为23-26%。这样自西北向东南根据黄土粒径可以把黄土高原黄土分为砂黄土、典型黄土和粘黄土三个带：静乐北-绥德-子长-环县-海原一线以北为砂黄上带。阳泉-沁县-浮山北-淳化-秦安-渭源以北，砂黄土带以南为典型黄土带。典型黄土带以南为粘黄土带。黄土在南北方向上的粒度分异对黄土地貌及土壤侵蚀具有深刻的影响。

黄土含有60多种矿物，其中石英占重量的50%左右，长石占20%左右，碳酸钙占10%左右。就化学组成而言，以二氧化硅占优势（50%），其次为三氧化二氯（8-15%），氧化钙（10%左右），以及三氧化二铁，氧化镁，氧化钾，氧化钠等，黄土中易溶性化学成份含量较高。

黄土结构为“点、棱接触支架式多孔结构”，土体疏松，垂直节理发育，极易渗水。黄土中细粒物质如粘土、易溶性盐类、石膏、碳酸盐等在干燥时固结成聚积体，使黄土具有较强的强度，而遇水后随着矿物溶解与分散，土体会迅速分散、崩解。黄土的抗侵蚀能力很弱。黄土中孔隙度-般可达45-50%，尤其大孔隙特别突出，当受水浸润后上体在自重和上部压力作用下，易发生湿陷。同时大孔隙也成为土体中水体和细粒物质迁移的通道，使黄土易发生潜蚀。 ^[6] 

黄土高原是新构造运动比较活跃的区域，新构造运动的主要表现是高原内部间歇性的大面积整体抬升，同时周围的拗陷区域不断地沉降。从黄土高原广大地区河谷多发育有3-4级阶地等判断，第四纪以来黄上高原以抬升为主，抬升幅度在150-30米，地壳抬升有利河流下切和侵蚀地貌发育，也有利于土壤侵蚀过程的加强。黄土高原内部六盘山是新构造运动的抬升中心，据现代水准测量，目前的抬升速度为20毫米/年。六盘山以西地区抬升量大于以东地区，抬升最快在华家岭一带，据1934-1955年陇海铁路水准测量，陇西、渭源等地现代抬升速度为31.4毫米/年，隆德、庄浪一带沟床下切速率达45-240毫米/100年。

华家岭以南地区河谷狭窄，一般有3-4级阶地，华家岭以北河谷较宽阔，只有2-3级阶地发育，所以华家岭以南抬升幅度更大。六盘山以东地区白于山至东胜一带是新构造运动抬升的中心。保德附近现代抬升速度在3毫米/年左右。山西台背斜新构造运动抬升幅度较大在五台山-恒山一带，这从五台山、恒山山前发育的串珠状洪积扇可以得到证明。第四纪黄土高原在抬升的同时，边缘拗陷区如银川平原、汾渭谷地在大幅度下沉，渭河平原固始凹陷第四纪沉积物厚度接近1000米。据地形变形资料，汾渭地堑的下沈速度为3毫米/年。黄河自140万年前后冲出三门峡后，汾渭谷地是黄河中游众多支流的侵蚀基准面，一方面黄土高原不断抬升，另一方面汾渭谷地持续下沉，必然对黄土高原土壤侵蚀起促进作用。地震是黄土高原新构造运动的强烈表现形式，对历史时期黄土高原地震记载进行统计，可以反映出黄土高原历史时期新构造运动的强弱变化过程。 ^[6] 

黄土高原地势西北高，东南低，自西北向东南呈波状下降。以六

黄土高原(4张)

盘山和吕梁山为界把黄土高原分为东、中、西三部分：六盘山以西的黄土高原西部，海拔2000-3000米，是黄土高原地势最高的地区。

六盘山与吕梁山之.司的黄土高原中部，海拔1000-2000米，是黄土高原的主体。吕梁山以东的黄土高原东部，地势降至500-1000米，河谷平原占有较大比例。

据此可将黄土高原分为山地区、黄土丘陵区、黄土塬区、黄土台塬区、河谷平原区。 ^{[6]  [7]} 

黄土高原西部涅水与黄河谷地之间的拉脊山、马衔山等海拔3000-4000米，相对高差1000-2000米，地势高亢，河谷深切，谷坡陡峭，是黄土高原海拔最高的石质山地。黄土高原中部的六盘山、白于山、唠山、子午岭、黄龙山、关中盆地北侧的北山等主要为石质或土石中山。六盘山主脊海拔2500米以上，主峰米缸山海拔2942米，东西两侧地貌差异较大，是黄土高原中西部之间-条重要的地形界线。白于山海拔1500-1800米，是洛河、延河、无定河、清涧河等的发源地，山体黄土厚度50-70米，岭脊起伏和缓，山坡流水侵蚀、重力侵蚀活跃，是黄土高原典型的土石山地。子午岭、黄龙山，岭脊和缓，受人为采伐、开垦，植被破坏严重，流水侵蚀，重力侵蚀严重。关中盆地北部的北山，由娄敬山、宝鉴山、碑子山、尧山等构成，海拔900-1200米，山势疏缓低矮，南陡北缓，主要由寒武、奥陶系灰岩构成，岩溶地貌发育。黄土高原东部山地主要有吕梁山、太行山、中条山等，以石质中山为主。吕梁山北起管浑山，南到龙门山，山体宽度30-100千米，海拔多在1500米以上，山势北高南低，山顶起伏和缓，局部保留有宽展平坦的古夷平面。中条山位于晋豫之间，走向北东东，主脊海拔1500米左右，主峰雪花山1994米，山势西高东低。 ^[6] 

丘陵区是黄土高原面积最为辽阔的地貌区，占黄土高原面积的56.79%。由于丘陵区面积广大，各地之间存在着较大的差异：甘肃临夏、和政、渭源等地为土石丘陵，海拔1900-2300米，相对高差150-250米，坡面沟谷侵蚀强烈。甘肃定西、渭源、通渭、会宁等地分布着面积广大的黄土梁状丘陵。陕西白于山、子午岭、唠山的外围地区，以及富县、宜君-带丘陵多呈纵长的梁状，梁面坡度和缓、梁坡陡峭、坡面沟谷侵蚀活跃。分布于山西河曲、保德、兴县、临县等黄河沿岸，以及陕西绥德、米脂、佳县、清涧、神木、府谷等地的饰状丘陵是黄土高原最典型的丘陵地区，饰顶海拔1200-1400米，呈错落的馒头状，赤坡多凸形坡，地面异常破碎，是黄土高原土壤侵蚀最强烈的地区。山西临县、离石、柳林、永和、汾西、古县等地，以及陕西延安、安塞等地为黄土梁筛丘陵，一般海拔1300-1600米，相对切割深度150-200米，梁赤坡面沟谷密布，坡面流水侵蚀、重力侵蚀活跃。陕西榆林、横山等长城沿线梁筛丘陵表层有薄层片沙覆盖，可称为沙盖梁筛丘陵。分布于陕西富县、宜川，陇东环县、庆阳、镇原等地的残源梁饰丘陵是黄土源长期受侵蚀切割，源面缩小，残破而成。 ^[6] 

