风成地貌与黄土-《地貌学及第四纪地质学教程》

第七章　风成地貌与黄土

风成地貌与黄土地貌是干旱和半干旱区发育的独特地貌，它们在时空分布及成因上都有密切联系。风力对地表物质的侵蚀、搬运和堆积过程中所形成的地貌，称为风成地貌。黄土地貌中，黄土（loess）的堆积地貌、黄土物质的形成，风力作用是主导作用，风成地貌与黄土地貌，都是第四纪地质历史时期广大干旱、半干旱区内，特殊的干燥气候环境的产物，而风力作用是其塑造地貌的重要营力。

风沙移动和黄土的水土流失，不仅使干旱、半干旱地区严重缺水，也对工农业生产、交通等经济建设有很大的危害，所以，水资源合理开发利用、防治沙害和水土保持是当前干旱、半干旱区环境保护、国土整治的重要课题。

第一节　风力地貌

一、风力作用

风力作用是干旱气候环境区（年降水量250mm以下）的主要地质营力。世界荒漠集中在环球南、北两个副热带（25°～30°）高气压沉降带（图7－1），占陆地总面积的1/5。中国沙漠和戈壁有130.8×104km2，占全国总面积的13.64%。

风是运动的大气，地球风系受大气环流结构控制（图7－2）。风是沙粒运动的直接动力，当风速作用力大于沙粒惯性力时，沙粒即被吹动，形成含沙粒的运动气流，即风沙流。风沙流对地表物质所发生的侵蚀、搬运和堆积作用称为风沙作用。风沙流中含有各种粒径的砂、粉尘和气溶胶，流动的沙是风蚀和风积作用的重要因素，粉砂是形成黄土的主要来源，各种气溶胶会对环境产生重要影响。

（一）风沙侵蚀作用

风沙对地表物质的吹扬和研磨作用，统称风沙的侵蚀作用。

图7－1　世界荒漠分布图

（据Meigs，1956）

图7－2　全球大气环流示意图

（http://zxdl.dgjyw.com）

1.吹蚀作用

风吹过地表时，产生紊流，使沙离开地表，从而使地表物质遭受破坏，称为吹蚀作用。吹蚀作用的强度与风速成正比，与粒径成反比，风速超过起动风速愈大，吹蚀能力愈强。一般组成地表的颗粒愈小、愈松散、愈干燥，要求的起动风速较小，受到的吹蚀愈强烈。据研究，在一定范围内，若风中夹带沙粒，可增强风对地表的吹蚀能力。风沙流中沙粒的冲击作用，使得地面的沙粒更容易从土壤中分离出来进入风沙流。

2.磨蚀作用

风沙流紧贴地面迁移时，沙粒对地表物质的冲击和摩擦作用，称为磨蚀作用。迎风面的岩壁，特别是砂岩，由于风沙流钻进孔隙之中，不断旋磨，可能形成口小内大的风蚀穴。由于风沙流中的沙粒集中分布在距地面30cm之内，所以沙漠区的电线杆下部可因磨蚀而折断，故常常用砖或土砌底座。

（二）风沙搬运作用

地表松散的碎屑物质，在风沙流的作用下，从一处转移到另一处的过程称为风沙的搬运作用。其搬运方式有悬移（悬浮）、跃移（跳跃）和蠕移（推移）（图7－3）。

图7－3　风沙运动的3种基本形式

1.悬移

细小的沙粒受气流紊动上升分速的作用，而悬浮于空中的搬运方式称为悬移。紊动气流的垂直向上分速约等于平均风速的1/5。若风速为5m/s，粒径小于0.2mm，沙粒就能悬移，因为，它们在空气中沉降速度都小于1m/s：风速愈大，能悬移的粒径就大些，含量也会增多。当风速变小后，悬移质中较大的粒径就容易沉降到地表，而粒径小于0.05mm的粉砂和尘土，因为体积细小，质量轻微，一旦悬浮后就不易沉降，而随空气运离源地，甚至在2 000km以外才能沉落。

2.跃移

地面沙粒在风力的直接作用下发生滚动、跳跃。当风速超过起沙风速，沙粒从地面跃起一定的高度，然后从风的前进速度中获取动能。由于沙粒的密度比空气密度大，所以在自重作用下沉降，一旦沙粒与地面碰撞，水平分速就转变为垂直分速，从而反跳起来。

跳跃的沙粒和组成地面的颗粒弹性愈大，反跳也愈高，跳起的沙粒又受风速的推进获得能量，前进的水平分速增大，在自重作用下再沉降，再与地面碰撞而跳起，沙粒如此弹跳式的搬运作用，称为跃移。当地面是卵石时，沙粒反弹较高。当地面是沙粒时，沙粒插入沙粒之间，形成一个小孔穴，能量消耗，但同时把附近一两个颗粒冲击跃起。当地面是粉砂时，沙粒就埋进粉砂中，使粉砂粒扰动扬起，产生扬尘作用。风速越大，跃移的沙粒离开地面越高，数量也越多。

3.蠕移

跃移沙粒以比较平缓的角度冲击地面，其中有一部分能量传递给被打散跳起并继续跃移的沙粒，而另一部分能量却在与周围砂粒的冲击摩擦中损失，这个能量损失转化为推动地表沙粒徐徐向前滚动的动能。

在低风速时，滚动距离只有几毫米，但在风速增加时，滚动的距离就大了，而且有较多的沙粒滚动；高风速时，整个地表有一层沙粒都在缓慢向前蠕动，这种搬运沙粒的方式称为蠕移。

高速运动的沙粒，通过冲击方式可以推动6倍于它的直径或200多倍于它的重量的表层沙粒运动，所以蠕移质比跃移质沙粒为大，而且重砂也可以在蠕移中富集，但蠕移的速度较小，一般不到2.5cm/s。而跃移质的速度快，一般每秒可达数十厘米到数百厘米。

风对地表松散碎屑物搬运的方式，以跃移为主（其含量为70%～80%），蠕移次之（约为20%），悬移很少（一般不超过10%）。对某一粒径的沙粒来说，随着风速的增大，可以从蠕移转化为跃移，从跃移转化为悬移；反之，也是一样。跃移和蠕移是紧贴地表的，风沙流搬运的物质，主要在距地表30cm之内（一般占80%左右），特别集中在10cm之内，1m以上含量就很少了。

（三）风沙堆积作用

风沙的堆积作用包括沉降堆积和遇阻堆积。在气流中悬浮运行的沙粒，由于风速减弱，当沉速大于紊流漩涡的垂直分速时，就要降落堆积在地表，称为沉降堆积。沙粒的沉速随粒径增大而增大。

风沙流运行时，遇到障阻，使沙粒堆积起来，称遇阻堆积。风沙流因遇障阻发生减速，而把部分沙粒卸积下来，也可能全部越过（或部分），绕过障碍物继续前进，在障碍物的背风坡形成涡流。在风沙流经常发生的地区，粒径小于0.05mm的沙粒悬浮在较高的大气层中，遇到冷湿气团时，粉粒和尘土就成为凝结核随雨滴大量沉降，成为气象上所说的沙暴或降尘现象。

风吹扬起的物质，在被搬运的过程中按颗粒大小以不同速度沉降，并在大气中造成沙暴、尘暴、扬沙、浮尘、尘雾和霾等灾害性和非灾害性天气现象。目前，北京、上海、武汉等城市相继出现了严重的雾霾天气，给交通、行人健康带来严重的损害。

