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黄土地貌//冰川地貌//流水地貌//雅丹地貌//丹霞地貌//喀斯特地貌

 茶香飘万里 2011-11-04

黄土地貌

 

  黄土地貌

  loess landform

  发育在黄土地层(包括黄土状土)中的地形。黄土是第四纪时期形成的陆相淡黄色粉砂质土状堆积物。

  研究简史 中国是世界上研究黄土地貌最早的国家。2000多年前就有天雨黄土、昼夜昏霾涉及黄土地貌堆积过程的记载;800多年前,北宋沈括对河南、陕西一带的黄土侵蚀地貌形态作了生动描述;历代在治理黄河下游河患方略的讨论中,已认识到黄土高原侵蚀产沙是其根源。19世纪后期至20世纪前期,许多中外学者发表了研究中国黄土地貌的论著,并与欧洲黄土进行对比。如 F.von李希霍芬、B.A.奥勃鲁切夫提出了黄土风成学说;B.威利斯对华北地貌(包括黄土地貌)侵蚀和堆积过程进行了分期;P.德日进和杨钟健研究了黄河晋陕峡谷段河道发育与黄土堆积的关系。

  20世纪50年代以后,黄土地貌研究进入蓬勃发展阶段。1953黄秉维首次编制成1:400万黄河中游土壤侵蚀分区图,并发表相应的论文,奠定了黄土地貌研究的基础;19531958,罗来兴等进行了黄土地貌分类和沟道流域侵蚀地貌制图工作,把黄土地貌研究与黄土区土壤侵蚀与水土保持工作紧密相联。50年代中期到80年代中期,刘东生等不仅在黄土地层学研究中作出了贡献,为确定黄土地貌发育年龄打下了坚实基础,而且在黄土地貌发育的历史过程、黄土性质与现代侵蚀的关系、黄土地貌类型区域分布与黄土下伏原始地面起伏的关系等方面,都做了卓有成效的工作,代表性著作有《黄河中游黄土》(1964)、《黄土与环境》(1985)

  分布 黄土在世界上分布相当广泛,占全球陆地面积的十分之一,成东西向带状断续地分布在南北半球中纬度的森林草原、草原和荒漠草原地带。在欧洲和北美,其北界大致与更新世大陆冰川的南界相连,分布在美国加拿大德国法国比利时荷兰中欧东欧各国、苏联白俄罗斯乌克兰等地;在亚洲和南美则与沙漠戈壁相邻,主要分布在中国伊朗、苏联的中亚地区、阿根廷;在北非和南半球的新西兰澳大利亚,黄土呈零星分布。

  中国是世界上黄土分布最广、厚度最大的国家,其范围北起阴山山麓,东北至松辽平原和大、小兴安岭山前,西北至天山、昆仑山山麓,南达长江中、下游流域,面积约63万平方公里。其中以黄土高原地区最为集中,占中国黄土面积的72.4,一般厚50200米(甘肃兰州九洲台黄土堆积厚度达到336,发育了世界上最典型的黄土地貌。

  地貌特征 典型的黄土地貌有以下特征:沟谷众多、地面破碎。中国黄土高原素有千沟万壑之称,多数地区的沟谷密度在35公里/平方公里以上,最大达10公里/平方公里,比中国其他山区和丘陵地区大15倍。沟谷下切深度为 50100米。沟谷面积一般占流域面积的3050,有的地区达到60%以上,将地面切割为支离破碎景观。地面坡度普遍很大,大于15度的约占黄土分布面积的6070%,小于10度的不超过10%。侵蚀方式独特、过程迅速。黄土地貌的侵蚀外营力有水力、风力、重力和人为作用。它们作用于黄土地面的方式有面状侵蚀、沟蚀、潜蚀(或称地下侵蚀)、泥流、块体运动和挖掘、运移土体等。其中潜蚀作用造成的陷穴、盲沟、天然桥、土柱、碟形洼地等,称为假喀斯特。强烈的沟谷侵蚀或地下水浸泡软化土体,使上方土体随水向下坡蠕移形成的泥流,只有在黄土区才易见到。黄土的抗蚀力极低,因而黄土地貌的侵蚀过程十分迅速。黄土丘陵坡面的侵蚀速率为15厘米/,高原区北部沟头前进速率一般为15/,个别沟头达到3040/,甚至一次暴雨冲刷成一条数百米长度的侵蚀沟。黄河每年输送到下游的大量泥沙中,有90%以上来自黄土高原。黄土高原河流输沙量大于 5000/(平方公里·年)的区域约占黄土高原面积的65.6%,其中陕北窟野河的神木水文站至温家川水文站区间输沙量达到35000/(平方公里·年)。沟道流域内有多级地形面。一般有三级:各流域的最高分水岭为第一级,其顶面高程彼此相近,为黄土的最高堆积面;降低6080米为第二级;再降低4060米为第三级。各级地形面的地层结构互不相同。构成第一级地形面的黄土地层层序完整;第二级地形面离石黄土上部地层(中更新世晚期)较第一级地形面区薄,甚至消失;第三级地形面多数地面只有马兰黄土(晚更新世)堆积。第二级和第三级地形面可以分别构成完整的谷形,第三级地形面之下是现代沟谷。此外,在较大的河沟沟谷内,还有两级发育不良的沟阶地,其中第二级阶地比较明显,第一级阶地仅见于局部地点。沟道流域黄土地貌层状结构,是黄土地貌发育历史过程的记录。(图1 黄土沟道流域地貌层状结构(中国延安杏子河中游))

