六、风沙地貌

风对地表松散碎屑物(沙质土)的吹蚀、运移和堆积过程所形成的地貌，称为风成地貌或风沙地貌。风沙作用及其所形成的风沙地貌，虽然可出现在大陆性冰川外缘(冰缘区)、湿润区植被稀少的沙质海岸、湖岸和河岸，但主要还是分布在干旱和半干旱区，特别是沙漠地带。那里日照强烈、昼夜气温剧变，物理风化盛行；降水少、变率大而又集中，蒸发强，年蒸发量常数倍、数十倍于降水量；地表径流贫乏，流水作用微弱；植被稀疏缺水，疏松的沙质地表裸露；特别是风大而频繁，成了塑造地貌的主要营力。所以，在这类地区风成地貌特别发育。

1.风力作用

风是地球上最广泛、最有效的运移营力之一。但是，风的能力主要限于搬移小于2mm的细小而松散的碎屑物质，如细沙、粉沙、土粒等。当地表的细小物质被吹走以后，留下的就是些粗颗粒的砾石和碎石屑，成为地面的保护层。只有在强大的风力作用下，碎石屑或砾石才会被吹成定向排列的波纹。如在吐鲁番盆地内，由于通过达板城谷地的风力特别强，因此，把直径达4cm的砾石堆成30cm厚的砾石坡。

风对地表沙质土的作用有风蚀、风运和风积三种。

风蚀作用分为吹蚀和磨蚀两种方式。风吹经沙质地表时，由于气流的紊动作用和风力对地面沙土的直接冲击力，把沙土扬起吹走，称为吹蚀。据观测，风速一般达到4～5m/s，就能启动0.1mm(半径)的土沙粒，造成吹蚀，风速增大时，大的沙粒亦能启动。风携带着沙粒前进，与地表岩石发生碰撞和摩擦而破坏岩石，沙粒之间也互相摩擦，这种过程称为磨蚀。一般磨蚀作用以距地面0.5～1.5m的高度范围内最为强烈，向上逐渐减弱，这是因为风所携带的沙主要集中在近地表处的缘故。

在沙漠或沙质地表地区，风吹地面时，由于气流的紊动作用，能把地表的松散沙粒或基岩表面的风化产物吹扬起来，进行运移。这种挟沙气流秒为风沙流。风挟带沙粒的运动方式主要有三种(见图6-23)：

图6-23　风力与沙粒的运移

①悬移。在风力作用下，小于0.2mm的细小沙粒，能够长期悬浮在空气中移动，这是因为风的紊动向上分速大于细小沙粒的沉降速度，沙粒就在气流的向上分力支撑下而呈飘浮状态。

②跃移。沙粒降落时，与地面碰撞，或反弹回空中，再在风的推动下被加速，沿一定的轨迹前进，在重力作用下再下落到地表，称为跃移。沙粒的弹性跳跃高度可达1.5～2.5m。跃移沙粒的粒径多在0.2～0.5mm间。

③蠕移，又叫推移。一些跃移的沙粒在降落时对地面不断冲击，使地表较大沙粒(粒径多在0.5～2m间)在受到冲击后，获得能量，缓缓向前蠕动。低风速时，这些沙粒时行时止，每次只移动几毫米，而到高风速时，整个地表沙粒好像都在缓缓蠕移。据研究，高速跃移的沙粒，它的冲击力可以推动6倍于它的直径的沙粒，或200倍于它的重量的地表沙粒。

风的运移作用主要表现为风沙流的活动，其主要特点是：

①绝大部分沙粒集中在近地面30cm以下的气流层中，顺着地面前进，离地表越高，含沙量越少。

②气流中沙粒的大小，随高度的增加而减小。

③气流中含沙量的多少，随风速而变化，风速越大，气流所运移的沙量也越多。

④沙粒移动的速度和距离，是悬移大于跃移，跃移大于蠕移。

⑤风沙流中含沙量的多少，直接影响沙粒移动的速度，含沙量多时，能增加风沙流的负载量，增大沙粒间的内摩擦，使沙粒移动变慢；反之，则沙粒移动增快。风沙流的速度小于风速。

当含沙气流通过地面时，因遇到障碍物或气候状况改变，无力携带沙粒前进，发生物质的堆积过程，称为风积作用。植物、山体、建筑物和地形的起伏等，都是风沙流运动中的障碍物，能使风速降低和沙粒堆积。当风沙流在运行中遇到较冷的空气层时，它就会向上抬升，这时一部分沙子由于惯性而不能随气流上升，就沉降下来。如果两个流动速度和含沙浓度不同的气流相汇时，则形成另一种气流状况不同于汇合前的风沙流，这时含沙气流之一便会减弱运移原有沙量的能力，多余部分的沙粒就会发生堆积。

