第14章 风的地质作用

第十五章风的地质作用
在气候潮湿、地面植被茂密的地区，风力不易产生地质作用，即使是十二级大风，它可以拔起大树、掀起屋顶、吹走牲畜，也不产生显著的地质作用。

然而在气候干旱区，或者气候潮湿但地面无植被、水体覆盖的地区，风力不需很大就能促使地表物质迁移、地形改观，产生显著的地质作用。

因此，对这些地区来说，风便成为主要地质作用动力之一。

风的地质作用以气候干早区最为显著。

因为那些地区降水稀少(<250mm/y)而蒸发强烈(蒸发量大于降水量五倍以上)，植被稀少甚至地面裸露，而地面岩石因物理风化作用强烈，多成碎屑，这一切均有利于风的地质作用的进行。

这些地区，由于缺乏水份和植被，热容量小，使气温、气压易变，从而多风。

沙漠区往往在早晨天空晴朗，一过中午便会狂风大作、天昏地暗。

风的地质作用强度取决于风力的大小。

风力P=1/2CV2(P单位为kg/m2；C为经验常数，其值为0.125；V为风速，单位为m/s)，即风力与风速的平方成正比。

风力纯为一种机械动力，因而风的地质作用是一种纯机械性质的作用。

风与地面接触面积甚广，在气温、气压的变化和地形等影响下，风的流动路线可以变化，这就是说，风的地质作用具有面状性质，无固定的剥蚀、搬运和堆积区。

由风的地质作用造成的风沙移动，常常埋没道路、村舍和耕地，为害极大。

我国有三分之一的领土属于干旱气候区，主要是西北诸省区，那里的地下埋藏着丰富的宝藏，可是地表风沙肆虐，严重限制我们的生产活动。

另一方面，由风的地质作用造成的风成砂岩，黄土等，也是我们地质工作者研究对象之一。

因此，对风的地质作用的研究具有重要意义。

第一节风的剥蚀作用
一．风蚀作用的方式与特点
风以自身的压力并以挟带的碎屑物作工具，在沿地表前进时，会吹毁并磨损地面岩石、松散沉积物和土壤。

当风速很小时，风蚀作用不明显；当风速达到4.5－6.7m/s(即三级到三圾半的风)时，风就能吹动干燥的、粒径0.25mm的沙粒；大风时，沙漠里出现“飞沙走石”的局面，十二级大风可将粒径3－4cm的砾石吹起2-3m高。

风蚀作用包括吹蚀和磨蚀两种方式。

1．吹蚀作用
吹蚀或称吹扬，是指风本身在流动时，由于风的迎面冲击力和因紊流及涡流产生的上举力使地面松散碎屑物或基岩风化产物吹起或剥离原地的作用。

当迎面冲力和上举力的合力超过碎屑颗粒的重量或它在地面上的惯性和地表摩擦力时，这些颗粒就离开原位，即风蚀作用发生了。

吹蚀作用的主要对象是干燥的粉沙级和粘土级碎屑，它们常被吹扬到对流层顶，随风环球飘扬。

吹蚀作用强度取决于风速和地面性质。

风速愈大，地面愈干燥，植被愈稀少，组成地面的物质颗粒愈细小松散，吹蚀作用则愈强烈。

2．磨蚀作用
即被风吹扬起的碎屑物质，在沿地表运动时对地面岩石的碰撞和磨损。

磨蚀作用强度也取决于风力的大小、地面性质。

风速愈大，被吹扬起来的并作为磨蚀作用工具的碎屑物愈多，组成地面的岩石愈软弱、破碎，磨蚀作用愈强。

可见，磨蚀作用离不开吹扬作用。

一般地说，距地面0.5－1.5m高度范围内，尤其是10cm高度范围内，风吹扬起的沙、砾石数量最多，所以这个高度范围内的磨蚀作用最强。

在沙漠地区，常常看见年代较久的建筑物墙脚和电线杆基部披风沙磨蚀得较厉害的现象。

二．风蚀作用的产物
戈壁滩上的冲积－积砾石，在经受长时间的风蚀作用后，变成棱角明显的，表面光滑的风棱石。

视棱的多少，有单棱石、三棱石和多棱石之分。

其成因可能是：部份埋在砂中的砾石，经定向风沙流长期磨蚀其露出地面部分，形成一个磨光面，以后由于砾石的翻转或风向的改变，又形成另一个磨光面，面与面之间则隔着尖棱，这样就形成了风棱石。