二、风蚀地貌

在风力作用区，由于各地面各种条件的差异，风力所起的作用就有不同，从而形成了不同的风蚀地貌和风积地貌。

风的吹蚀作用仅限于一定高度，因风携沙量在近地表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疏松无植被覆盖的地区尤为盛行，主要的风蚀地貌有以下几种（表7－1）。

表7－1　风蚀地貌类型划分表

注：据吴正，2009；杨景春，2005，整理修改。

1.风蚀小形态

风沙吹蚀岩壁所形成的蜂窝状形态，称为风蚀壁翕（石窝）。石窝的形成是因干旱区的昼夜温差较大，使岩石表面在物理风化和化学风化的频繁作用下，岩石表面呈片状剥落，形成很多浅小的凹坑。以后，风沙就沿此凹坑向里钻磨，被带到凹坑内的沙粒受风力作用在凹坑内发生旋转，不断地磨蚀凹坑的内壁，结果形成口小坑大的石窝（图7－4）。

图7－4　风蚀壁龛

（引自http://ly.gdcc.edu.cn）

风沙流对突起的孤立岩石，尤其是裂隙比较发育的不太坚实的岩石，长期磨蚀后形成了上部宽大、下部窄小的蘑菇状地形，称风蚀蘑菇［图7－5（a）］。如果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，刮大风时则能随之摇摆，称为摇摆石或风动石。

垂直裂隙发育的岩石或土体，在风长期吹蚀下，形成一些孤立的石（土）柱，称为风蚀柱［图7－5（b）］。

风棱石（ventifact）是指任何被风携沙磨蚀或磨砂而磨损、切削或抛光的具有多面体的石头或砾石（Press and Siever，2001）。狭义的风棱石是指具有几个扁平面相交而形成棱角的小石块，一般位于荒漠区的砾漠中。广义的风棱石可指受到风沙磨蚀的更大的岩块，因风蚀而形成各种奇特的形态。依据棱的多少，又有单棱石、三棱石和多棱石之分，但以三棱石最常见。它是部分突露地表的砾石，经定向风长期打磨而露出地面部分形成一个磨光面；后由于风向的改变或砾石的翻转重新取向，又形成另一个磨光面；面与面之间则隔着尖棱，这就形成了风棱石（图7－6）。棱的多少与风向变化、翻转次数、原来砾石的形状有关。

图7－5　风蚀蘑菇和风蚀柱

（据曾克峰，2013）
（a）风蚀蘑菇；（b）风蚀柱

图7－6　风棱石

（a）风棱石，引自http://roll.sohu.com/20130204/n365471330.shtml；（b）据吕洪波，采集地克拉玛依

2.雅丹（风蚀垄槽）

吹蚀沟槽与不规则的垄岗相间组成的崎岖起伏、支离破碎的地面，称为风蚀垄槽。它们通常发育在干旱地区的湖积平原上。由于湖水干涸，黏性土因干缩裂开，主要风向沿裂隙不断吹蚀，裂隙逐渐扩大，使原来平坦的地面发育成许多不规则的陡壁、垄岗（墩台）和宽浅的沟槽（图7－7）。雅丹原是我国维吾尔族语，意为陡峭的土丘，这种地貌以罗布泊附近雅丹地区最为典型，故又叫雅丹地貌。沟槽可深达10余米，长达数十米到数百米，沟槽内常为沙粒填充。塔里木盆地的罗布泊区域，有些雅丹地形的沟深度可达10余米，长度由数十米到数百米不等，走向与主风向一致，沟槽内常有沙子堆积。在垄脊顶部常有白色盐壳，又称白垄堆。近来研究表明，暂时性流水冲蚀，也是这种地貌形成的原因之一。

图7－7　塔里木盆地的雅丹地貌和玉门魔鬼城的雅丹地貌

［据http://image.so.com（www.lvyou.114.com）］

3.风蚀谷和风蚀残丘

风沿着暂时性洪水所形成的冲沟吹蚀，沟谷进一步扩大，成为风蚀谷。风蚀谷无一定形状和走向，宽窄不均，蜿蜒曲折，有时为狭长的沟壕，有时又为宽广的谷地。

经长期风蚀后，风蚀谷不断扩大，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（图7－8）。在较软弱的水平岩层（或缓倾斜岩层）分布地区，经风力长期吹蚀，常形成一些顶平壁陡的残丘，远远望去，好似废毁的千年城堡，称为风蚀城堡。新疆东部十三间房一带和三堡、哈密一线以南的第三纪地层有许多风蚀城堡。

图7－8　风蚀残丘和风蚀城堡

（据http://image.so.com）

4.风蚀洼地

风蚀洼地：松散物质组成的地面，经风长期吹蚀形成大小不同的以椭圆形为主的、沿主风向伸展的洼地称风蚀洼地（wind－erosion depression）。单纯由风蚀作用造成的洼地多为小而浅的蝶形洼地。如准噶尔盆地三个泉子干谷以北的许多碟形洼地，直径都在50m以下，深度仅1m左右。风蚀洼地的形状和尺度既取决于风况，也取决于大于起动风速的风等。当往下侵蚀达到水位或不易侵蚀的土层（黏土或盐土），能阻止洼地表面的风蚀，而成为控制风蚀的局部基准面（图7－9）。当风蚀深度低于潜水面时，地下水出露可潴水成湖，如我国呼伦贝尔沙地中的乌兰湖、毛乌素沙地中的纳林格尔、敦煌月牙泉等（图7－10）。

图7－9　风蚀洼地的形成

（据Small，1972）

图7－10　风蚀洼地（敦煌月牙泉）

三、风积地貌

前进中的风沙流在遇障碍物（植物、山体、凸起的地面或建筑物）时，就会因受阻而产生涡漩或减速，使其动能降低而发生堆积，形成各种风积地貌。风积地貌的形态与风沙流的结构、运动方向和含沙量有关。国内外很多沙漠地貌学家先后用不同指标对风积地貌（沙丘）进行了分类。吴正等根据成因－形态原则，采用三级分类系统将沙丘分为横向沙丘、纵向沙丘、多方向风作用下的沙丘3类。费道洛维奇（1954）根据风沙流的结构等特征，将风积地貌划分为4种类型：信风型风积地貌、季风－软风型风积地貌、对流型风积地貌和干扰型风积地貌。

（一）信风型风积地貌

信风型风积地貌是在单向风或几个近似方向风的作用下形成的各种风积地貌。荒漠地区主要形成沙堆、新月形沙丘、纵向沙垄，在荒漠区的边缘或在海岸带、湖岸带非荒漠区常有抛物线沙丘发育。

1.沙堆

风沙流在前进中，遇到障碍物时，便在其背风面发生沉积，形成各种不规则的沙体成为沙堆，是不稳定的堆积体。

2.新月形沙丘

一种平面形如新月的沙丘（图7－11）。其纵剖面有两个不对称斜坡：迎风坡凸而平缓，延伸较长，坡度5°～20°，背风坡微凹而陡，坡度为28°～34°，有时达36°。背风坡的坡度大小与不同粒径沙粒的休止角有关。在新月形沙丘背风坡的两侧形成近似对称的两个尖角，成为新月形沙丘的两翼，此两翼顺着风向延伸。在迎风坡与背风坡连接的地方，形成弧形的脊，成为新月形沙丘脊。单个新月形沙丘多分布在荒漠边远地区，有时沙质海滨地带也有分布。

