第一章--风沙地貌

第六章风沙地貌（荒漠地貌）AeolianProcessesandLandforms风沙地貌学与风沙地貌风沙地貌学是研究风力作用下地表沙粒和粉尘起动、传输与沉积过程的一门学科。风沙地貌过程是地球表面特别是干旱区最为普遍的一种地貌过程。风作用于沙质地表后，将沙粒吹扬起来，再纳入气流中前进，形成了气流与固体流所组成的两相流，称为风沙流。风与风沙流对地表物质的吹蚀、搬运和堆积作用，称为风沙作用；在风沙作用过程中所形成的地貌，称风沙(成)地貌。风沙地貌多发生在干旱、半干旱地区，特别是沙漠地带，还有一些在大陆冰川的边缘，植被稀少的海岸地带、湖岸地带和河谷地带。既有地带性的，又有非地带性的。腾格里沙漠第一节荒漠区的自然特征及其分布规律第二节风的作用第三节风成地貌第四节荒漠的类型第六章风沙地貌（荒漠地貌）AeolianProcessesandLandforms荒漠区的自然特征气候极端干燥，温差很大；（物理风化强烈，就地起沙）沙质地表裸露，植被稀少；（利于风沙移动）内陆水系往往是输送沙源的主要动力；（间歇性河流，外来沙源）有的沙漠原本是厚层河湖相沉积分布区，有被埋藏的地下河，还有已干涸的地表河槽，如塔里木盆地近地表有几十米厚的冲积砂层。频繁而强劲的风力是塑造风沙地貌的主要动力。风沙物质的来源古河流冲积物现代河流的冲积物古代和现代的冲积-湖积物(河湖平原)洪积-冲积物(山前洪积-冲积平原)来源于基岩风化的残积物和坡积物荒漠区的分布规律分布规律世界沙漠占陆地面积的1/5，我国约占全国的1/10。就全球沙漠性质而言，主要有两种分布类型:副热带高压带荒漠区——副热带荒漠(15°－35°)如撒哈拉、阿拉伯半岛、澳大利亚西部大沙漠、南美阿塔卡马沙漠、印度塔尔沙漠等、南非卡拉哈迪沙漠。大陆内部荒漠区——温带荒漠(35°－45°)如塔克拉玛干沙漠、中亚沙漠、蒙古沙漠等。荒漠区形成的基本原因主要由纬度、大气环流和地形条件决定:回归高压带的影响气流下沉，空气增温，相对湿度减少而形成高山高原地形的影响地形闭塞，海洋气流不能深入而形成长江以南地区有没有风沙地貌分布？中国沙漠和沙漠化土地分布鄱阳湖湖滨“沙山”第一节荒漠区的自然特征及其分布规律第二节风的作用第三节风成地貌第四节荒漠的类型第六章风沙地貌（荒漠地貌）AeolianProcessesandLandforms第二节风的作用风力是荒漠区的最主要的地貌作用营力，它不仅将风化碎屑中的细小颗粒和松散沉积物中的砂粒搬运到很远的地方，堆积成各种沙丘(风积地貌)；而且能侵蚀坚硬岩石或大石块，形成各种风蚀地貌。风的作用表现为气流沿地表流动时对地面物质的吹蚀、磨蚀、搬运和堆积过程。一、风蚀作用(winderosion)地表物质在风力作用下脱离原地称为风蚀作用。风蚀作用包括吹蚀作用(deflation)和磨蚀作用(abrasion)。地表的松散沙粒或基岩上的风化产物，在紊动气流作用下将被吹扬离开地面，使地表物质遭受破坏，称吹蚀作用。风挟带沙粒移动（风沙流）对岩石或不同胶结程度的泥沙块体进行碰撞、冲击和摩擦，或者在岩石裂隙和凹坑内进行旋磨，称为磨蚀作用。沙粒的起动地面沙粒被风起动的过程和物理机制是十分复杂的，据风洞试验和高速摄影判断，对作用于单颗沙粒的主要动力有风的拖曳力(FD)、沙粒的自身重力(Fw)、上升力(FL)和冲击力。作用于沙粒上的拖曳力及上升力风对沙质地表作用时，当风速达到开始使沙起动的临界风速，称为起动风速(又称临界摩阻速度)。凡风速超过起动风速的风，均叫起沙风。沙粒的起动沙粒从滚动到跃起的过程a.b.c.当风速增大到接近起动风速的时候，有些沙粒就开始振动或前后摆动；当风速达到起动风速之后，有些沙粒就开始沿沙面滚动或滑动，在高速摄影中还可看到沙粒的滚动与滑动相交替，滚动与滑动的沙粒有一个活动基面，沙粒的运动受阻或受到其它运动沙粒的冲击就会骤然起跳。一般地，起沙风4-5m/s。它同沙子粒径大小、地表性质（粗糙程度）以及沙子本身的含水率有关。