棱的多少，除决定于砾石翻转的次数和风向变化外，还因风棱石是在砾石原来形状基础上加上琢磨而成的，故还与原来砾石的形状有关。

当组成地面的岩石是复矿岩时，由于不同矿物有不同的硬度，它们经受风沙流的磨蚀，磨损程度不等，结果使岩石表面成蜂窝状，这样的岩石叫蜂窝石。

硬度低的矿物被风沙磨蚀成凹坑，凹坑形成后会进一步扩大。

风沙吹入凹坑内，在坑内旋转，磨蚀坑壁，使凹坑加深扩大，当其达到洞穴规模时，称为风蚀洞。

我国大同、敦煌和库车等地的千佛洞和大佛寺等，多半是利用风蚀洞改造而成的。

孤立突出的基岩露头，经受风蚀作用时，近地面部分被磨蚀得多，高处被磨蚀的少，这样发展下去使露头变成蘑菇状。

这种蘑菇状露头称为石蘑菇。

当露头岩性近地面处较软、高处较硬时，石蘑菇更容易形成。

当组成地面的岩层是软硬相间的水平岩层时，并且近地面的岩层比高处岩层较软弱的话，在风蚀作用下，软弱岩层剥蚀得多些，于是形成象屋檐那样的上凸下凹的陡壁，称为石檐。

沙漠地区常有暴雨，一场暴雨后，洪流冲刷地面，塑造出许多小冲沟。

这些小冲沟经风力地质作用改造后，变成风蚀谷。

风蚀谷宽窄，深浅、弯曲变化不定，沿主要风向延伸，婉蜒曲折，长可达数十km。

风蚀谷谷壁很陡，因而导致谷壁发生崩落作用。

风蚀谷之间原始地面随着风蚀作用的进行变得狭窄，这些残留着原始地面的孤丘叫风蚀残丘。

风蚀残丘由基岩所组成，因而它的形态受基岩的岩性和构造所控制。

如果基岩是水平岩层，它的外形象一座城堡，壁陡，高几十米。

在泥漠地上，泥土失水干裂，风沿裂隙吹蚀，裂隙扩大，终于使平坦的泥漠地面变成不规则的垅与沟。

沟深几米，垅宽几米，长几十米。

这样一种支离破碎的泥质地面称雅丹。

雅丹是维吾尔语音，意为风蚀垅槽。

它们广泛分布在我国的罗布泊地区。

风蚀作用使地面降低，直到潜水或上层滞水出露为止。

这时地面上出现水草丰富的绿洲。

如果山区河流注入内陆干早盆地中，冲积扇的边缘也有绿洲，如柴达木盆地里的德令哈绿洲和格尔木绿洲。

第二节风的搬运作用
一．风的搬运力和搬运量
尽管风速可以大于水流流速，但由干气体密度小于液体，风中紊流和涡流所产生的上举力远小于流水中紊流和涡流所产生的上举力。

至于风对碎屑颗粒的迎面冲力要远小于流水对碎屑颗粒的迎面冲力，因而风的搬运力一般不大。

通常，风只能携带沙级以下颗粒前进，形成风沙流。

风的搬运力取决于风力的大小，即主要取决于风速的大小(还取决于流体质量)。

当风速小于4m/s时，风的搬运力很小；当风速大干4m/s时，风就能搬运0.25mm以下的碎屑；随着风速的增大，搬运的碎屑物粒径增大。

十二级大风(风速>33.5m/s)可搬运巨大的砾石。

虽然风的搬运力不大，但因风沙流是面状运动，因而它的搬运量是巨大的。

一次大风暴的侵袭，在方圆几万甚至几十万平方公里的地面上，黄尘滚滚，其中包含着总重达几十万甚至上百万吨的物质。

作用时间久了，风的搬运量更为可观，如现代陆地上面积达几千万平方
公里的沙漠和近300平方公里的风成黄土，就是近200万年内风力搬运而来二．风运物的运动方式
风沙流中的风运物也有悬浮、跳跃、滑动或滚动的运动方式。