新月形沙丘是从饼状沙堆到盾形沙丘再到雏形新月形沙丘演化而来。由于沙堆的存在使地面起伏，风沙流经过沙堆时，使近地面的风速发生变化，在沙堆顶部风速较大，沙堆的背风坡风速较小。从沙堆顶部和绕过沙堆两侧的气流在沙堆背风坡产生涡流，并将带来的沙粒堆积在沙堆后的两侧，形成马蹄形小洼地，这就形成盾形沙丘。如果风速和沙量继续增大，沙堆背风坡的小凹地就将进一步扩大，背风坡相对最大高度接近沙丘最高位置，从沙堆顶部和两侧带来的沙粒在涡流的作用下不断堆积在沙堆后部的两侧，形成雏形新月形沙丘。雏形新月形沙丘再进一步扩大和增高，使气流在通过它的顶峰附近和背风坡坡脚部分时，产生更大的压力差，从而在背风坡形成更大的漩涡，使原有浅小马蹄形洼地扩大，从迎风坡吹越沙丘顶的流沙，在沙丘顶部附近的背风坡处堆积，当增长到一定程度，沙粒就会在重力作用下沿背风坡下滑，落在洼地内，再被涡流吹向两侧堆积，这时就形成了典型的新月形沙丘（图7－12）。

图7－11　新月形沙丘

（据http://blog.jyjy.net.cn）

图7－12　新月形沙丘形成过程

（据吴正，2009）

新月形沙丘形成后，沙粒不断从迎风坡向背风坡搬运、堆积，在沙丘内部形成与背风坡倾斜方向一致的斜层理。新月形沙丘的剖面形态见图7－13。

图7－13　新月形沙丘剖面图

（引自王锡魁等，2008）

3.纵向沙垄

沙漠中顺着主要风向延伸的垄状堆积地貌。垄体较为狭长平直。高度一般为10～30m，长数百米至数十千米。总体特征为两坡对称而平缓，丘顶呈浑圆状。

纵向沙垄的成因有以下几种：

（1）由灌丛沙堆发育而来。在温带荒漠有植物生长的地方，两个或两个以上的灌丛沙堆同时顺主要风向延伸，最后相互衔接，便形成纵向沙垄。

（2）由新月形沙丘发展而成。在两个风向呈锐角相交时，新月形沙丘的一翼沿着两个风向的合成风向伸延，另一翼因其处于背风面，相对萎缩；当风向又转变为主要风向时，伸长的一翼又会沿主风向伸长。这样反复，最后即形成纵向沙垄（图7－14）。我国阿尔金山北麓就有这种作用形成的沙垄，长度可达5km。

图7－14　新月形沙丘发育为纵向新月形沙垄图

（据拜格诺，1959）
g.主要风向；s.次要风向；A、B.沙丘翼部；C.萎缩翼；D.沙丘脊

（3）受地形条件控制影响而形成。在山口或垭口附近，风力特别强烈，风沙流的含沙量特别高，可形成顺风向延长的纵向沙垄。如在塔克拉玛干西部的一些山口附近，形成了长10～40km的纵向沙垄。纵向沙垄上发育许多密集的沙丘链，称为复合纵向新月形沙垄。

（4）由单向风和龙卷风共同作用而成。在沙漠区龙卷风与单向风作用下，则气流被压低沿着地面呈水平螺旋状向前推进，风从低地将沙子吹起堆积在两侧沙堆的顶部，逐渐形成长达数十千米的纵向复合沙垄。

4.抛物线沙丘

抛物线沙丘形态与新月形沙丘相反，迎风坡凹进，背风坡凸出，两个翼角指向迎风方向，平面轮廓呈抛物线状，一般高2～8m。抛物线沙丘是一种固定或半固定的沙丘，在水分和植被条件较好的荒漠边缘地区或者海岸带常有发育。

（二）季风－软风型风积地貌

该地貌是指在两个方向相反的风交替作用时，其中一个风向占优势所形成的沙丘。这类风积地貌的排列延伸方向大都与主风向垂直，沙丘经常是前后往返或移动。季风－软风型风积地貌有新月形沙丘链、横向沙垄和梁窝状沙地等。

1.新月形沙丘链

在两个方向相反的风的交替作用下，新月形沙丘的翼角彼此相连而形成新月形沙丘链，它的高度一般为10～30m，长几百米至几千米。新月形沙丘之间既有平行连接，也有前后互接。这种地貌在我国季风气候区的沙漠中比较发育（图7－15）。

图7－15　新月形沙丘链

（引自http://blog.163.com）

2.横向沙垄

横向沙垄是一种巨形的复合新月形沙丘链（图7－16），长10～20km，一般高50～100m，最高可达400m。沙垄整体比较平直，两侧不对称，背风坡陡，迎风坡平缓。缓坡上常形成许多次一级的沙丘链或新月形沙丘。

图7－16　横向沙垄

3.墚窝状沙地

墚窝状沙地由隆起的沙脊墚与半月形的沙窝相间组成（图7－17）。墚窝状沙地是由横向沙丘链发展而成。在两个风向相反而风力不等的风的交替作用下，形成摆动前进的横向新月形沙丘链，如果在略有植被覆盖的地区，有一部分沙丘链前进受阻，一部分沙丘和另一部分沙丘链相接，就形成墚窝状沙地。

图7－17　墚窝状沙地

（三）对流型风积地貌

夏季的沙漠中常形成龙卷风，在龙卷风作用下形成的堆积地貌称为对流型风积地貌。蜂窝状沙地就是这类地貌的代表。

蜂窝状沙地是由无数圆形或椭圆形沙窝及周围丘状沙埂环绕而成。强烈的龙卷风把沙漠地面吹成一个个圆形洼地，被吹蚀的沙粒堆积在洼地的四周，形成丘状沙埂。这种地貌在温带荒漠中最为发育。

（四）干扰型风积地貌

当主要气流向前运动时，遇到山地阻挡而产生折射，引起气流干扰形成的各种地貌。其中主要的是金字塔形沙丘（图7－18）。金字塔形沙丘是一种角锥形沙丘，具有三角形面（坡度约30°），一般高50～100m。每个沙丘由3～4个斜面组成，每个斜面代表一个风向。其发育条件是：①在几个方向风的作用下，而且各个方向的风力都相差不大；②分布在靠近山地迎风坡附近；③下伏地面微有起伏。此外，在荒漠区还可形成一种交错的复合新月形沙丘。如果地面稍有植被，气流受到干扰，改变方向，则可形成格状沙丘（图7－19）。

风积地貌的形态是非常复杂的。为了调查研究沙丘的活动程度，也常把沙丘分为流动沙丘、固定沙丘和半固定沙丘3种。后两类沙丘程度不同地为植被固定。

四、荒漠

荒漠是干旱区大型地貌组合，是气候干燥、植被缺乏、风力作用强劲、蒸发量超过降水量数倍乃至数十倍的流沙、泥滩、戈壁分布的地区。根据荒漠组成可以分为岩漠、砾漠、沙漠、泥漠和盐漠。干燥环境中剥蚀基岩形成的称岩漠；洪积扇、洪积平原多砾石，为砾漠，又称戈壁；地面全部被沙所覆盖的称沙漠；龟裂土、盐土平原分别形成泥漠与盐漠。