黄土塬区主要分布在陕甘宁盆地南部与西部以及陇西盆地北部，洛川源、董志源、长武源、白草源是黄土塬的代表。洛川源位于子午岭和黄龙山之间的洛河中游，基底为三趾马红土覆盖的山间盆地，第四纪黄土厚度120-150米，塬面向洛河倾斜。董志塬位于陕甘宁盆地西南，介于径河支流马莲河与蒲河之间，塬面海拔1250-1400米，走向为西北-东南。董志塬受基地古盆地控制，塬面宽畅开阔，长约80千米，宽5-10千米，最宽处近20千米。白草塬位于祖历河中下游，在第三纪古盆地基础上形成，第四纪黄土厚度200米左右，塬面海拔1750-1900米，相对切割深度180-200米，塬面比较完整。长武塬位于径河流域，是陇东黄土塬的南延部分，塬面海拔1000-1300米，地势向东南倾斜，塬面比较完整。此外在黄土塬的外围如山西曝县、大宁、吉县等地：太原盆地北部的黄寨、大孟一带；陕西宜川云岩河与仕望河流域；陇东环江流域等分布着大面积的黄土残塬。黄土残塬是黄土塬被沟谷分割的结果，源面成条块状。 ^[6] 

黄土台塬区主要分布在关中盆地、汾河谷地、豫西、晋南黄河沿岸。关中黄土台塬沿渭河两侧作东西向分布，渭河北岸面积更为宽广。渭河以北自西向东主要有陵塬、贾村塬、周塬、咸阳塬、合肠阳-澄城塬等。渭河以南自西向东主要有五丈塬、翠峰塬、神禾塬、少陵塬、乐游塬、白鹿塬、铜人塬、代王-马额塬、阳郭塬、孟塬等。关中黄土台塬呈阶梯状向渭河倾斜，塬面平坦。豫西山地北麓台塬沿黄河南岸东西沿伸，较大的有张村塬、张汁塬、苏村塬、阳店塬、焦村塬、程村塬等，塬面呈阶梯状向黄河倾斜。晋南黄土台塬分布于中条山南麓苗城、平陆一带及峨眉台地，其中峨眉塬面积最大。汾河谷地黄土台塬沿汾河两侧分布，汾河下游浮山、翼城、翟山附近台塬面积尤为宽广。 ^[6] 

关中平原、汾河谷地平原和伊洛河下游平原是黄土高原面积最大的三个平原。关中平原由渭河及其支流冲积而成，西起宝鸡、东至潼关，东西长300千米。西安附近宽可达40千米。渭河沿线的河漫滩宽窄不一，宝鸡附近0.5-0.7千米，西安北郊4-6千米，华县、华阴附近5-7千米。渭河两岸有1-3级河流阶地，其中汁河与溺河之间阶地最宽可达10-20千米。渭河北岸河流阶地在径河以东最为宽广，由径河、石川河、洛河共同形成，阶地宽度可达20-30千米。汾河谷地平原主要分布在大同、忻州、太原、临汾、运城盆地，其中太原盆地长130千米，宽15-30千米，是汾河流域面积最大的冲积平原。临汾盆地长150千米，在临汾、洪洞一带最宽可达20千米。伊洛河下游平原西起洛阳，东到巩县，面积达670平方千米。此外在湟水、大夏河、挑河、祖历河、延河、无定河、秃尾河、窟野河、皇甫川、三川河、径河、洛河及黄河干流分布着由河漫滩和河流阶地构成的河谷平原。黄河干流永靖至靖远平原呈串珠状沿河谷分布，以兰州、靖远面积最大。兰州平原长35千米，宽5-6千米，发育有1-2级低阶地。煌水河谷地宽谷和峡谷相间分布，宽谷段形成宽广的河谷平原，如西宁段阶地宽可达4-5千米。无定河在鱼河堡至绥德四十里铺段形成长60千米，宽1000米的河谷平原，米脂县城1-2级阶地宽1300-1500米，上盐湾-鱼河峁附近宽度在2000米以上。 ^[6] 

黄土塬是指黄土覆盖的较高而面积较大的平坦地面，其周围为沟谷所环蚀，边缘由于受沟谷的向源侵蚀而参差不齐。它可以是黄土堆积在侵蚀切割不强、地势平坦的大片古地面上而成;也可以是充填山间或山前低地中的平坦黄土面受沟谷分割而成。它是黄土高原特有的保存完好而宽广的平坦地面。是中国西北黄土地区的特有地貌。塬面高出谷底约一百余米，黄土厚度达数十米，地下水埋深普遍在20米以下。 ^[8] 
　　

黄土梁是黄土区长条形的黄土高地，主要是黄土覆盖在梁状古地貌上，又受到近代流水等作用的侵蚀而形成的。依据黄土梁的形态，可分为平梁和斜梁两种类型。前者顶部平坦，宽度有限，长可达几公里。横剖面略呈穹形，坡度一般在1-5度，沿分水线的纵向斜度不过1-3度。梁顶以下，是坡长很短的梁坡，坡度大概在10度以上，两者之间有明显的坡折。在梁坡以下，其坡度更大。后者是黄土高原常见的沟间地，梁顶宽度较小，呈明显的穹形。沿分水线有较大的起伏，梁顶横向坡度3-5度，纵向坡度8-10度。 ^[9] 

黄土峁是黄土受侵蚀后所呈现出来的驼峰和馒头状的地貌形态，是黄土梁进一步受侵蚀所形成的。主要分布在流水切割比较强烈的黄土地区。如在吕梁山与六盘山之间黄土高原北部的黄土丘陵区，地貌形态就以黄土峁为主。在侵蚀形态中，沟蚀大于片蚀，沟头溯源侵蚀迅速，沟床下切与谷坡扩展也很快，沟头前进速度每年平均2米～3米，其沟间地与沟谷面积之比为5:5，切割密度为5000米/平方千米～7000米/平方千米，流水侵蚀强烈，年侵蚀模数很高。 ^[10] 