关于沙子的起动风速，Bagnold提出了流体起动值(fluidthreshold)和冲击起动值(impactthreshold)的概念。流体起动值是指沙粒的运动完全出于风对沙面沙粒的直接推动作用，使沙粒开始起动的临界风速；若沙粒的运动主要是由于跃移沙粒的冲击作用，其起动的临界风速则称为冲击起动值。新疆莎车沙粒粒径与起动风速（吴正，1987）沙粒粒径（mm）0.10-0.250.25-0.500.50-1.01.0起动风速（m/s）（距地面2m）4.05.66.77.1沙粒的起动R.A.Bagnold根据流体在起动条件下，作用在沙粒上的迎面阻力（拖曳力）和重力的平衡，导出了沙粒开始移动的临界速度，也就是临界摩阻速度VtVt=A·g·d·(σ－ρ)/ρ式中σ为颗粒密度，ρ为空气密度，g为重力加速度，d为颗粒粒径，A为经验系数。对d＞0.1mm的颗粒，A=0.1。冲击起动值和流体起动值一样，也遵循平方根定律，不过系数A=0.08，即任何高程上冲击沙粒的风速，都要比流体值下的风速小20%。沙粒的起动起动风速与沙粒粒径的平方根成正比。不过，极小沙粒不易起动，起动风速反而更大。粒径d＜0.1mm，上述的平方根定律就不复存在。不同大小石英颗粒进入气流的起动风速沙粒的起动小颗粒不易起动的原因①粒间内聚力大，②持水，③地面粗糙程度低。二、风的搬运作用风携带各种不同粒径的沙粒，使其发生不同形式和不同距离的位移，称为风的搬运作用。风的搬运作用表现为风沙流。风沙流中沙粒的运动有三种基本形式：悬移(suspension)、跃移(saltation)和表层蠕移(surfacecreep)悬移悬移质（粉尘）：粒径＜0.1mm，多以粘土、粉砂为主，即0.063mm以下的居多。可随风悬浮很长距离，可成为降水的凝结核。该部分物质对风沙地貌的形成意义不大，多被吹扬到草原区堆积为黄土地貌。跃移对沙丘沙来说，呈悬浮状态搬运的沙量仅占全部搬运量的5%以下，甚至不到1%。因此，构成沙丘移动的沙粒主要是跳跃和蠕移运动，而又以跳跃沙粒占最大多数。跃移的沙粒主要是由于飞跃的颗粒降落时碰撞地面而产生的反弹跳跃或冲击地面沙粒跃起。下表列举了不同风速下蠕动沙量与跳跃沙量的变化。可见，风沙运动中跃移沙量的比例总比较大。风流中跃移沙粒多的原因在于空气密度小，卡林斯克曾证明在相同剪应力作用下，沙粒在空气中跳跃高度要比在水中跳跃高度高800倍；另外，跃移沙粒的冲击能溅起更多的沙粒，或冲动比它直径大6倍或比它重200多倍的地表粗沙粒。风沙运动中以跃移运动为主要形式，也最为重要，表现在：①跃移质占风沙的主体；②悬移运动和表层蠕移运动均与跃移运动有关（获取能量）；③据伊万诺夫研究，降落的跃移沙粒约67%的能量消耗于风蚀，跃移沙粒的冲击是风蚀的主要原因。蠕移沙粒沿地表面滚动或滑动，称为表层蠕移运动。蠕移与跃移的差别是渐变的。沙面沙粒可在风力的直接作用下发生蠕动，但主要是靠比它们细得多的跃移沙粒的冲击作用而获得能量被推动向前。粒径0.5～2.0mm的沙粒一般以蠕移方式移动，蠕移量约占全部输沙量的25%左右。三、风的堆积作用当风速减小，风沙流运行中遇到障碍物或地面结构及下垫面性质改变时，都能使沙粒堆积下来，称风积作用。经风搬运再堆积的物质叫风积物(Aeoliandeposit)。风积物的特点是：①颗粒粒径一般只限于1mm以下(主要是0.25-0.1mm的细沙组成)；②风积物的粒度均一，分选好；③风成沙的磨圆度高；④沙粒表面有许多凹坑(碟形坑)，这是沙粒在运动过程中互相撞击而成，有些石英沙有溶蚀痕迹和SiO2沉积物；⑤风成沙一般以石英为主。碟形坑磨圆较好溶蚀痕迹硅质沉淀风洞模拟实验风洞模拟实验风洞模拟实验风洞模拟实验1.风沙运动的实验研究2.风蚀作用的实验研究3.风积地貌形态形成的实验研究4.风沙电实验5.防沙工程模拟实验6.林带、林网及其防风沙效益的实验研究根据国内外资料，在风洞中可以进行有关风沙地貌的下列模拟实验研究：风洞模拟实验风洞模拟实验的可靠性，决定于实验条件与野外实际情况的相似性。