图7－18　金字塔形沙丘

（据http://nh.dili360.com）

图7－19　格状沙丘

（据http://epaper.lnd.com.cn）

1.岩漠

岩漠是干旱区分布有各种风蚀地貌的基岩裸露地区，主要在山麓地带。岩漠的地貌结构表现为，在山地边缘有山足剥蚀面和由较硬岩层组成的岛山，向盆地中心过渡为干荒地或盐湖（图7－20）。

图7－20　岩漠的地貌结构示意图

（引自Putuan，1956）

2.砾漠

砾漠是指主要由砾石组成的平坦地面，地形的最大坡度为5°～10°。有些砾石经风改造为风棱石。砾漠也称戈壁（蒙古语）。

3.沙漠

沙漠是指整个地面覆盖着大量流沙，并发育有时代不同的各种沙丘组合的荒漠。中国沙漠、戈壁约128.24×104km2（表7－2），主要分布在乌鞘岭和贺兰山以西地区（图7－21）。第四纪沙漠的发生、发展与干冷气候期一致，现代沙漠扩展，人为活动起重要作用。沙的来源复杂，可能是吹蚀区的冰碛物、冲击物湖积物或洪积物和残坡积物经风吹扬、搬运、分选、堆积而成，巨大的沙漠景观是大尺度气流近地面运动的良好写照。

表7－2　我国主要沙漠的分布面积表

注：据董瑞杰等修改，2013。

图7－21　中国沙漠、黄土、戈壁分布略图

（引自《中国自然地理（地貌）》，1980）

中国西北地区沙漠大规模发展始约于60ka B P。近代，人为不合理的活动（破坏植被、过度放牧、滥采、滥挖）是沙漠面积扩大的重要原因。中国东部平原、丘陵和滨岸也有耕地沙化现象发生。沙害不但对耕地和交通线构成危害，严重的沙暴也会危害生命，1993年5月甘肃发生的“黑色风暴”即是如此。

4.泥漠

泥漠即主要由细粒黏土、粉砂等泥质沉积物组成的荒漠。分布于荒漠中的低洼处，多由湖泊干涸和湖积地面裸露而成，如湖沼洼地、冲积、洪积扇前缘等。其地面平坦，富含盐碱，龟裂纹发育，植物稀少，风蚀作用强，常有风蚀脊、白垄堆发育。局部地表盐分大量聚积，可成盐漠。我国新疆罗布泊、青海柴达木盆地分布较广。

5.盐漠

盐漠又称“盐沼泥漠”，地表为大量盐分所覆盖的干燥泥漠地区。在地下水位较浅的泥漠地区，含盐分的地下水沿毛细管孔隙上升达到地表时，水分蒸发，盐分在地表积聚，即形成盐漠。因盐分具有吸水作用，地表常处潮湿状态，干涸时形成龟裂地。盐漠地区只能生长少量的盐生植物。中国青海柴达木盆地中部有大片盐漠分布。

五、风成沙

沙物质在风力作用下，不仅出现了搬运和堆积过程，形成了各种沙丘形态，而且在这种过程中产生了相应的沉积物构造特征，并使沙物质本身在物理特性、矿物和化学成分等方面也不断发生变化。由风力搬运并堆积的沙积堆积物成为风成沙，它的主要特征如下。

1.风成沙粒度特征

空气密度是水的1/800，即沙子在空气中运动所遇阻力是水中的1/800。所以，风沙流中沙的运动很活跃，但因空气密度小，其上升高度不大，因而沿地表形成的风沙流的分选很好。风沙流的粒度成分主要集中在0.25～0.1mm的细沙部分，粉砂、黏土的含量一般不超过10%。

2.风成沙的形态特征

风成沙的磨圆度一般较高，特别是大于0.5mm的沙粒，但很少有磨圆的颗粒，这与沙粒以跳跃为主的搬运方式有关。风成沙在搬运中由于连续的高能冲击，沙粒表面常呈毛玻璃状，无光泽，并常布有不规则的麻坑、蝶形坑、裂纹及蛇曲脊等。

3.风成沙的矿物特征

风成沙的矿物成分90%以上是由石英和长石等轻矿物组成，密度大于2.9的矿物含量很少。由于风力搬运过程中的强烈冲击与磨蚀作用，致使风成沙中的稳定物（如石英、石榴石、锆石、蓝晶石、磁铁矿等）含量增高。

4.风成沙的化学成分

由于风力搬运使风成沙的矿物成分变化，因而其化学成分也会发生改变。随着风的吹扬，沙中的Al2O3、CaO、CaCO3和有机质成分不断减少，而SiO2和Fe2O3的含量则相应地有所增加。风成沙的化学成分也因沙丘的固定程度与时间不同而明显变化，如流动沙丘沙的SiO2含量通常在80%以上，固定沙丘中则只有60%左右。沙漠沙中的有机质含量极低，通常只有0.02%～0.23%。

5.风成沙的结构构造

风成沙丘内部通常发育3种类型的层理构造。

1）近水平层理

通常由分选很好的细砂组成，单个纹层厚仅几毫米，层理的倾角一般在10°以下。近水平层理常发育在沙丘的丘顶、两翼及迎风坡处。有时可见到砂层中夹有薄层的石膏沉积。(www.xing528.com)

2）斜层理

沙丘在移动过程中背风坡不断发生重力崩塌堆积而成的倾斜纹层。该层理的倾角较大，多在25°～34°之间，层理面常是弧形的，单个纹层的厚度一般为2～5cm。

3）交错层理

风沙在沉积过程中，如果两个相反方向的风交替作用时，迎风坡和落沙坡的层理也交替出现，形成微微上凸的楔形交错层理。

第二节　黄　土

黄土是240万年（也有学者提出是200万年）以来干旱、半干旱气候环境条件下形成的广泛分布的松散土状堆积物，其主要特征是：颜色以浅灰黄色、棕黄色、褐黄色为主，颗粒成分以粉砂（0.05～0.005mm）为主，富含钙质，疏松多孔，不显宏观层理，垂直节理发育，具有很强的湿陷性。广义的黄土包括典型风成黄土和黄土状岩石。黄土状岩石是指除风力以外的各种外动力作用所形成的类似黄土的堆积，其特点是具有沉积层理，粒度变化大，孔隙度较小，含钙量变化显著，湿陷性不及风成黄土等。原生黄土经改造后堆积成次生黄土。黄土地层中记录了大量的第四纪以来的生物、气候信息，是研究第四纪气候和古环境变化的信息库。

中国北方更新世黄土极为发育（从老到新有午城黄土、离石黄土、马兰黄土），全新世也有黄土堆积，黄土是中国北方第四纪主要地层。现代尘暴也带来类似黄土沉积物。

在黄土堆积过程中和堆积以后形成的地貌，叫做黄土地貌。由于受特殊气候条件和历史上长期对土地资源不合理利用的影响，我国黄土分布区，尤其是黄土高原地区的水土流失极为严重，成为黄河泥沙的主要来源。此外，黄土是一种很肥沃的土层，对农业生产极为重要。但植被稀少，水土流失，给农业生产和工程建设都造成了严重的危害。因此，对黄土地貌的研究，密切关系到水土保持工作，对我国西部地区的生态环境保护和经济建设具有重要的意义。