从黄土高原发展历史分析，黄土的物质来源及搬运外营力，在早、中更新世与晚更新世晚期以后有较大差异.目前源区所在地，也就是黄土发育最完整的地区，早、中更新世时是一个盆地，盆地中的物质来源主要来于周围山地的风化壳。而根据早、中更新世黄土层底部常常是粉砂层或混杂带（红、黄相混的亚粘土），黄土本身较为致密，其内部有微层理、粘土团块等结构特征，因而确定搬运外力主要是水。至于晚更新世晚期，黄土撅区已由盆地被抬高为塬，并考虑到处于高原北部和西北部的沙漠已发育完善，故此时黄土物质来源主要是北部沙漠区，搬运营力主要是风。这一点从马兰黄土的疏松结构、成分单一等特征上可以得到证实。黄土的形成除了水、风等外营力将周围物质搬运堆积外，最重要的，也就是说形成黄土必不可少的一个条件是黄土物质堆积后必需要有一个风化过程，即黄土化过程。所以促使黄土化的原因除生物作用外，在特定的干早或半干旱的大陆性气候条件下，碳酸盐化的作用是黄土形成的最重要原因。因此，从这个意义上讲，黄土成因全应视作复合成因。 ^[11] 

20世纪初，中国乃至世界地学界对黄土高原的成因进行过热烈的讨论，并提出了风成说、水成说、残积说和多种成因说等多种学说。后来认为黄土有复杂的形成过程，但风成过程是黄土形成的主要过程。 ^[12-14] 

大约在八百万年以前，黄土高原地区是一片汪洋的湖泊，其西起青海日月山，东到河南洛阳，南至陕西秦岭，北到陕北长城，湖面辽阔，水如汪洋，面积有如今的六个渤海之大，可称其为黄土原湖。在这巨大湖泊的西岸，是一片广阔的沙漠，南边和东边是一片荒芜的山，那时期，地球上的天气干燥而寒冷，到处吹着强劲的狂风，狂风吹起地上的沙土和尘粉，漫天飞扬的沙尘被吹落到黄土原湖湖泊，把湖水搅得十分浑浊。慢慢的，沙尘沉到湖底，一点一点，一层一层的累积起来，天长日久，经过上千万年的积累，湖底的积尘日渐丰厚起来，积了几百米至上千米，由于这一地质时期十分寒冷，大陆上吹的是干寒的西北风，所以风沙尘粉多是由西北向东南运行，在尘粉的运行过程中，大的颗粒总是要先落下来，中小的和小的依次后落下来，落进了广袤的黄土原湖，这样在这湖泊的底部就形成了依西向东，泥土层由粗到细的格局，靠近西北部的地方，泥的颗粒较粗一些，靠近东南部的地方，泥土颗粒依次较细。随着千万年的风吹，湖底的泥土愈来愈厚，在水面涌浪的感应力和重力作用下，泥沙颗粒排布也越来越紧密，这就为以后黄土的坚硬打下了基础。

当大暴雨的季节，强大的山洪又会带着山石和鹅卵石以及更粗大的沙粒奔向湖区，将这些石块粗沙平布在已积堆好的靠近湖边的粘土层上，而大暴雨过后，风沙尘粒又天长地久的落在湖中，将那些石块粗沙蒙盖好，靠近湖边的地区经常这样反复着，以至可以形成几层这样的泥层土、石层结构，这种运动大约持续了上千万年。慢慢的，地球上的气候变得暖和起来，风暴渐渐的不那么强劲了，吹入湖中的泥灰也就越来越少了，天气的变暖，使湖边也就渐渐长起了青草植被，湖中也慢慢有了贝类等小生物，大约2000万年以前，这里便有了数量众多的生物，而且有了大象犀牛等热带动物，动物们常常在了湖边嬉戏，游玩进食，偶而间有些死去的动物在湖边被泥沙埋起来，继而变成了化石。时间在推移，地球在变化，大约1500万年前的时候，这里的地貌发生很大的变化，从南印度洋推来的地球板块和欧亚大陆板块发生碰撞，以至把整个湖区慢慢的推升起来，湖的底部被抬高了，湖水便-渉而下，向东方的底洼地区涌去，流向东海。巨大的洪水带着泥土在华北平原上堆集，为以后华北平原的形成打下了最重要的基础。

在时间的推移下，黄土湖区愈抬愈高，而湖水变得越来越少，也愈来愈浅了，终于，在大约800万年的时候，湖水终于干枯，黄土被抬出地面，而渐渐的成了高原。也就成了今黄土高坡的地貌。随着湖水的干枯，高原的形成，气候也渐渐变冷，大象犀牛等等热带动物也就慢慢灭绝了，就形成了当今的地理环境和生态环境，这就是黄土高原的形成过程。所以说，黄土高原的形成即不能说单纯是风形成的，而也不能说是一次性洪水灾害形成的。它是在特殊的地理环境和特别条件下，慢慢由风尘和湖水相乎容存，相乎作用而形成的。这符合自然规律，也符合地层科学的解释。

黄土高原地理位置处在沿海向内陆，平原向高原过渡地带，自南而北兼跨暖温带、中温带两个热量带，自东向西横贯半湿润、半干旱两个干湿区。高原东部、南部属于暖温带半湿润区，中部属于暖温带半干旱区，西部和北部属于中温带半干旱区。黄土高原的气候既受经、纬度的影响，又受地形的制约，具有典型的大陆季风气候特征。 ^[16] 

黄土高原区域年平均温度为3.6～14.3℃，具有冬季严寒、夏季暖热的特点，气温年较差和日较差大，且东部和西部的温度变化较大。大部分地区温度条件能满足农作物两年三熟的需要。 ^[16] 