在一定的风力下，不同粒度的风运物有着不同的运动方式。

而同一粒径的风运物，在不同的风力作用下，可表现出不同的运动方式。

例如，当风力逐渐增大时，沙级推移质可变为跃移质，甚至可变为悬移质。

由于风中涡流的存在，推移质的运动轨迹呈波纹状，如果推移质因风力减小就地停积下来的话，沙波纹可以保存下来。

风成沙波纹的两坡是不对称的，缓坡面向风的来向。

在平面上，波脊彼此平行，时而分叉。

据统计，风成沙波的波长/波高为15－18，波的不对称系数为2－4。

据观测分析，不论风力多大，在风运作用过程中，推移质在风运物中所占的重量比例最大，而悬移质所占的重量比例最小。

以风速为5m/s的风沙流为例，在这种风沙流中，跃移质的重量远大于悬移质，并且随着离地面高度的增加，跃移质逐渐减少，使风沙流中风运物重量垂直分布，明显地表现为下多上少。

三．分选作用与磨圆作用
任何流体，在受力获得初速度后，如外界不再加力，动能消耗在克服各种磨擦和阻力上，流动会越来越慢，最终导致流动停止。

风从发源地开始，风速会越来越小（除非风形成后气压梯度又增加，从而使风得到加速度），因而风的搬运力越来越小，把无力再行搬运的颗粒便由大到小依次沉积下来。

可见风的搬运作用具分选性，颗粒大或重的只能运移一小段距离，它们以跳跃甚至只能以滑动或滚动的方式前进一小段距离。

颗粒细或轻的可搬运较远的距离，它们多半呈悬浮状态搬运，如粒径为0.031~0.016mm的尘土，可以呈悬浮状态被风吹到2000km以外的地方。

北非的沙尘被风吹到威尔土和丹麦；撒哈拉的沙尘被信风带到离非洲海岸3000km之外的大西洋中。

悬移质的搬运距离除受风力、风运物的大小控制外，与风运物的形状和比重也有关系。

风运物的比重愈大、形状愈近球状，愈不易为风所悬运。

如同样重量的云母碎片要比石英粒吹送得远得多。

就推移质而言，情况相反，比重愈小，颗粒愈近球形的，推运所需风力愈小。

风运物在被搬运途中，不断地和地面发生摩擦和碰撞，而且风运物彼此之间也不断地发生磨擦和碰撞，因而使风运物发生磨圆作用。

随着颗粒的磨圆，它们必然地被磨细和磨光，风成沙粒常被磨成毛玻璃球。

由于空气密度比水小800倍，使风中沙粒比水中沙粒更容易发生磨擦和碰撞，因此风成沙比水成沙更圆些。

据实验，水中沙粒粒径<0.05mm时，不能再磨圆、磨细了；而风中沙粒粒径<0.03mm时，还可磨圆、磨细。

第三节风的沉积作用
一．风积作用及其分带性
随着风力的减小，或因地面上各种障碍物(如山岳、石块、树木、草丛等)的阻档，风的搬运力降低，风运物便逐渐停积下来形成风积物。

出于风的搬运作用具有分选性，所以，风积物的平面分布具有分带性的特点。

从风源地开始，沿着风的前进方向，风积物从粗逐渐变细，依次地出现细砾带、粗沙带、中沙带、细沙带、粉沙带、尘土带。

如果一个地区风向稳定的话，风积物的分带现象是十分明显的。

如我国西北地区盛行西风，风积物的分布从陇西－陇东－陕西，粒径从粗变细。

陇西出现细砾，粗沙，陇东出现中沙、细沙、粉沙(较粗的黄土)，到陕西出现粉沙和尘土(较细的黄土)。

风向的改变会使风积物的分带性混乱。

气候干早的亚热带高压带(如北非)和内陆干旱盆地，特则是内陆干旱盆地的中心和盆地的外围，是风的沉积作用的主要场所，因为那些地区位于定向风下游，是风积作用的主要地
带，如塔里木盆地、准噶尔盆地、柴达木盆地及内蒙、山西、陕西等地。