一、黄土的分布和厚度

1.黄土分布

从全球来看，黄土覆盖面积约占地球陆地表面的10%，主要分布在中纬度干旱或半干旱的大陆性气候地区，即现代的温带森林草原、草原及荒漠草原地区，分布于N30°～55°和S30°～40°的地带内。从黄土的生成环境来看，黄土主要分布在两种区域：①古冰盖的外缘，如欧洲中部和北美洲的黄土；②荒漠或半荒漠区的边缘，如前苏联的乌克兰、高加索、勒拿河中游和我国的黄土高原。由于这些地方气候干燥，碎屑物丰富，在强大的反气旋作用下，细粒物质被吹到荒漠和古冰盖外缘地区沉积下来，从而形成黄土。

中国是世界上黄土分布最广、地层最全、厚度最大的国家。大致沿昆仑山、秦岭以北，阿尔泰山、阿拉善和大兴安岭一线以南分布，构成北西西－南东东走向的黄土带（图7－22），总面积约63.5×104km2，约占全国总面积的7.6%。黄土带的东端向南、北两个方向展布，北自松嫩平原北部（典型黄土北起辽西及热河山地一带），南达长江中下游，处于N30°～49°之间，而以N34°～45°之间的地带最发育，构成中国黄土的发育中心。

图7－22　中国黄土分布

（据徐张健等，2007）

中国黄土分布的海拔高度，自西到东从3 000m降到数十米；新疆个别山地黄土可出现在海拔4 000多米高处。黄土分布亦受坡向影响，西北坡或北坡黄土堆积较厚，在南坡或东南坡黄土或缺失或堆积厚度不大。

2.黄土厚度

黄土的厚度各地不一。我国黄土最厚的达180～200m，分布在陕西省泾河与洛河流域的中下游地区，其他地区从十几米到几十米不等。根据黄土地层来看，在几十米到100～200m的黄土中，可划分为早更新世的午城黄土、中更新世的离石黄土和晚更新世的马兰黄土。

晚更新世黄土的厚度较早更新世和中更新世的薄，位于六盘山以西的渭河上游和祖厉河上游以及六盘山以东的泾河上游，厚度为30～50m，其他地区只有10～20m。中更新世黄土和早更新世黄土在陕西径河和洛河流域厚度可达175m，在延安、靖边一带，厚100～125m，山西西部也有近百米厚的黄土，其他地区只有数十米。巨厚的黄土为黄土地貌发育奠定了物质基础。

二、黄土的性质

（一）黄土的成分

黄土物质成分（mass composition of loess）是指组成黄土的物质种类及数量。一般包括黄土的颗粒（或称粒度）成分、矿物成分、化学成分。其中化学成分还包括可溶盐类成分和有机质成分。

1.黄土的粒度成分

黄土颗粒成分是指组成黄土的各种大小颗粒的含量。通常以某种粒径的颗粒质量占土样总质量的百分比来表示。组成黄土的颗粒成分以粉砂为主，这是黄土的重要特征之一。在黄土中粉砂（粒径0.005～0.05mm）含量占40%～60%，细粉砂（0.005～0.01mm）的含量一般仅占5%～10%，最多不超过15%。黄土中普遍含有砂粒，但以极细砂（0.05～0.1mm）居多，细砂（0.1～0.25mm）的含量很少，而颗粒大于0.25mm的砂粒通常是没有的。黏土（＜0.005mm）的含量一般在20%左右。

不同区段、不同地貌单元以及不同时代、不同成因的地层，甚至不同层位的黄土，其形成的地质环境存在不同程度的差异，其颗粒组分亦有差异。从水平分布来看，自北而南，自西向东，颗粒由粗变细（表7－3）。从垂直剖面来看，从下部老黄土到上部新黄土粒度由细变粗（表7－4）。

表7－3　马兰黄土粒度成分平均值的空间变化

注：据刘东生等，1954。

表7－4　不同地区黄土粒度百分比　　　　　（%）

注：据刘东生等，1954。

2.黄土的矿物成分

黄土的矿物成分是指组成黄土土壤的矿物种类及其含量。已知的中国黄土矿物成分约有60多种，其中碎屑矿物中以轻矿物（密度＜2.9）为主，主要是石英（50%以上），其次是长石（29%～43%）、碳酸盐矿物（10%～15%）和云母（＞2.5%）；重矿物（相对密度＞2.9）仅占4%～7%，主要有不透明金属矿物（如磁铁矿、赤铁矿等）、绿帘石类、角闪石类、辉石类和其他硅酸盐矿物，重矿物主要集中在0.01～0.05mm级的颗粒中。

3.黄土的化学成分

黄土化学成分是指组成黄土土壤的化学组分的种类及数量。化学成分依赖于其主要矿物成分和风化程度，根据陕西洛川黄土化学分析资料，黄土的主要化学成分以SiO2（50%）占优势，其次是Al2O3（＞10%）、CaO（7.5%～10.5%），再次为Fe2O3（3%～6%）、MgO（1.5%～5%）、K2O（1.5%～2.5%）、Na2O（1.2%～2.3%）、FeO（0.4%～1.5%）。此外还发现黄土中有多种微量元素（Be、Pb、Mn、Cr、Ni、V、Cu、Zr、B、Co、Ba、Sr、Se、Y、Ag），某些黄土区地下水中富含F。微量元素主要来自锆石、电气石、磷灰石等矿物。

黄土主要化学成分在空间上的变化，是因黄土颗粒从北西往南东方向逐渐变化，石英、长石含量随之相应减少，气候由半干旱过渡为较湿润；因此，黄土主要化学成分从北西往南东方向，Al2O3、和Fe2O3的含量明显增加，SiO2、FeO、CaO、NaO、K2O的含量相应减少。由于黄土中易溶的化学成分含量很高，对黄土地貌发育有很重要的影响。

黄土盐类成分是指黄土中能溶于水的化学组分。黄土盐类按溶解于水的难易程度可分为易溶解性盐类、中等溶解性盐类和难溶解性盐类。其中易溶解性盐类主要包括重碳酸盐、氯化物和硫酸盐，如芒硝等，后者含量较少；中等溶解性盐类主要为石膏，它的含量没有碳酸盐类多；难溶解性盐类以石灰质（碳酸钙）为主。黄土盐类成分的平均含量一般不超过总含量的3%。

（二）黄土的结构

黄土结构指黄土粗细颗粒的分布及有关孔隙的空间排列。黄土一般具有粒状微结构（偏光显微镜下观察），碎屑组成骨骼颗粒［图7－23（a）］，由空隙相连。显著风化的黄土与古土壤一般为斑状结构［图7－23（b）］，粗粒物质之间由细粒物质相连接，细粒物质浓密，骨骼颗粒似被细粒物质包埋，粒度空隙变小，骨骼颗粒呈斑晶状分布于细粒物质之中，相当于基底式胶结类型。随着风化程度加深，黏土质细粒物质增加，骨骼斑晶粒度似被黏土胶溶物质所嵌埋，黏粒胶膜大量出现时，呈现胶斑状结构［图7－23（c）］。

图7－23　黄土、古土壤的微结构类型图

（据刘东生等，1985）
（a）粒状结构；（b）斑状结构；（c）胶斑状结构

黄土孔隙率高达40%～50%，吸水能力强，透水性高，除粒间小孔外，还发育各种特有的大孔，如节理、虫孔、放射状孔和植物根孔。随着黄土地层时代的变老，孔隙率降低。

黄土的物理性质和黄土地貌发育的关系极为密切。黄土以粉砂为主，颗粒之间结合得不紧密，有许多孔隙，黄土中的孔隙度一般为40%～50%，吸水能力强，适水性高。黄土中的水分沿着孔隙向下运动，可溶盐类和细粒粉砂被水分溶解与移动使孔隙逐渐扩大。由于黄土疏松、多孔隙、垂直节理发育、极易渗水和含有可溶性物质等特点，很容易被流水侵蚀形成沟谷，也易造成沉陷和崩塌，形成一些黄土柱或黄土陡壁和陷穴等各种地貌。