黄土高原东西之间的降水有较大差异，由于位于中纬度地带的东部季风区，又属高空盛行西风带的南部。冬季受蒙古高压控制，极地大陆气团南下，造成黄土高原冬季寒冷干燥，降水稀少的气候。春季由于冬季风衰退，而较弱的太平洋暖湿气流还难以影响该地区造成大气和土壤干旱明显，春旱现象严重。夏季黄土高原近地面处于大陆热低压槽的前部，而高空则在副热带高压的影响和控制之下，盛行太平洋热带海洋气团湿度较大，经冷空气的激发作用形成大面积降水，成为黄土高原降水的主要来源。秋季暖湿的海洋气团南退，冷空气进入黄土高原，但因南退的暖湿海洋气团受秦岭的阻挡，而变性大陆性气团侵入很快，形成较多的锋面降水。由此造成了黄土高原夏秋季多雨，而冬春季干旱少雨的降水特征，年降水量为150～750毫米。该区域东南部的汾渭盆地和晋南，豫西黄土丘陵区，年降水为600～750毫米，是该地区降水最丰沛的部分，而位于西部和西北部的宁夏，内蒙古黄河沿岸地带，鄂尔多斯高原西部，甘肃靖远-景泰-永登一线，年降水量为150～250毫米。降水400毫米等值线通过榆林，靖边，环县，固原北部一带，将整个黄土高原划分为东南和西北两个部分，年降水量自东南向西北逐渐减少。一年之中，降水多集中在7～9月，占全年降水量的60～80%，冬季降水一般只占到5%左右。而且由于季风的影响造成区域降水的年际和季节分配不均，变率大的特点，区内降水量的年相对变率平均为20～30%，季节降水的相对变率更大，多在50%～90%。丰水年的降水量往往是枯水年的几倍，甚至几十倍。再有就是区内极容易产生暴雨天气，相对集中于陕北、晋西和内蒙古准格尔旗一带，最大暴雨强度高达2毫米/分钟以上。 ^[16] 

黄土高原的蒸发量普遍高于实际降水量，年蒸发量为1400～2000毫米，其总体趋势是南低北高，东低西高。就年蒸发的变率而言，一般是春末夏初最高，冬季最小。区域的农业气候资源具有如下特点：即光热条件优越，但降水量少、蒸散量大，农田水分亏缺严重，主要是雨养农业。大风和沙尘暴日数多。 ^[16] 

黄土高原区域水系以黄河为骨干，发源于黄土高原的河流较多，约有200条，较大的有挑河、祖厉河、清水河、黄甫川、窟野河、无定河、北洛河、渭河、沁河、汾河等。河川径流不包括黄河干流年径流总量185亿立方米。受暴雨影响，大多数河流汛期洪峰急涨猛落，汛期水量占全年水量的70%以上。

黄土高原水系含沙量很高，往往一次洪水含沙量占全年70%-80%以上。高原浅层地下水补给主要来源于大气降水，大部分地区地下水贫乏，埋藏很深，多在50-60米以下，有的达100-200米。 ^[17] 

根据黄土高原不同的区域特征，可将其划分为5个亚高（平）原区：

从黄土高原的环境演变来看（沉积规律和植被演替），该区四个植被带（暖温带夏绿阔叶林、森林草原、干草原及中温带荒漠草原该区）基本上在全新世早中期己经形成。黄土高原地带性植被自东南向西北呈带状变化，特别是西周至战国时期已与现代植被带基本相似，其间伴随气候变化植被带界线虽有南北移动，但植被带格局不会发生大的变化。历史时期黄土高原植被覆盖状况变化很大，总的变化趋势是林草植被，尤其是森林植被的不断缩小和破坏。造成黄土高原历史时期植被破坏的原因除了气候变化外，主要是人为开垦土地，采伐森林和过度放牧，所以黄土高原历史时期植被变化主要是在人类生产和建设中对植被的破坏。 ^[16] 

黄土高原区域内植被呈东北-西南走向的水平地带性分布，由东南向西北依次出现暖温带夏绿阔叶林、森林草原、干草原及中温带荒漠草原的分异。由于气温和降水随海拔的变化，高原东部和南部的山地植被呈明显的垂直分布差异。按照温度状况、水分条件组合，并参照植被、土壤和农业特点，可以划分为暖温带、亚湿润的落叶阔叶林地带，暖温带、半干旱的干草原地带，中温带、干旱的半荒漠地带等三个自然地带。根据不同的地貌类型以及水土流失较大的地区性差异，可划分出若干自然区和亚区。落叶阔叶林地带以农为主，能种植耐旱作物，耕地多为旱坡地，水土流失、干旱缺水严重。水土保持宜以工程措施为主，生物措施要注意乔灌草的结合；半荒漠地带是以牧为主的半牧半农区，种植业依赖灌溉。本区的南部与落叶阔叶林和常绿阔叶混交林区相邻，西部向青藏高原植被地带过渡，加上境内多山，有多种类型的山地植被发育。 ^{[16]  [24]} 

黄土高原水力侵蚀分水力侵蚀、重力侵蚀、风力侵蚀等三种。水力侵蚀的特点是以地面的水为动力冲走土壤；重力侵蚀是由于土壤及其成土母质自身的重力作用，不能继续保留在原来的位置，分散地或成片地塌落；风力侵蚀主要的特点是由于风力扬起沙粒，离开原来的位置，随风飘浮到另外的地方降落。 ^[25] 

土壤侵蚀强度等级是评定土壤侵蚀强弱的标准，一直是土壤侵蚀研究的重要问题，中国水利部曾于1985、1997年两次拟定土壤侵蚀强度等级，但水利部的等级划分是针对整个中国而言的，黄土高原土壤侵蚀有其特殊性，因此黄土高原土壤侵蚀强度分级是研究的热点问题之一。参照水利部土壤侵蚀强度等级和黄土高原土壤侵蚀强度方面的研究成果，黄土高原土壤侵蚀强度等级可分为8级，可见下表。 ^[6] 

河流输沙与流域产沙之间的关系用泥沙输移比来表示，亦即河流某断面的输沙量与该断面以土流域产沙量的比值。一般来说，河流输沙量不等于流域产沙量，因为流域在输沙的过程中往往伴有泥沙的堆积与侵蚀。但是黄土高原的研究表明，河流泥沙以悬移质为主，河流推移质占泥沙比例不大，泥沙输移比接近1，可以用河流输沙量近似地代替流域产沙量。 ^[6] 

六盘山和吕梁山是黄土高原侵蚀强度空间分异的界线，六盘山以西和吕梁山以东绝大部分地区侵蚀强度在第三档以下，只有渭河上游和祖历河流域3.16x10000平方千米的区域侵蚀强度在第四档。六盘水妇和吕梁山之间侵蚀强度较大，且南北差异显著。北山以南的关中平原侵蚀强度多为第一档；北山以北至庆阳—延安—离石—线以南侵蚀强度多在第三档。此线以北长城以南侵蚀强度都在第四档以上，其中有两个强烈侵蚀中心和一个强烈侵蚀带：皇甫川、窟野河、孤山川、佳芦河、秃尾河等流域为一个强烈侵蚀中心，面积17126平方千米，窟野河中下游和孤山川流域侵蚀强度为第八档。无定河中下游、北洛河上游，延河、清涧河上游，马连河流域为另一个强烈侵蚀中心，侵蚀强度在第五档-第六档之间。北起山西河曲镇，南抵龙门的晋陕峡谷两侧为强烈侵蚀带，面积30563平方千米，侵蚀强度为第六档。 ^[6] 