要使模型实验与自然现象完全相似，必须满足三个条件：几何相似、运动相似和动力相似。要做到这些却是很困难的。鉴于风沙工程问题的完全相似模拟不可能，只有采取近似相似的方法，如：①增大模型尺寸以减少因不完全相似而带来的误差；②采用系列模型法，用不同比例尺的模型进行实验，将实验结果外推到野外实际中去；③结合长期野外观测工作。第一节荒漠区的自然特征及其分布规律第二节风的作用第三节风成地貌第四节荒漠的类型第六章风沙地貌（荒漠地貌）AeolianProcessesandLandforms一、风蚀地貌风的吹蚀作用仅限于一定高度，因风挟沙量在近地表10cm高处最多，跃移的沙粒上升高度一般不超过2m，所以风蚀地貌在近地面处最明显。①石窝(风蚀壁龛)风蚀壁龛是陡峭岩壁上满布凹坑，有群集，有分散，使岩石表面具有蜂窝状的外貌，小凹坑直径20cm左右，深10－15cm。成因：首先是强烈的物理风化，岩面呈片状剥落，出现浅凹坑；其后是受风力作用被带到凹坑内的沙粒在凹坑内发生旋转，不断地研磨凹坑的内壁并逐渐形成。风蚀洞-克拉玛依吐孜沟水-沙(砾)流磨蚀形成的地貌形态(三峡深槽地貌）链接——②风蚀蘑菇、风蚀柱风蚀蘑菇、风蚀柱是风沙流磨蚀的产物。垂直裂隙发育的基岩经长期风蚀，形成一些孤立的柱状岩石，称风蚀柱。由于近地表的风沙流中含沙较多，磨蚀较强，若再加上岩石下部岩性软于上部，易形成顶大基小、上部展宽如帽、下部仅留支柱的风蚀蘑菇。风蚀蘑菇风蚀柱若风蚀蘑菇顶部岩石的重心和基部岩石不一致，则上部岩石很容易坠落下来。坠落下来的大石块如在地上不稳定，当刮大风时，则能随之摇摆，称为摇摆石或风动石(swingingstone)。风蚀柱，多形成于垂直裂隙发育的岩石上台北野柳女王头链接——③雅丹地貌雅丹是风蚀垄沟的概称。浅湖萎缩或河流干涸之后，出露的湖滩地面干裂龟裂，风顺裂隙不断吹蚀，裂隙逐渐扩大形成槽沟，有时其上口比底宽还窄，槽沟之间为鳍形垄脊或垄岗。雅丹地貌塔里木的罗布泊区，风蚀槽沟深达十余米，长数十数百米，走向与主风向一致，当地人称这种支离破碎的地面叫雅丹，即具有陡壁的土丘。雅丹地貌雅丹地区地面崎岖起伏，风蚀土墩多呈长条形，排列方向与主风向平行。在罗布泊盐碱地北部的东西两侧，粘土土墩的顶面是盐结块，外表呈白色，古称白龙堆。《汉书·地理志》中，有：“白龙堆，乏水草，沙形如卧龙”的记载。注意：雅丹不是发育在基岩上的，而是发育在河湖相的土状堆积物上的。是风蚀土墩和风蚀沟槽的垄槽地貌组合。雅丹地貌的形成有两个关键因素：一是发育这种地貌的地质基础，即湖相沉积地层；二是外力侵蚀，即荒漠中强大的定向风的吹蚀。④风蚀残丘由基岩组成的地面，经长期风蚀后，原始地面不断缩小，最后残留下来的小块原始地面称为风蚀残丘。它的外形各不相同，以桌状平顶较多，亦有成尖峰状的，高度一般在10～30m不等。在岩性强弱相间的水平岩层地区，经风力长期吹蚀，塑造成一些顶平壁陡的残丘，远远望去，好似废毁的千年城堡，谓之风蚀城堡。准噶尔“魔鬼城”克拉玛依“魔鬼城”⑤风蚀洼地风蚀洼地：风沙流对松散地面吹蚀作用形成的洼地，多呈椭圆形，沿主风方向延伸。在干旱半干旱地区比较普遍，它的特点是开阔宽浅，暴雨之后暂时性地积水为湖，间歇性内流浅水湖。有的风蚀洼地底部有蒸发形成的盐盘。在山间还有可能形成风蚀槽洼地。风蚀洼地和干涸的河道二、风积地貌风积地貌是指被风搬运的物质(沙、粉沙和尘土等)在一定条件下沉积形成的地貌。(本章仅介绍沙质风积地貌。)风积地貌的形成和含沙气流结构、运动方向以及含沙量的多少有关。（一）沙坡纹（二）沙堆（三）沙丘沙波纹是沙地和沙丘表面呈波状起伏的微地貌。相邻两个沙波纹的脊线间距一般20-30cm，脊高可达10多cm。风力愈大，脊间距愈大。（一）沙波纹野外观察和风洞实验发现，沙波纹脊线与风向垂直。沙堆主要是风沙流遇碍(植被或地形变化)，就在背风面产生涡流，消耗气流的能量，引起风速减小，在背风面沙粒发生沉积成为沙堆。（蝌蚪状→盾状）（二）沙