就局部沉积地点而言，一切阻挡风沙流的地方，如迎风山坡、石块前后、树林、草丛前后、人工建筑物(如房屋)前后，都是风积地点。

二．风成沙和黄土
风积物主要有两类，一类为沙级沉积物，称为风成沙；另一类为粉沙和尘土，称为风成黄土。

它们在空间分布上有严格的规律性，理化性质也有不同。

1．风成沙与沙丘
风成沙成片分布，但是它们并不是均匀的。

由于地面凹凸不平，存在着许多障碍物，于是，在障碍物前后形成不规则的沙堆。

它们的规模视障碍物大小而定，从高度不足1米的到高达数米的都有。

组成沙堆的沙粒并不是静止不动的，在风力作用下还会被吹蚀、搬运走，同时，又有新的沙粒在沙堆上沉积。

沙堆的出现改变了近地表气流的动力结构，尤其是沙堆的背风坡形成的涡流，经久不息地促使风积作用进行。

风沙流在涡流之间发生堆积，并且不断地加高这些堆积物，形成沙丘。

沙丘在风力地质作用之下，推移质和跃移质顺风向运动，引起砂丘的移动。

（1）单向风下风成沙的沉积过程
在单向风地区，风沙流在地面障碍物影响下，部分风运物沉积，形成沙堆。

随着长时期的多次沉积，沙堆加大，而沙堆两侧，因风速较大，沉积较少。

沙堆上的沙又被吹蚀、搬运走，在沙堆背风坡因涡流作用，风运物中的推移质和跃移质沉积下来，常形成平面形态呈新月形的沙丘，叫新月形沙丘。

它们高几米到几十米，宽几十到几百米。

它的两坡不对称，迎风坡平缓微凸，坡度10°一20°；背风坡又称落沙坡，坡形徽凹，坡度30°－35°。

背风坡的两侧形成近干对称的两个尖角。

两坡之间有明显的脊。

风吹蚀迎风坡物质中，推移质和跃移质顺风向从迎风坡的下部向峰脊移动。

沙粒越过峰脊后，部分沙粒被背风坡的涡流带向前方沉积在下一个沙丘的背风坡的上部。

当背风坡上部物质增加，当背风坡坡度增加到超过沙粒的休止角时，沙粒便泻溜下来。

如此不断地吹蚀和沉积使沙丘向前移动，从而形成风成单向斜层理。

如果风运物丰富的话，可堆积成高大的新月形沙丘。

新月形沙丘每年移动距离可达数十米至数百米。

沙丘移动的速度取决于风力的大小和沙源丰富程度。

沙丘的移动给人民带来极大的灾害。

它们掩埋耕地，填塞水渠，堵塞道路，毁灭村镇。

如甘肃民勤县原有青松堡、沙山堡、南乐堡等20多个村庄和两万多亩土地，近300年来在风沙的不断侵袭下，几乎全被埋没了，仅剩下3个村庄和3000多亩土地。

当一个地区存在着两个方向相近的风，并且风力一大一小时，风积物堆成纵向沙垅。

它顺着主要风向延伸，所以称为纵向沙垅。

它的纵向剖面微有起伏。

横剖面坡近于对称。

它们高几十米，长数百米至数公里，彼此间距几百米甚至几公里。

（2）多向风下风成沙的沉积过程
在季风区域，一年内盛行风向有季节性的变化，而且往往两种风向是相反的，风沙流运动方向也就相反。

如果这种地区沙源丰富的活，早期风向形成的风积物被后期相反风向形成的风积物所埋藏。

当然，先期形成的风积物在后期相反风向的风的作用下，可能部份地乃至全部地被吹蚀搬运，变成后期风的沉积物，因此不再反映前期风的性质，而是反映后期风的性质。

如是，风积作用—次复一次地进行，风积物一层复一层地被埋藏。

由于各次风向不同，它们所形成的风成斜层理也有不同的倾向，于是形成了风成交错层。

在有两个相反的风向交替作用，而共中一个风向作用占优势的情况下，风成沙聚集成新
月形沙丘链。

它由两个或两个以上的新月形沙丘连结而成。

它们可高达100多米，长10一20km。

相邻沙丘链之间相隔1500—3500m。

规模巨大的新月形沙丘链又称复合新月形沙丘链。