1985-2015年的研究数据显示，黄土高原近三十年黄土高原暖干化趋势明显，风速呈现出显著下降趋势，水蚀区、风蚀水蚀交错区及风蚀区也经历了同样的气候变化趋势。黄土高原及水蚀区、风蚀水蚀交错区、风蚀区内植被覆盖都呈上升趋势。草地和耕地是黄土高原两种最主要的土地利用类型，过去三十年黄土高原各土地利用方式中，聚落变化幅度（增加）最大，其次为荒地（减少）。黄土高原以及水蚀区、风蚀水蚀交错区、风蚀区内土壤侵蚀环境的变化趋势，包括气象因素和下垫面因素，都有助于减少区域内土壤侵蚀的发生。 ^[26] 

黄土高原地区降水资源时空变化大。东南部半湿润地区降水为600毫米～800毫米以上，干燥指数1.0～1.5；中部半干旱区降水量在400～500毫米，干燥指数1.5～2.0；西北部干旱区降水在300毫米以下，干燥指数为2～6。在年降水量>400毫米的地区，发展旱作农业基本可行；降水量为300-400毫米地区，旱作农业便不稳定；年降水量为200～300毫米及其以下，发展旱物农业不可能，需要灌溉条件。黄土高原降水季节性变化大，夏季最多，冬春最小，7、8月多暴雨，9月多连阴雨，暴雨是产生水土流失、黄土侵蚀地貌、洪涝、滑坡、泥石流的重要原因。由于降水季节分布不均也经常出现春旱和伏旱。 ^[27] 

黄土高原地区土地资源大体可以分三类：一、黄土丘陵（坡度>3°），二、平地（坡度<3°），三、土石山丘地。

黄土丘陵约占全区总土地面积40%，有3.7亿亩。黄土丘陵主要分布在甘、陕、晋三省分别占黄土丘陵的32.8%，32.6%和17.1%（合计：82.5%），其余是零散分布。黄土丘陵的地形具有较大的坡度，3~7°的平坡地占丘陵面积的16.2%，7~15°的缓坡地占27.3%，15~25°的斜坡地占33%，>25°的陆坡地占23.5%。黄土高原地区平地面积约2.8亿亩，占全区土地面积的30%，其中：川平地占58.7%，高平地占41.3%。川平地土壤水土条件和灌溉条件好，在内蒙古河套平原和宁夏平原尚有较大面积连片盐渍化土地，多具灌溉条件，只需解决好灌溉问题，均可变为农田。高平地干旱严重，其中塬地、台地及顶部平地因沟壑蚕食作用面积日趋缩小，亟待保护。土石山地面积2.01亿亩左右，占全区土地面积22.3%，其中坡度>15°的土石山地面积占总土地面积的16.6%。土石山地主要分在山西省，占52.5%；其次分布在青海省，占18.1%；其余零星分布。土石山地主要为林业用地。 ^[27] 

黄土高原地区的土壤主要有6大类：黄绵土、褐土、垆土、黑垆土、灌淤土和风沙土。黄绵土为广泛分布于黄土丘陵区的土壤，明显地继承了黄土本质的特点：土层深厚、质地匀一、多孔疏松、透水透气，易于耕作，适于多种农作物和林草生长。但黄绵土地的这些特点使其易受侵蚀，在自然因素和人为因素作用下，土壤普遍退化，土地的再生性减弱，黄土高原土壤退化面积达33.7万平方公里，占总面积54%。另外，在黄绵土基础上，经过多年耕种熟化，形成一些特种的肥沃土壤，如垆土和黑垆土。黄土高原地区的土壤钙、钾含量高，但有机质，氮素和磷素都严重缺乏。据抽样测定，土壤钾的含量为1.5~2.5%，速效钾含量<100ppm的土壤占37.9%；有机质含量<1.0%的土壤占57.1%，其中<0.6%的占22.1%；氮素含量<0.075%的土壤占68.8%，其中<0.05%的占35.4%；全磷含量为0.05%的0.18%，平均为0.123%，与华北平原相当。黄土高原地区土壤退化养分不足，再加上缺水，严重制约了农业的发展。 ^[27] 

黄土高原地区森林资源贫乏，是典型的少林地区。全区林业用地面积972.33万公顷，其中有林地面积为450万公顷。森林覆盖率为7.16%，较中国的12.98%低5.82%。含灌木在内的森林覆盖率也低于中国平均水平。黄土高原地区的森林覆盖度也远低于世界和平均水平（32.3%）。黄土高原地区森林覆盖率也不均衡，森林覆盖率由北向南依次升高。主要分布东南区和土石山区。黄土高原林业用地占土地总面积的28.79%，有林地占林业用地的24.86%。 ^[27] 

黄土高原地区草场破坏严重，面积日益减少，质量下降。全区有草场3.5亿亩，约占总土地面积的1/3，占中国草场面积的7.4%。草场植被的明显特征是植物群落结构简单，草层低矮、稀疏，多为单层结构，群落的数量结构普遍低。全区草场覆盖度在25～65%之间。基本植物多旱生，产草量偏低，平均每公顷3.75吨。黄土高原地区草场，集中分布于黄土丘陵区和风沙区。这些地区干旱少雨，风蚀、水蚀十分严重，自然灾害频繁，再加上过度放牧等人为破坏，草场退化。表现为覆盖度和产草量下降，优良牧草种类减少。沙化草场占草场总面积的90.6%。 ^[27] 

黄土高原盛产地区苹果、梨、柿、枣、杏、桃、核桃、葡萄、李、石榴、猕猴桃等。除此之外，还有有经济价值的其他资源植物，共达3500种左右。其中许多是特用资源植物，例如：甘肃永登的玫瑰，陕西黄龙、大荔等地提炼高级香精的薰衣草，甘肃、青海地区的发菜，青海的蕨麻（人参果）。宁夏的甘草，六盘山的蕨菜、黄龙山一带的倒卵叶五加皮，以及分布广泛的沙棘等。 ^[27] 