中国黄土粒度成分以粉砂为主，并且粗粉砂的含量大于细粉砂；黄土矿物成分复杂，以石英、长石为主，其他矿物少量；化学成分中SiO2含量通常大于50%，Al2O3占10%左右，CaO占8%左右，Fe2O3占4%左右。

三、黄土中的气候旋回记录

黄土分布广，沉积较连续，堆积时间长，含有较丰富的气候与环境变化记录。根据年代学资料，黄土中气候变化旋回可以与深海沉积物氧同位素阶段、湖泊沉积物和冰岩芯中的气候旋回对比，这是探讨全球气候与环境变化的一个重要方面。鉴别这些事件不仅对第四纪成壤理论有重要意义，而且对理解古气候的内外动力作用、分析不同区域对气候驱动因子响应过程中的复杂性和敏感性、区域和远距离地层对比等都有十分重要的意义。

黄土中的气候旋回有多级变化，一级旋回由干冷期堆积的黄土－古土壤层和温湿期发育的区域性的侵蚀面在垂直剖面上的交替出现反映出来。侵蚀面所反映的气候往潮湿方向转变和流水切割程度比古土壤形成时更为强烈。当剥蚀区形成区域性侵蚀面时，相邻堆积区则堆积了与剥蚀期同时的河湖相相关沉积物。刘东生等（1964）根据中国黄土中存在的区域性侵蚀面，侵蚀面上下黄土岩性及古土壤层性质和哺乳动物化石，把中国更新世黄土分为3套：早更新世午城黄土、中更新世离石黄土（又据侵蚀面分为上部和下部）和晚更新世马兰黄土。反映了中国黄土堆积过程中由暖→冷的4个一级气候变化旋回（图7－24）。

图7－24　山西沁水刘家窑黄土层不整合关系

（据刘东生等，1964）
1.石灰质结合层；2.离石黄土下部及埋藏图；3.离石黄土上部及埋藏土；4.马兰黄土

黄土－古土壤层系内黄土性质、古土壤类型、厚度、组合特征及间距是研究黄土中二级气候旋回的重要标志。如陕西洛川剖面L9层砂质黄土反映0.8Ma的严寒气候。安芷生对洛川剖面进行了第二、第三级土壤地层划分并简单讨论了相应级别的气候旋回。

黄土粒度、矿物、黏土化学成分及孢粉组合和磁化率等的变化反映出更为次级的气候变化，如晚更新世马兰黄土的粒度和磁化率沿剖面的变化是研究0.13Ma以来气候变化的重要内容。

四、黄土的成因

黄土成因的研究早在19世纪中叶就已经开始，至今未有统一的结论。黄土成因有以风营力为主的风成说、以流水为营力的水成说（冲积、洪积、冰成说）、以机械风化营力为主体的残积说等，以风成说占优势，风成说历史长、影响大、拥护者最多。

风成说：最早由德国人李希霍芬（1882）提出，俄国人奥布鲁契夫发展了这一学说；现代黄土风成说，代表人物有刘东生、库克拉（Kukla），他们把黄土的物源、搬运方式、堆积过程、黄土性质和古土壤发育等与第四纪全球性冰期旋回和大气环流联系起来，并以现代大气环流－尘暴动态作为认识过去黄土形成过程将之论古的参照系统。刘东生等（1985）把黄土成因分为黄土形成与黄土演化两个阶段（图7－25）。

图7－25　黄土形成过程和黄土演变示意图

（据刘东生等，1985）

对于中国黄土，其物源（粉砂级石英、长石、方解石等）产生在物理风化强烈的西北区沙漠和戈壁（可能部分来自中亚沙漠），粉尘在高空西风气流和近地面风共同作用下，以尘暴形式被风从西北往东南方向悬移，运途中粉尘因气流下降和按颗粒大小分异沉降（图7－26）。黄土形成后，在原地暴露于地表时，受物理、化学和生物风化作用，引起黄土不同程度的改变。最强烈的改变发生在相对湿度、粉尘沉积缓慢或中断的气候阶段，生物风化作用增强形成一定类型的土壤；较微的改变则形成风化层；被后期沉积物埋藏，即古土壤和埋藏风化层。一系列冷暖气候波动形成黄土—古土壤层序列。而风积黄土经流水改造后形成次生黄土，也有少量黄土是在原地残积而成。

图7－26　黄土粉尘搬运、堆积示意图

（据曾克峰等，2013）

水成说：19世纪末，由莱伊尔（Lyell）等提出，认为成土物质主要来源于附近，主要为流水搬运，少数为风力搬运而来。张宗佑（1959）等经过对我国黄土的系统研究认为，在一定的地质、地理环境下，黄土物质为各种形式的流水作用所搬运堆积（包括坡积、洪积、冲积等），经黄土化作用形成，并不都是由于西北部的沙漠沙被吹扬堆积而成，因为这些沙漠形成时代较晚，多是晚更新世或后期形成的。

残积说：认为黄土是在干燥气候条件下，通过风化和成土作用过程使当地的多种岩石改造成黄土，而不是从外地搬运而来。黄土的成因不同，其水文、工程地质条件也有差异。

五、黄土地貌

黄土地貌是在特定的气候与构造环境中发育起来的。它是由水力、重力、风力塑造而成，近代黄土地貌发育的过程中，人类活动也起了很大的作用。黄土地貌主要分布在中国半干旱区。按主导地质营力可将黄土地貌分为黄土堆积地貌、黄土侵蚀地貌、黄土潜蚀地貌和黄土重力地貌4种类型（表7－5）。

表7－5　黄土地貌类型划分表

（一）黄土堆积地貌

大型黄土堆积地貌有黄土高原和黄土平原。黄土高原分布于新构造运动的上升区，如陕北、陇东和山西高原，是由黄土堆积形成的高而平坦的地面。塬、墚、茆（图7－27）是黄土高原黄土堆积的原始地面经流水切割侵蚀后的残留部分。它们的形成和黄土堆积前的地形起伏及黄土堆积后的流水侵蚀都有关。

图7－27　黄土主要地貌

（a）黄土塬（为黄土谷沟切割）（引自北京大学，1978）；（b）黄土墚（A）、峁（B）及黄土沟谷和丘陵（据原北京地质学院，1959）；N2.上新世三趾马红土；Qp1－2.午城黄土、离石黄土；Qp3.马兰黄土

1.黄土塬

黄土塬是指在第四纪以前的山间盆地的基础上，被厚层黄土覆盖，面积较大、顶面平坦、侵蚀较弱、周围被沟谷切割的台地。主要分布于陕甘宁盆地南部与西部，以及陇西盆地北部。洛川塬、长武塬、董志塬和白草塬，是我国目前保存较完整的黄土塬，塬面宽展平坦，坡度一般小于3°，沟壑密度为1～2km/km2，黄土厚100～200m，作为黄土高原的地貌特征颇具代表性。黄土塬区居民常沿切割塬的沟边修建窑洞，这是一种良好的民间传统地下建筑。