它们垂直于风向延伸，故又称为横向沙垄。

在复合新月形沙丘链的迎风坡上，常常有新月形沙丘和新月形沙丘链的叠加，故有复合之名。

当风遇大山阻挡时。

山前形成旋转轴竖直的巨大涡流，在涡流四周风向复杂，各种风汇集在涡流周围，形成金字塔形或不规则锥形沙丘。

它们棱面明显，高可达100多米。

（3）风成沙的特征与风成砂岩
风成沙被埋藏较深时，经压实、胶结成风成砂岩。

成岩作用并不破坏风成沙的基本特征．我们依据这些特征可以恢复风成砂岩形成时的地理环境。

凡是风积物皆具备以下的特征：
①粒级限于中砾以下，一般为沙级;②分选性很好，粒径均一；③磨圆度很高，沙粒表面成毛坡璃状，充满着磨蚀作用的痕迹；④斜层理类型反映风向与气候特点，如单向斜层理反映信风环境，交错层反映季风或其它风向不定的环境；⑤矿物组成反映地理环境，如内陆盆地风成沙中不稳定矿物含量高，它们的百分含量甚至同风沙源的基岩矿物组成差不多，而来自废弃河床内冲积物或滨海沉积物的风成沙含有较少的不稳定矿物。

2．风成黄土与次生黄土
（1）风成黄土的沉积过程与特征
风的吹扬作用，使大量细小物质腾入高空。

这些悬移质多为粉沙和尘土，它们在风的紊流作用下，悬浮空中。

当它们被风带往远处——一般为内陆干旱盆地的边缘，随着风力的减小，徐徐沉降下来，形成风成黄土（简称为黄土）。

风成黄土是从高空中沉降下来的，它不受地形的影响，从山巅到沟中都有，如同降雨过程一样均匀。

当然，在风成黄土沉降到地面后，它会受到其它动力地质作用(如崩落、滑坡、地表流水等作用)，使其厚度分布不均匀，甚至局部地方被剥蚀缺失。

风成黄土具有以下几点特征：
①为棕黄色的不显层理但垂直节理发育的土状堆积物；②颗粒组成为粉沙和尘土．大部分颗粒粒径局限在0.05－0.001mm范围内；③孔隙多；④组成矿物繁多，除石英和长石(两者之和约占80%)外，尚有较多的粘土矿物和不稳定矿物及重矿物，诸如：黑云母、角闪石、磁铁矿、方解石、锆石、磷灰石，石榴子石等；⑤分布不受地形的局限。

黄土分布在沙漠的外围、半干旱气候的草原地带，例如我国的黄河中游地区、苏联的乌克兰等地。

我国为世界黄土最发育的地区，分布面积很广。

在阴山以南、秦岭以北的辽阔地区内，几乎漫山遍野皆是．即使在海拔2000米高的秦岭北坡上也有黄土的存在。

据计算，我国黄土分布面积约有40万平方公里，一般厚度为30－80米，最大厚度为400米，西北厚，东南薄。

黄土颗粒粒径自西北向东南逐渐变细。

据观测，现在仍在进行着黄土的堆积，华北地区高空取样分析，发现西风把大量的粉沙和尘土从西伯利亚、蒙古和新疆等内陆干旱地区带到华北沉积，沉积速率为每年1毫米厚。

据此速率，按最大厚度400米计算，可见我国黄土是最近40万年的年轻沉积物。

黄土是地下水机械潜蚀作用的主要对象。

因为黄土粒细，能被动力微小的地下水侵蚀、搬运走，同时，黄土中的碳酸盐矿物易被地下水溶蚀，它有利于地下水机械潜蚀作用的进行。

黄土被地下水机械潜蚀后，出现种种“假岩溶”现象
（2）风成黄土的再沉积
当风成黄土沉降下来之后，往往遭受其它动力地质作用而再剥蚀一搬运一再沉积，形成次生黄土。

次生黄土的物质成分基本上仍是“黄土”，但是它们具有其它动力地质作用形成的特征，如风成黄土经地表流水的再搬运而沉积后，具有明显的层理。

黄河中、下游的冲积物即是—种次生黄土。

就是在风成黄上巨厚的陕北，以局部有流水再沉积的次生黄土，例如
在陕北靖边县一些地方，可看见黄土层底部有河流相砾石层，并于黄土的某些层次中可找到大量的淡水软体动物化石。