黄土高原地区按太阳幅射总量，全区在50×108~63×108焦耳/平方米之间，均比纬度相近的中国东部地区高。年日照时数2000～3100小时，日照百分率达50～70%，且北部多于南部，较同纬度华北地区多200～300小时。光能丰富、日照充足，为绿色植物光合作用提供了能量基础。积温，≥0℃积温，全区在3000～5000℃，≥10℃的积温在2500～4500℃之间，从积温来看，黄土高原比较丰富，适于多种喜凉、喜温作物生长。 ^[27] 

黄土高原地区探明有储量的矿产种类共有77种，包括能源矿产、金属矿产及非金属矿产三大类。在中国45种主要矿产中，黄土高原地区具有34种。尤其煤炭资源储量大，分布有大宁（大同、宁武），泌水（阳泉、潞安、晋城、阳城）、神府—东胜、准格尔等特大煤田。此外，还有丰富的铝土矿、有色金属、盐碱等矿产以及石油、天然气等，主要矿产的潜在价值几乎占中国的一半。从主要矿产资源在中国的地位来看。煤矿产量占中国的70%以上，煤种齐全，储存条件好；天然气资源丰富，是中国陆地最丰富的天然气盆地之一。铝土矿储量占中国的58%；钼矿储量占中国的36%；稀土矿占中国的95%；铌矿占中国的一半以上；铜、铅、锌、铁、硫铁、天然碱、芒硝、沸石、石膏等都居中国重要地位。 ^[27] 

截至2001年，黄土高原地区水土流失的面积34万平方公里，其中土壤侵蚀大于1000吨/平方公里和5000吨/平方公里的面积分别计为29万平方公里、16.6万平方公里。从水土流失的分布来看，侵蚀强度大于5000吨/平方公里的面积，甘肃省面积较大，为5.18万平方公里，占全区大于此等总面积的36%，其次是陕西为4.89万平方公里，占34%；再就是山西2.88万平方公里，占20%；其余各省区合计只占10%。全区侵蚀度大于10000吨/平方公里的是陕西占73%；山西占16%，内蒙古占11%。黄河平均输沙量基本上徘徊在16亿吨左右。年侵蚀产沙量陕西最多，约8亿吨/年。 ^[27] 

截至2009年，黄土高原水土流失面积达到45.4×104平方千米，其中年侵蚀模数大于第四档的强度水蚀面积为14.65×104平方千米，占中国同类面积的38.8%；年侵蚀模数大于第七档的剧烈水蚀面积为3.67×104平方千米，占中国同类面积的89%。黄土高原输入黄河下游的泥沙多年平均为16亿吨，其中有4亿吨淤积在黄河下游的河道上，平均每年淤高10厘米，造成下游河床高出两岸地面3～10厘米，最高处达15厘米。 ^[5] 

严重的土壤侵蚀危害性极大，主要表现在以下几个方面：蚕食土地、沟壑纵横。水土流失造成黄土高原千沟万壑，地形破碎，起伏不平。在水土流失严重的地方，沟谷密度达3～6公里/平方公里。沟谷溯源侵蚀，河流凹岸被冲，重力滑坡，崩塌，泻溜等现象不断发生，蚕食土地。黄河年均输沙量16亿吨，这意味着从黄土高原地区55万平方公里的土壤侵蚀面积上平均每年被剥蚀约3毫米厚黄土。土壤退化，肥力衰退，严重影响农业生产。黄土高原地区60%是坡耕地，易发生水土流失，使肥沃的表土丧失殆尽。据估算：黄土高原地区每年需流失的土壤有机质达1800万吨，氮素154万吨，仅氮素折合成尿素化肥335万吨，相当于全区全年的化肥用量。土壤贫瘠，保水，保肥能力下降，因而农业低产（坡耕地亩产仅几十斤），三料俱缺，陷入“越垦越穷、越穷越垦”的恶性循环。严重影响能源重化工业基地的建设。 ^[27] 

黄土高原地区风沙危害区主要位于长城沿线以北，阴山以南，贺兰山以东，朔州市、呼和浩特一线以西，以鄂尔多斯风沙高原为主体，面积约20万平方公里，约占全区面积的1/3。在风沙区内沙漠化土地面积达11.8万平方公里，约占风沙区总面积的57%。严重沙漠化面积约为3.6万平方公里，主要为毛乌素沙地、库布齐沙漠及河东沙地（指宁夏黄河段东部），占风沙区总面积的17.4%。在风沙区，仅风沙填积的入黄沙量即达1.6亿吨，约占黄河年输沙量的1/10。 ^[27] 

黄土高原面上污染不严重，局部工业城市及矿区污染严重。黄土高原地区工业三废污染，主要集中在一些工业城市。由于黄土高原地区沟壑纵横，工业城市多位于盆地之中，大气以煤烟型污染为主，如兰州、太原、西安。地表水以有机污染为主，局部地区重金属污染，黄土高原地区能源重化工基地的兴起，单位工业产品产值的三废排放量大。 ^[27] 

工程措施主要包括修水平梯田，打坝淤地，引洪灌地。根据黄土高原现状，在一些坡度较小的缓坡上建设水平梯田，能平整土地，减少水土流失，有利于保水、保土、保肥，利于耕种；打坝淤地可使大量的肥土淤泥，在坝内变成沟底平地，既拦水淤泥又形成平坦肥沃的可耕地；引洪灌地就是引用暴雨产生的洪水漫灌川地、台地、坝地等，可有效的控制黄土高原的水土流失问题。 ^[28] 

根据对1987～1992年七年的人工草地的水土保持作用的分析，当覆盖率在20%～40%时，具有明显减少侵蚀作用；当覆盖率达到60%～70%时，可减少土壤侵蚀量90%以上。由此可见，植树种草可以有效的减轻水土流失。由于黄土高原气候干旱，应以乡土林种为主体，合理利用外来树种。在林种布局完整的基础上，要慎重选择经济林树种。在降雨量400毫米以下的地区，以营造灌木林为主，使经济效益和生态效益、保护和利用并举，大力营造农田防护林、水源涵养林、分水岭防护林，可有效促进黄土高原的水土保持工作。 ^[28] 