2.黄土墚

黄土墚是平行沟谷的长条状高地，长可达几百米、几千米到几十千米，宽仅几十米到几百米，顶面平坦或微有起伏。墚主要是黄土覆盖在墚状古地貌上，又受近代流水等作用形成的。

3.黄土峁

黄土峁是顶部浑圆、斜坡较陡的黄土小丘，大多数是由黄土墚进一步切割而成，少数为晚期黄土覆盖在古丘状高地而成，常成群分布。黄土墚、峁经常与谷沟同时并存，组成黄土丘陵。黄土丘陵比黄土塬分布广泛，水土流失严重，重力滑坡造成的地质灾害时有发生。

黄土平原则分布于新构造下降区，如渭河平原，是由黄土沉积形成的低平原，只在局部倾斜地面上发育沟谷系统。

（二）黄土侵蚀地貌

该地貌可分为黄土区大型河谷和黄土区沟谷地貌。黄土大型河谷地貌是长期发展的结果，如黄河、渭河、洛河、泾河，其形成发展与一般侵蚀河谷相似，但由于有风积黄土堆积，晚期黄土覆盖早期河谷阶地的情况经常可见。黄土区千沟万壑，地面被切割得支离破碎，根据黄土沟谷形成的部位、沟谷的发育阶段和形态特征，可将黄土沟谷分为细沟、浅沟、切沟、悬沟、冲沟、坳沟（干沟）和河沟7类。前4类是现代侵蚀沟；后2类为古代侵蚀沟；冲沟有的属于现代侵蚀沟，有的属于古代侵蚀沟，时间的分界线大致是中全新世（距今3 000～7 000a）。

1.纹沟

在黄土坡面上，降雨时常形成很薄的片状水流，由于原始坡面上的微小起伏和石块、植物根系、草丛的阻碍，水流可能分异，聚成许多条细小的股流，侵蚀土层，即形成细小的纹沟。彼此穿插、相互交织。纹沟的重要标志是没有沟缘线，沟底纵剖面与斜坡面的坡度一致，经耕犁就立即消失（图7－28）。

图7－28　纹沟

2.细沟与浅沟

坡面水流增大时，片流就逐渐汇集成股流，侵蚀成大致平行的细沟。其宽度一般不超过0.5m，深度为0.1～0.4m，长数米到数十米。细沟的谷底纵剖面呈上凸形，下游开始出现跌水，横剖面呈宽浅的“V”字形，沟坡与黄土地面有明显的转折（图7－29）。浅沟深0.5～1.0m，宽2～3m。纵比降略大于所在斜坡的坡降，横剖面呈倒“人”字形。

图7－29　细沟

3.切沟与悬沟

细沟进一步发展，下切加深，切过耕作土层，形成切沟（图7－30）。切沟的深度和宽度均可达1～2m，长度可超过几十米。切沟的纵剖面坡度与斜坡坡面坡度不一致，沟床多陡坎。横剖面有明显的谷缘。如果浅沟的汇水面积较小，未能发育为切沟，汇集于浅沟中到水流汇入沟谷地时，常在谷缘线下方陡崖上侵蚀成半圆筒形直立状沟，称为悬沟。

4.冲沟

冲沟为切沟进一步下切侵蚀形成。规模较大，长度可达数千米或数十千米，深度达数十米至百米，常下切到早、中更新世黄土层或上新世红土层。冲沟纵剖面呈下凹的曲线，与斜坡凸形纵剖面完全不同。黄土冲沟的沟头和沟壁都较陡，沟头上方或沟床中常有一些很深的陷穴，它是由于下渗的水流对黄土中的钙进行溶蚀，并把一些不溶的细小颗粒带走，使地表发生下陷而形成。之后，进一步促使沟头向源增长，冲沟增长，沟床加深。冲沟两侧的沟壁常发生崩塌，使沟槽不断加宽。黄土区冲沟系统发展快，具有继承性，部分现代黄土沟谷重叠发育在老沟谷之上（图7－31）。

5.坳沟与河沟

坳沟又称干沟。它和河沟是古代侵蚀沟在现代条件下的侵蚀发展。它们的纵剖面都呈上凹形，横剖面为箱形，谷底有近代流水下切生成的“V”字形沟槽。坳沟和河沟的区别是：前者仅在暴雨期有洪水水流，一般没有沟阶地；后者多数已切入地下水面，沟床有季节性或常年性流水，有沟阶地断续分布。

图7－30　切沟

图7－31　冲沟

（三）黄土潜蚀地貌

地表水沿黄土中的裂隙或空隙下渗，对黄土进行溶蚀和侵蚀，称为潜蚀。潜蚀后，黄土中形成大的空隙和空洞，引起黄土的陷落而形成的地貌，称之黄土潜蚀地貌。主要包括以下几种地貌。

黄土碟：是一种直径数米至数十米、深数米的碟形凹地。由于流水聚集凹地内，沿黄土裂隙与空隙下渗、浸润，当潜水面上黄土底部充分含水之后，黄土在重力影响下陷落形成黄土碟。

黄土陷穴：是黄土区地表的穴状洼地，向下延伸可达10～20m，常发育在地表水容易汇集的沟间地或谷坡上部和墚峁的边缘地带，由于地表水下渗进行潜蚀作用使黄土陷落而成。按照形态可分为竖井状陷穴、漏斗状陷穴和串珠状陷穴。串珠状陷穴，下部有通道相连，常见于冲沟沟床上。

黄土井：黄土陷穴向下发展，形成深度大于宽度若干倍的陷井，称为黄土井。

黄土桥：两个陷穴之间或从沟顶陷穴到沟壁之间，由于地下水作用使它们沟通，并不断扩大其间的地下孔道，在陷穴间或陷穴到沟床间地面顶部的残留土体形似土桥，称之黄土桥（图7－32）。

图7－32　黄土桥

（据www.hudong.com）

黄土柱：是分布在沟边的柱状残土体。它的形成是由于流水不断地沿黄土垂直节理进行侵蚀和潜蚀，以及黄土的崩塌作用，形成的残留土体。黄土柱有柱状和尖塔形，其高度一般为几米到十几米（图7－33）。

图7－33　黄土柱

（据www.foto8.net）

（四）黄土重力地貌

黄土谷坡的物质在重力作用和流水作用影响下，常发生移动，形成泻溜、崩塌、滑坡等重力地貌。

1.泻溜

黄土谷坡表面的土体受干湿和冷热等变化影响，引起物体的胀缩而发生碎裂，形成碎土和岩屑，在重力作用下，顺坡而下称为泻溜。

2.崩塌

在黄土的谷坡上，由于雨水或径流沿黄土的垂直节理下渗，水流在地下进行溶蚀作用，并把一些不溶的细小颗粒带走，使节理不断扩大，谷坡土体失去稳定而发生崩塌。另外，如沟床河流侵蚀岸坡基部或因雨水浸湿陡崖基部而使上坡失去稳定，也能发生崩塌。

3.滑坡

黄土沟谷的滑坡常在不同时代的黄土接触面之间或黄土与基岩之间产生滑动。地震时，黄土丘陵区的大型滑坡常能阻塞沟谷而成湖池，湖池淤满后，积水排干而成平整的低洼地，叫湫地。