风蚀、风运和风积是互相联系的统一过程。吹扬和运移是紧密相连的运动过程(见表6-6)，吹扬起来的沙粒和尘埃，随之就被运移走了，它们之间没有一个明显的界线。磨蚀作用是在运移过程中进行的，没有运移作用，磨蚀就不会发生。没有风蚀就不会有风沙流出现，也就没有风积。自然界中，这三种作用往往是同时或交替出现的，在风的活动范围内，常表现出三个动态不同的地带：风蚀为主的地带、风蚀和风积大致相等的地带、风积为主的地带，反映出风力作用的地带性规律。

表6-6　新疆莎车沙粒粒径与起动风速(吴正，1987)

2.风沙地貌形体类型

按照地表物质的动态特征，风沙地貌分为风启动沙土和风沙流磨蚀形成的风蚀地貌，以及风运沙土沉落形成的堆积地貌。

风蚀洼地在干旱半干旱地区比较普遍，它的特点是宽浅，暴雨之后暂时积水成为间歇性内流浅水湖，在山间还有可能形成风蚀谷洼地。

雅丹的维吾尔语是陡壁小丘的意思。浅水湖萎缩或干涸之后，出露的湖滩地面干裂，风顺裂隙吹蚀形成陡壁沟谷，有时其上口比沟底还窄，沟谷之间为突起的陡壁岗丘。塔里木盆地的罗布泊地区，风蚀沟谷深达十余米，长数十至数百米，走向与主风向一致，当地人称这种支离破碎的地面叫雅丹。

沙化地是指不合理开垦或过度放牧或者断掉了灌溉水源之后的一些草地或耕地，经风吹蚀之后土壤表层粒度明显增粗，甚至成为荒芜的沙地。

风蚀蘑菇、风蚀柱是风沙流磨蚀残留的产物。因为气流下部含沙量高，所以常将孤立岩体磨蚀成上部展宽如帽、下部仅留支柱的“蘑菇”，蚀去支柱后该“蘑菇”样的岩块成了风动摇摆石。石窝(风蚀壁龛)指陡峭岩壁由风的钻磨形成的凹坑，外观呈蜂窝状。有些海滨岩壁上也有这样的小凹坑，如果具有口小内大的特点，就是风携沙粒钻磨形成的。

风蚀残丘是风蚀谷扩展之后残留的岩丘，高度不等，迎风一端高而宽，呈流线形，桌状平顶居多，也有呈尖塔状的。

风城是水平岩层组成的风蚀残丘与岩块垒叠等，远远望去好似废弃的古城堡。不过，也确有废弃的古城堡遭受强烈的风蚀作用。

沙丘的成因与含沙气流结构有非常密切的关系，因而，可按含沙气流结构、形体与组合特征进行详细分类(见图6-24)。

新月形沙丘是由沙堆演化形成的，特别是由于沙堆背风坡产生涡流和发展马蹄形的小洼地，导致沙丘的平面形体呈新月形，而丘脊呈弧形。新月形沙丘的形成，一是由于主风向稳定，二是有稳定的沙源。新月形沙丘最高可达30m，宽100～300m，迎风坡10°～20°，坡长而微凸。背风坡接近沙粒自然休止角，为28°～30°，有的可达36°。新月形沙丘形成之后，迎风坡沙粒被风启动运动到背风坡落积，与此同时出现沙丘的顺主风向的迁移。沙丘移动速度与沙丘的高度成反比，而与输沙量成正比。新月形沙丘的翼角彼此相连而成新月形沙丘链。沙丘迎风坡上由次要风向形成小一些的沙丘，这种沙丘称其为复合型沙丘。巨型的复合新月形沙丘链称横向沙垄，长可达10～20km，高100m左右。横向沙垄表面常叠加许多次级的沙丘链。

大致顺着主要风向延伸的长垄状沙丘，称为纵向沙垄或沙垄。它的高度不等，由10～20m到100多米，长几百米到几千米。沙垄的纵剖面具有波状起伏形状，横剖面的两侧斜坡比较对称或略呈不对称。纵向沙垄可能是新月形沙丘的一翼顺主要风向延伸发展而成的，也可能是多个草丛沙堆顺主风向相互衔接而形成的。