从黄土高原水土流失人为因素来看，不合理的土地利用是引起水土流失的重要原因。根据旱坡地坡度大小，提出一套适合于坡度大小的耕作制度，即大于30°的坡地实行草灌间作，25°～30°的坡地实行了草粮两轮间作，小于25°坡地水坡地水平沟种植，在缓坡地丘陵地尽量增加人工草场，发展畜牧业，在川地、坝地、发展耕作业，这样有利于保持水土、发展水土、发展生产。实践证明，黄土高原必须遵循客观规程，走“宜农则农、宜林则林、宜牧则牧”的道路，因地制宜，合理利用耕地，黄土高原水土流失才可能得到根本改善。 ^[2] 

20世纪80年代以来，中国先后实施了八片治理工程、黄河中上游水土保持重点防治工程、坡耕地水土流失综合治理等一系列水土流失重点防治工程来治理黄土高原水土流失问题。 ^[29] 

1978年，中国开始实行“三北工程”，其将治理黄土高原水土流失作为一项主要任务。三北工程通过3个阶段进行全面治理。第一阶段从1978年到1988年，以单纯生态造林绿化为主，坚持按山系、分流域综合治理的原则，大力营造水土保持林和水源涵养林，一些重点治理区的生态面貌得到初步改善；第二阶段从1989年到2000年，大力建设生态经济型防护林体系，将生态建设和农村、农民的经济利益结合起来，水土流失治理速度加快、规模加大；第三个阶段是从2001年到2008年，在大力发展生态经济型防护林体系的基础上，合理引水、充分保水、有效节水、高效用水，大力推广以抗旱造林为核心的径流林业技术，把土地利用结构调整与建立合理的产业结构、完善农民收入结构结合起来。

三北工程建设30年大大改善了黄土高原区的环境状况，共治理黄土高原水土流失面积3亿多亩，64黄土高原区的森林覆盖率由1977年的11%提高到2008年的19.55%。土壤侵蚀模数大幅度下降，年入黄泥沙由16亿吨减少到2008年的13亿吨，年均减少3亿多吨。 ^[30] 

黄土高原是中华民族的发祥地之一，新石器时期文化遗址在黄土高原南部分布广泛，尤其在汾渭河谷地和豫西地区最为稠密。当时人们以渔猎、采集为生，说明当时黄土高原南部维持着较好的自然生态系统。商周时期中国出现了文字记载，生产力水平的提高，农业生产由原始农业向传统农业转变。商周时周人主要活动的北豳（庆阳、西峰一带）、古豳（彬县、长武一带）、周原（扶风、岐山一带）锄耕农业已发展到一定水平。夏代中国有人口1355万，周代1371万人，其中1/2左右分布在汾渭河谷和豫西地区，这两地区人口密度30-40人/平方千米。即便如此，从《诗经》中仍可看到黄土高原南部野鹿成群，虎豹出没，森林面积广大，农耕面积有限。春秋、战国时期铁器出现，犁耕农业逐渐代替锄耕农业，关中、汾河谷地、洛阳盆地、天水盆地农业进一步发展。战国时秦将自己的势力向渭河上游、陕北北部推进，赵则向晋北地区扩张，在这些地区建立城邑，开垦土地，发展耕作，但直到战国末农耕业主要集中在太原一龙门一天水以南地区，以北畜牧业仍占优势，整个黄土高原人口稀少，开垦指数不高。 ^[6] 

秦汉、隋唐黄土高原是中国的政治、经济中心，人日与土地利用变化较大。秦统一全国后统治范围向北推进到黄土高原北部秦长城一线。西汉时期统治范围进一步向北、向西推进，汉武帝时向北到达阴山，向西到达河西走廊，黄土高原几乎全部都在西汉的统治之下。秦汉时期是中国农业发展的第一个高峰，农耕文化大举进入黄土高原，从绥德、米脂一带出土的汉画像石可以清楚地反映出这一点。西汉时曾向黄土高原大量移民，再加上大批吏卒屯守边防，黄土高原人口迅速增加。据《汉书·地理志》记载，西汉元始二年（2年）黄土高原地区有人口880万人，其中洛阳盆地人口密度最高为132人/平方千米，关中为30一90人/平方千米，陕北及晋西北为10一13人/跑平方千米，天水盆地为10.74人/平方千米。人口的增加和农耕的发展使部分林草地被开垦，但开垦程度较高主要在南部的关中、洛阳盆地和天水盆地，当时农牧业界线在太原一龙门一宝鸡一线。此线以北的广大黄土丘陵地区耕地主要分布在河谷平原，其余地区仍保持自然状态。东汉、三国、两晋、十六国、南北朝时期黄土高原战争频繁，社会动乱，人口大量减少，原来的农耕区向南退缩，黄土高原的广大地区重新成为游牧区，生态环境得以恢复。

据《续汉书·郡国志》记载，东汉永和五年（140年）黄土高原总人口为507.6万人，比西汉减少了43%。当时陕北及晋西北人口4.94万人，比西汉的130.55万人减少96%，人口密度减为0.5人/平方千米以下。西晋时黄土高原人口比东汉又有减少，据《晋书·地理志》记载，西晋太康元年（280年）黄土高原总人口204万人，比东汉减少4%5。《晋书》中山西河曲、偏关、保德、陕北、陇东马连河流域为游牧民族居住区，无人日记载，人口当比东汉时更为稀疏。当时西安附近的京兆人口密度为34.88人/平方千米，关中东部的左冯诩为3.29人/平方千米，关中西部的右扶风为9.46人/平方千米，洛阳附近为55.85人/平方千米，天水附近为5.55人/平方千k/耐，比西汉时减少l2/以上。

隋唐时中国重新归于统一，而且社会安定，经济繁荣，成为中国农业发展的第二个鼎盛时期。随着经济的发展，黄土高原人口增加，农耕业逐步代替游牧业。《隋书·地理志》记载，隋大业五年（609年）黄土高原总人口为1104万人，是西汉的125%、西晋的5.14倍。陕北、晋西北人口密度己经赶上了西汉，径河上游、马连河上游己是西汉的数倍，唐初实行均田制，关中大兴水利，不仅使关中、汾河下游，洛阳盆地全部成为农业区，而且农耕业扩大到地势较高的黄上台源、北山南麓黄土覆盖的山前平源。农耕区还沿渭河向西到达天水、陇西，直至涅水湟水河谷地。天宝时（742一755年）唐代经济达到了顶峰，当时黄土高原人口1015万人，关中、汾河下游、洛阳盆地人口密度50-100人/平方千米。隋唐时期基本奠定了黄上高原南部农业生产的格局，人口增加，植被破坏，城镇兴起，对这一地区土壤侵蚀产生了明显的影响。但黄土高原中部、北部自然环境的总体破坏程度并不甚严重，黄土丘陵地区畜牧业仍占较大比重。 ^[6] 