第四节荒漠的概念
荒漠是指气候干旱，缺少植被、地面裸露的地区。

荒漠中盛行风力地质作用，一片荒凉，俗称不毛之地。

全世界荒漠的面积约占陆地总面积的30％。

我国荒漠面积约有100万平方公里。

荒漠基本上是干早气候的产物，因而它的分布基本上受气候的控制。

少数荒漠是人为的产物，例如滥伐森林、过渡放牧、盲目开垦等。

全世界荒漠集中地区有三种：①为亚热带高压带，此带受大气环流造成的下沉气流控制，空气极端干燥，属于这一种荒漠的地区有：北非、中东半岛、墨西哥西部、澳大利亚西部；②为内陆干旱盆地，这些地区按大气环流来说本不该气候干旱，只是由于它们远离海洋，本身又被山脉包围，海洋水汽到此不多，住焚风效应影响之下，所剩水汽也难以形成降水，于是气候极端干燥，属于这一种荒漠的地区有：苏联的中亚细亚、蒙古、我国的西北、美国的西部；③为寒流经过的沿海地区，例如南美洲的西海岸地区、西南非洲海岸地区。

根据荒漠地面的物质组成，它可分为四种类型：
一．荒漠
发育于干燥地区的山地中。

那里物理风化作用强烈，地面无植被，但碎屑物质丰富。

在暂时性流水的间断作用下，片流和洪流把大量碎屑物质运往山麓和沟口堆积，于是山坡陡峭、基岩裸露、山沟深窄。

经风蚀作用之后，基岩上形成各种风蚀产物，如蜂窝石、石蘑菇等。

它们分布于干旱气候区大山脉的前缘的山地带，例如我国的昆仑山脉、祈连山脉的前山带。

我国岩漠面积约有16万km2。

二．砾漠
蒙古语称戈壁。

为地势起伏平缓、地面充满砾石的地区。

它们原为内陆山前冲积－洪积平原，受风蚀作用改造而形成的。

风蚀作用使山前冲积—洪积平原上细粒物质随风飘离，剩下中砾级以上的物质。

这些砾石常被风沙流磨蚀成风棱石。

我国砾漠面积约有24万平方公里，分布在河西走廊、柴达木和塔里木等盆地边缘的山前。

三．沙漠
是指风成沙大片覆盖的地区，包括流动沙地，半固定沙地和固定沙地，其中流动沙地约占1/2。

在流动沙地地区，风力地质作用使沙粒处于不断的吹蚀一搬运一沉积循环中，直至它被深埋为止。

风力地质作用塑造出各种形态的沙丘。

风成沙的来源包括风蚀岩漠地区基岩、砾漠地区的山前冲积—洪积物的产物，也包括废弃河床内的冲积物和后滨带的海成沉积物。

在亚热带高压带和内陆干旱盆地，沙漠总是位于岩漠和砾漠的下风侧。

我国国沙漠的总面积达64万平方公里，主要分布在西北地区。

四．泥漠
是富含盐碱的泥质地面。

它们分布在内陆干旱盆地山前；冲积—洪积平原的前缘。

春夏季节高山上冰雪融化，河流或洪流流出沟口后发生分选性沉积作用，粗粒物质沉积在冲积扇或洪积扇的扇面上，泥质物质沉积在扇外缘，因气候干燥，蒸发强烈，泥质沉积物很快失水干裂，井富含盐碱。

泥漠特征是：地面平坦，龟裂纹发育。

富含盐碱，植物稀少。

如地面全是盐碱，称为盐漠，春夏季节有河水注入时暂时稀释。

我国罗布泊河柴达木盆地中有大片泥漠和荒漠。