梁窝状沙地是在主风向与相反次风向的共同作用下由横向新月形沙丘链的摆动推移而形成的圆形凹地与环形沙垄组合而成的沙窝地。

当主要气流向前运动，遇到山地阻碍而发生折射，引起气流干扰时形成的风积地貌，称为干扰型风积地貌，其中主要是金字塔沙丘，或称角锥状沙丘。金字塔沙丘的特点是丘体呈角锥状，具有尖锐的角顶，狭窄的棱脊和三角形斜面，斜坡坡度一般为25°～30°，金字塔沙丘的棱面至少有三个以上，每个棱面即代表一种受干扰的局部的风向。沙丘的高度很大，小于100m称金字塔沙丘，大于100m叫金字塔沙山。

龙卷风形成的对流型风积地貌有蜂窝状沙地，它是一些龙卷风蚀圆形碟状洼地及其间丘状沙积高地的总称，是一种半固定型风积地貌。

3.荒漠类型

干旱地区的松散地表和基岩地面，由于降水稀少，地面植被极其稀疏或没有植物，在受到风力强烈作用后，则容易形成荒漠现象。根据物质组成的不同，荒漠类型有四种。

(1)岩漠。在干旱地区，遭受强烈风化和风蚀的裸露基岩地表，称为岩漠或石质荒漠。岩漠大多分布在干旱区的山地边缘或山前地带，表现为宽广的石质荒漠平原，其上有一些坚硬岩层构成的残丘——岛山。裸露的基岩，久经风化破坏和风沙袭击，形成各种风蚀地貌形体，如石蘑菇、摇摆石等。在石漠边缘地带，原来的沟谷经风化和吹蚀，使其加深扩大，成为风蚀谷。山地边缘或盆地四周，分布有洪积扇或坡积裙。这种洪积物不仅覆盖了山麓地带，甚至有一部分山岭也因洪积物堆积而几乎被掩埋，仅残留基岩组成的山顶。岩漠地貌的形成，不单纯是风力作用，风化作用和水的作用(特别是暂时性洪流和片流)也起了重要作用。

A—新月形沙丘(主要在热带区)

　Ⅰ信风型：1.沙饼；2.雏形新月形沙丘；3.对称新月形沙丘；4.不对称新月形沙丘；

　5.纵向新月形沙丘；6.复合纵向新月形沙丘

　Ⅱ季风-软风型：1.成组的新月形沙丘；2.单个新月形沙丘链；3.复合新月形沙丘链

　Ⅲ对流型和干扰型：1.圆凹斗状新月形沙丘；2.金字塔形新月形沙丘；3.交错的复合新月形沙丘

B—半固定沙地(主要在亚热带荒漠区)

　Ⅰ信风型：1.草丛沙堆和灌丛堆；2.小沙垄；3.纵向沙垄；4.大小相间的沙垄

　Ⅱ季风-软风型：1.沙地；2.梁窝状沙地；3.草耙形横向沙垄；4.不对称横向沙垄

　Ⅲ对流型和干扰型：1.蜂窝状沙地；2.大型蜂窝状沙地；3.金字塔沙丘；4.格状沙地

C—丘状沙丘(非荒漠地带)

　Ⅰ信风型：1.海滨沙堤；2.抛物线沙丘；3.发针形沙丘；4.双生纵向沙垄；5.复合抛物线沙丘

　Ⅱ季风-软风型：1.半圆形小沙丘；2.半圆形大沙丘；3.半圆形复合沙丘

　Ⅲ对流型和干扰型：1.单个小环状沙丘；2.成组的环状沙丘；3.复合同心圆状沙丘

图6-24　风积地貌的类型(杨景春，1985)

(2)砾漠。砾漠的重要特征是：地面无细粒物质，主要是砾石碎石。这是在强烈的风力作用下，吹走了细沙和尘土，留下了粗大砾石覆盖着整个地表而成的一片广大的砾石荒漠，蒙语称为戈壁。砾漠上的砾石来源，有的是早期各种沉积物(洪积、冲积、冰积等)，有的是基岩风化崩解的残积物。在风沙流的磨蚀作用下，砾石被改造成带棱角的风棱石、风磨石。这类荒漠分布在蒙古大戈壁，我国的塔里木、准噶尔和柴达木盆地边缘地带。