唐以后的五代十国（907一979年）黄土高原人口有较大幅度减少，但到宋代人口得到恢复。据研究南宋嘉定三年（1210年）山西人口密度为45.72人/平方千米，陕西为21.44人/平方千米。北宋在黄上高原上形成一条与辽、西夏对峙的军事分界线，这条界线东起大同以南，经陕北、宁夏南部、兰州以北直至西宁以西，绵延1000千米。沿这条分界线，北宋修筑了大量城镇、堡寨、派驻大批军队戍边防卫。为解决军队给养，招募人口沿边屯耕，沿分界线形成了一条人口稠密，垦殖程度较高的地带，也使此分界线所经地区生态严重恶化。此线以南的黄土丘陵沟壑区仍然以牧为主，与唐代后期比较，土地利用没有太大变化。元代统一后，黄上高原虽结束了军事对垒，但元代连年残酷的战争和元对汉人实行的屠杀政策，黄土高原人口大幅减少，元至元二十七年（1290年）山西人口密度仅为8.20人/平方千米，陕西2.57人/平方千米，宁夏2.82人/平方千米，甘肃2.15人/平方千米。 ^[6] 

明代黄土高原人口得到恢复，明弘治四年（1491年）山西人口密度达到31.6人/平方千米，陕西15.68人/平方千米，宁夏5.02人/平方千米，，甘肃4.41人/平方千米，青海1.45人/平方千米。明自建国之初就在黄土高原北部修筑长城，在修建长城的同时，沿长城大兴城镇聚落，移民实边，长城沿线形成人口密集的地带，其人口远较长城以南的黄土丘陵沟壑区稠密。如嘉庆《重修一统志》记载，嘉庆二十五年（1820年）山西宁武人口密度为40.26人/平方千米，保德为50.64人/平方千米，而其南部的爆州仅22.88人/平方千米；榆林人口密度41.99人/平方千米，而其南部的绥德仅33.17人/平方千米，延安仅19.58人/平方千米，。当时的长城是农牧业的分界线，长城沿线不仅分布着数百万边民，而且驻军也三分戍守，七分屯田，每个屯田士卒须种地50亩，使长城沿线被彻底开垦，长城以南则农牧业兼有。

清代国家统一，社会安定，人口快速增长。明弘治四年（1491年）黄土高原总人口达到1500万人。经200多年到嘉庆二十五年（1820年）人口达到1995万。到道光二十年（1840年）人口增至4100万人，达到封建时代黄土高原人口的峰值。1820年黄土高原人口密度是：山西91.36人/平方千米，陕西61.16人/平方千米，甘肃34.24人/平方千米，宁夏31.37人/平方千米，青海6.95人/平方千米。其中关中、谏汾河谷地，洛阳盆地达100-200人/平方千米，晋西北、陕北、陇东达40-80人/平方千米，如平凉82.62人/平方千米，庆阳57.33人/平方千米，径阳101.61人/平方千米。明清时期长城以南的疏林灌丛已被连片开垦。另一方面由于人地矛盾加剧，清末移入黄土高原的移民向人烟稀少的山区迁移，如宁夏南部地区、吕梁山西侧、黄龙山区等，使这些原来的林区也逐步转变为农耕区。可以说明清时期黄土高原丘陵沟壑区彻底演变成了农耕区。 ^[6] 

20世纪前半叶由于战乱和自然灾害，黄土高原人口有所减少，1935年总人口为2960万人，1949年为3936万人，人口分布和清末没有大的不同。建国后，黄土高原人口增长极快，70年代以前平均人口增长速度35.3‰。远高于中国的21.2‰的水平；70年代以后人口增长速度14.6-21.0‰，仍高于中国平均水平，是中国人口增长最快的地区之一。1960年总人口达到4913.4万人，1980年达到7521.万人，1990年达到9031万人，人口的增加使耕地面积不断增加，林地、草地面积减少。1949-1985年黄土高原耕地增加393.3x10000平方百米，增长率为30.6%。耕地增加主要集中在水土流失严重的黄土丘陵地区，净增耕地272x10000平方百米，占黄土高原净增耕地的69%，使这些地区陷入“越穷越垦，越垦越穷”的经济、生态双重贫困。 ^[6] 

中国实行改革开放以后，黄土高原地区的国内生产总值总量呈现持续的快速增长态势。西部大开发战略的实施成为该地区2000年以后国内生产总值占中国比重迅速提高的主要诱因，而晋陕蒙地区能矿产资源的开发则是其直接动因。黄土高原地区人均国内生产总值的空间分布整体上呈现出“两高一低”的带状分布格局，且这种空间分布格局明显地随着时间受到极化增长的扰动和重塑。能矿资源开发、农业密集程度、人口分布状况和自然本底条件等是影响该地区人均国内生产总值空间分布格局及其变动最关键的因素。 ^[31] 

黄土高原之上，沟壑纵横之间孕育着黄土地独特的文化，遍布在黄土高原沟沟壑壑上的窑洞，便是这种文化的直接体现。窑洞，是中国北方黄土高原上特有的民居形式，具有十分浓厚的汉族民俗风情和乡土气息。陕北的窑洞分为土窑洞、石窑洞、砖窑洞、土基子窑洞、柳椽柳巴子窑洞和接口子窑洞多种。窑洞是陕北一种古老的民居形式，其渊源可以追溯到原始的居穴。《诗经》曾云：“古公亶父，陶复陶穴，未有家室。” ^[32] 

“信天游”是黄土高原广泛流行的一种民歌曲牌。“信天游”的风格朴野、简炼、豪迈，有浓郁的西北高原韵味。“信天游”的词文平白易懂，一般两句一段，每句70个字不等，多用比喻手法。“信天游”的曲牌共有几十种，大都高亢、嘹亮、刚健，内容广泛，多为即兴而歌，其中大部分歌咏爱情，表达对美好人生的渴望。比较著名的曲子有《走西口》等。 ^[33] 

安塞腰鼓是一种独特的民间大型舞蹈艺术形式，具有2000年以上的历史。安塞腰鼓展示出西北黄土高原农民朴素而豪放的性格，张扬出独特的艺术个性。其豪迈粗犷的动作变化，刚劲奔放的雄浑舞姿，充分体现着陕北高原民众憨厚朴实、悍勇威猛的个性。安塞腰鼓表演可由几人或上千人一同进行，气势磅礴。 ^[34]