第三节　黄土地貌发育过程

黄土地貌发育阶段可以分为两个阶段，黄土堆积时期的地貌发育阶段和黄土堆积后的地貌发育阶段。黄土堆积形状与古地形关系密切。总的来说，在一些山区，黄土堆积较薄，突起的山峰常露在黄土之上，如山西西北部的河曲、神池的黄土耸立许多基岩山地；在古盆地或倾斜平原上黄土堆积较厚，有时可达100多米，形成宽广的黄土塬（如董志塬）。黄土堆积如与河流发育同时，不同时代黄土将堆积在河流谷坡和不同时代的阶地上，时代较老的高阶地上有早期黄土堆积，也有较近期的黄土堆积，低阶地上只有较新的黄土堆积。因此，可通过黄土时代推算河流阶地形成的时代（图7－34）。

图7－34　陕西渭北河流阶地与黄土沉积结构关系

（引自杨景春，2005）
1.马兰黄土；2.离石黄土；3.午城黄土；4.红土；5.砂砾石；6.基岩

黄土是在更新世长期的风力作用下堆积形成的，它在堆积过程中由于气候变化而有间断。当气候干冷时，西伯利亚冷高气压团南移，中国北部气流扰动加剧，风力增强，黄土堆积速率加大，同时降水较少，地表侵蚀相对微弱，有利于黄土堆积；当气候转为温湿时，西伯利亚冷高压气团北移，中国北部气流扰动减弱，黄土堆积速率减小，同时雨量增加，地表侵蚀加剧，形成冲沟，地表发育土壤。当下一个干冷期到来时，冲沟发育减缓或停止，地面和冲沟的谷坡上堆积了一层黄土，土壤层也被黄土覆盖。气候再次转为温暖时，沿原来的冲沟再次加剧侵蚀，地面又发育一层土壤，所以在黄土沉积层中常留下许多层古土壤和不同时期的侵蚀面。

黄土层中的古土壤在剖面中呈红色，又称埋藏古土壤层（图7－35）。它是由质地黏重的土层组成，上部有时见到淡灰黑色的腐殖质层，下部有白色钙质层。黄土中埋藏的古土壤层是代表黄土堆积的间断时期的古地面。在面积广大的塬、墚、峁地区，古土壤层的起伏与今天黄土地面形态大体相似，在塬区古土壤层比较平坦，在墚峁区则向邻近大沟谷方向倾斜。说明在黄土开始堆积时，原始地面起伏和黄土堆积过程中的地形形态以及今天黄土地面起伏大体一致。在黄土的多次堆积过程中，只有岭谷之间的地形相对高差较小，一些较小的沟谷可能被填满，但较大的河谷仍一直延续至今。

图7－35　陕西洛川黄土中的古土壤

（引自杨景春，2005）
1.基岩；2.埋藏土；3.午城黄土；4.离石黄土下部；5.离石黄土上部

黄土堆积后的地貌发育，是全新世以来，黄土区受外力（主要是地表流水的侵蚀切割）改造作用，形成形态各异的黄土地貌类型。根据古冲沟中堆积的黄土和古土壤层以及冲沟侵蚀面可以确定古冲沟的时代。陕西洛川黄土塬区20万年以来至少有4次较强烈的侵蚀期及其间的堆积期。

第四节　风力和黄土地貌研究的实际意义

土地沙漠化、风沙流运动和沙丘移动会对农田、牧场、交通（铁路、公路）和居民点造成危害，必须研究其发生、发展规律，采取各种措施加以防治。因此，研究风力、黄土地貌对国民经济和环境保护等有重要的理论和实际价值。

一、资源开发利用

干旱区和半干旱区水资源严重不足，开发地下水资源是一项重要的任务。这些地区地下水源主要有两种：一是沙漠、黄土区周边山区山地冰雪融水补给；二是地质时期气候湿润时在当地形成的沟谷系统（现被流沙、黄土掩埋）中保存的古地下水。因此，研究干旱、半干旱区流沙与黄土覆盖之下的古地形，以及第四纪该区气候干湿变化的规律意义重大。

沙漠和黄土区地下常赋存有油、气等资源，面沙本身也是一种资源。

此外，干旱区、半干旱区（及其他风力作用强烈地区）的风力是可开发利用的清洁能源。

二、水土保持、治沙与工程建筑

干旱、半干旱区主要环境工程问题是水土保持（尤其是黄土区）和治沙。为了减轻沙害和保持水土，必须对流沙和水土流失进行长期调查、观察和实验，研究治沙与水土保持的方法，如采取种草造林（图7－36），严禁滥采滥挖，以及制定相应法规等一系列重要措施（图7－37）。虽然中国近几十年来，水土保持与治沙工程成绩斐然，已居世界先进水平，但面临严峻的荒漠化的扩大化趋势，今后的任务是很繁重的。

图7－36　宁夏白芨滩麦草方格治沙技术

（据http://env.people.com.cn）

图7－37　治沙措施

（据吴正，2003）

黄土湿陷性是黄土区工程建筑中的一大问题，而湿陷性与黄土岩性、成因、碳酸盐含量及时代有关。同一成因的黄土，粒度越粗，碳酸盐含量越高，时代越新，湿陷性越明显。

三、环境研究

1.大气气溶胶研究

大气气溶胶主要来源有自然源（尘暴、火山灰、微量气体）和人工源［工业废气在大气中的非均匀转化及工农业直接排放的微粒（2μm）］，有矿物气溶胶、有害元素、温室气体、碳酸盐与烟雾等。大气气溶胶随地球风系运动，对环境产生重要影响，如污染空气、食物、水源、影响大气能见度、损害弱小植物、干扰无线电波、损害精密仪器和传播疾病。

2.荒漠化研究

当前干旱与半干旱区环境发展趋势的主要问题是荒漠化范围的不断扩大。根据中国国家林业局于2006年6月17日的公布，中国沙漠化土地达到173.97×104km2，占国土面积的18%以上，影响全国30个一级行政区。目前全国荒漠化土地面积超过262.2×104km2，占国土总面积的27.3%，其中沙化土地面积为168.9×104km2，主要分布在西北、华北、东北13个省区市。荒漠化是干旱、半干旱区在全球气候变暖与人为不合理活动（破坏植被、采矿等）的影响下，使沙漠扩大、水土严重流失、土地与草原退化和植被衰退的现象，比单纯沙漠化还严重。据研究，现在全球荒漠化速度达到每年（6～7）×104km2（中国每年为约2 000多平方千米），世界有1/6的面积（3 600×104km2）不同程度地受到荒漠化影响。通过对干旱与半干旱区沙漠边界扩缩、黄土堆积强弱、湖泊水位（或面积）变化、植被兴衰、盐湖水咸淡变化等的研究，有助于了解过去的气候干湿变化规律与现代荒漠化的发展趋势。

思考题

一、名词解释

风力作用；风蚀蘑菇；风蚀柱；风蚀穴；雅丹；新月形沙丘；抛物线沙丘；纵向沙垄；横向沙垄；黄土；黄土塬；黄土墚；黄土峁；荒漠；风成沙。

二、简述

1.风成地貌有哪些类型？各类型有何特征？

2.简述新月形沙丘的形态特征、形成过程和演化规律。

3.黄土成因学说主要有哪几种？各种学说的主要观点是什么？

4.简述黄土分布特征及性质。

5.什么是黄土地貌？黄土地貌有哪些类型？有何特征？

6.简述黄土地貌发育阶段。

7.黄土研究对于资源开发、水土保持与环境治理有什么意义？

8.为何我国西北黄土区易于发生滑坡和坍塌？

9.怎样认识黄土区的潜蚀作用及其危害？

三、对比题

风蚀谷与冰川谷；风积物与冰碛物；黄土与黄土状岩石；黄土平原与冲积平原；黄土陷穴与岩溶漏斗。