(3)沙漠。沙漠是荒漠中最常见的、面积最大的一种类型。它的最重要特征是沙粒覆盖着整个地表面，在长期的强烈的风力作用下，形成不同形式和规模的风沙地貌，主要是风积地貌，亦有残留的风蚀地貌。我国沙漠面积约有63.7万km²。新疆南部塔克拉玛干沙漠是我国最大的沙漠，面积32.7万km²，约占全国沙漠面积和的一半。非洲最著名的沙漠是撒哈拉大沙漠。中亚、澳大利亚中部、南美等地都分布有沙漠。沙漠的沙粒来源可能是当地松散沉积物或基岩(砂岩)风化物，也可能是风从附近地区运移而来，或者两者兼有。我国准噶尔和塔克拉玛干沙漠，沙粒主要来自古河床冲积物；腾格里东部和阿拉善北部的沙粒，主要来自砂岩风化物。沙漠的形成条件，一是干燥的气候。世界上许多沙漠位于南、北纬15°～35°之间的副热带高压控制下的干旱地区。中国的沙漠主要位于北纬35°～50°、东经75°～125°之间，远离海洋，并有像青藏高原那样的地形屏障，对大气环流有深刻的影响。二是丰富的沙漠沙来源。有的沙漠沙来源于强烈的物理风化，如毛乌素沙地的北部、腾格里沙漠的东北部等；有的沙漠原本是厚层河湖相沉积分布区，如塔里木盆地近地表有几十米厚的冲积沙层，楼兰附近一块面积775km²的地区，每年风蚀供沙量可达2000×10⁴m³。

(4)泥漠。泥漠常形成于干旱地区的低洼地带或封闭盆地中部，是由流向洼地的暂时性洪流所携带的黏土质淤积而成的。由于强烈蒸发而干涸，变成泥漠。有的泥漠黏土质土固结如砖，地势十分平坦，甚至可作机场使用；有的发育成干缩网状(如龟壳)裂隙，称为龟裂地。一般泥漠表面平坦，植物极稀少，面积不大，是一种附属于沙漠或砾漠中的荒漠。有的泥漠洼地中常有大量盐分，如氯化物、硫酸盐和碳酸盐等，由于盐分吸水而膨胀，经常处于潮湿状态中，有盐渍化现象，称为盐沼泥漠。

中亚泥漠常分布在沙漠边缘，或近山麓或近岗丘边缘。柴达木盆地的泥漠，也有类似的分布特征。

世界上荒漠的形成，主要取决于干燥的气候。副热带干燥和温带大陆内部干燥区是荒漠的主要分布地区。荒漠可以分为两类荒漠带：①副热带荒漠带。它的形成主要与南北纬15°～35°副热带高压控制区的干燥气候有关。在这个高压带内，对流层气流下沉，空气绝热增温，相对湿度减小，空气非常干燥，降水很少；风主要是吹向低纬的干燥的信风，气候干热。因此，这一地带内分布着世界上著名的荒漠，如非洲的撒哈拉荒漠、亚洲的卡拉哈里荒漠、墨西哥荒漠和澳大利亚中部沙漠及南美阿德卡马沙漠等副热带荒漠，故称做气候荒漠和信风沙漠。②温带荒漠的形成主要是由于它们处在温带大陆内部，距海很远，或受山脉阻隔、地形闭塞，来自海洋的潮湿温暖气流达不到，并受北方高压冷气团的影响，因而这些地区终年处在极其干燥的气候条件下，夏季炎热，冬季严寒，形成温带荒漠。由于地貌条件在温带荒漠的形成中有着重要作用，因此常称它为地貌荒漠或内陆荒漠。如中亚荒漠、蒙古的大戈壁、我国西北部荒漠和美国西部大荒漠等。

“沙漠化”是非沙漠地区出现类似沙漠的地貌景观，也可理解为是干旱地区的土壤和植被，向着生物生产力衰减的方向发生不可逆变化的自然或人为过程，在极端情况下，这种过程可能导致生物生产潜力的完全破坏，并使干旱土地转变为沙漠。全世界已经受到或预计即将受到沙漠化影响地区的总面积约为38.4×10⁶km²。若任其发展下去，全世界将因此而损失约1/3的可耕地。沙漠化的原因是气候变化和不合理土地利用的直接结果。干旱半干旱地区不合理土地利用直接导致土地沙化。另外，水资源开发或调度使用的不合理，也在加速许多地方土地沙化趋势。全球性大范围的沙漠化趋势，也许在气候周期性自然变化的限度内是不可阻挡的，但许多局部的沙漠化是可以得以治理或改善的，例如植被恢复和部分地段的工程固沙等。