  地貌类型 主要有黄土沟间地、黄土沟谷和独特的黄土潜蚀地貌。

  黄土沟间地 又称黄土谷间地,包括黄土塬、梁、峁、地、坪地、地等。黄土塬、梁、峁是黄土地貌的主要类型,它们是当地群众对桌状黄土高地、梁状和圆丘状黄土丘陵的俗称,黄秉维于1953年首先将其引入地理学文献,罗来兴于1956年给予科学定义。

  黄土塬为顶面平坦宽阔的黄土高地,又称黄土平台。其顶面平坦,边缘倾斜,周围为沟谷深切,它代表黄土的最高堆积面。目前面积较大的塬有陇东董志塬、陕北洛川塬和甘肃会宁的白草塬。塬的成因多样,或是在山前倾斜平原上黄土堆积所成,如秦岭中段北麓和六盘山东麓的缓倾斜塬(称为靠山塬);或是河流高阶地被沟谷分割而成,如晋西乡宁、大宁一带的塬;或是在平缓分水岭上黄土堆积形成,如延河支流杏子河中游的杨台塬;或是在古缓倾斜平地上由黄土堆积形成,如董志塬(见彩图甘肃董志塬(中国))、洛川塬;或是黄土堆积面被新构造断块运动抬升成塬(称为台塬),如汾河和渭河下游谷地两侧的塬。

  黄土梁为长条状的黄土丘陵(见彩图山西柳林黄土梁(中国))。梁顶倾斜3□5□8□10□者为斜梁。梁顶平坦者为平梁。丘与鞍状交替分布的梁称为峁梁。平梁多分布在塬的外围,是黄土塬为沟谷分割生成,又称破碎塬。六盘山以西黄土梁的走向,反映了黄土下伏甘肃系地层构成的古地形面走向,其梁体宽厚,长度可达数公里至数十公里;六盘山以东黄土梁的走向和基岩面起伏的关系不大,是黄土堆积过程中沟谷侵蚀发育的结果。(图2黄土丘陵)

  黄土峁为沟谷分割的穹状或馒头状黄土丘(见彩图甘肃白银黄土峁(中国))。峁顶的面积不大,10°向四周倾斜,并逐渐过渡为坡度15°35°的峁坡。若干个峁大体排列在一条线上的为连续峁,单个的叫孤立峁。连续峁大多是河沟流域的分水岭,由黄土梁侵蚀演变而成;孤立峁或者是黄土堆积过程中侵蚀形成,或者是受黄土下伏基岩面形态控制生成。

  地为老沟谷(距今10万年左右形成)中由黄土堆积成、未经现代沟谷分割的平坦谷地,即黄土地被现代沟谷分割(称为破□),其中面积较大的地块称为坪地,即黄土坪;沿沟呈条状分布的破地称为,即黄土□,有的地方称为壕地。从成因上讲,坪地、地和壕地都是沟阶地,只是尚未完成阶地发育的全过程。

  黄土沟谷 有细沟、浅沟、切沟、悬沟、冲沟、坳沟(干沟)和河沟等7类。前4类是现代侵蚀沟;后两类为古代侵蚀沟;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30007000年)。

  细沟深几厘米至1020厘米,宽十几厘米至几十厘米,纵比降与所在地面坡降一致。大暴雨后,细沟在农耕坡地上密如蛛网。

  浅沟深0.51.0,宽23米。纵比降略大于所在斜坡的坡降,横剖面呈倒人字形,在耕垦历史越久,和坡度与坡长越大的坡面上,浅沟的数目越多。它是由梁、峁坡地水流从分水岭向下坡汇集、侵蚀的结果。

  切沟深一、二米至十多米,宽二、三米至数十米。纵比降略小于所在斜坡坡降,横剖面尖“V”字形,沟坡和沟床不分,沟头有高13米陡崖。它是坡面径流集中侵蚀的产物,或者是潜蚀发展而成,多出现在梁、峁坡下部或谷缘线附近,其沟头常与浅沟相连。如果浅沟的汇水面积较小,未能发育为切沟,汇集于浅沟中的水流汇入沟谷地时,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。

  冲沟深10多米至4050米,宽2030米至百米,长度可达百米以上。纵剖面微向上凹,横剖面“V”字形,其谷缘线附近常有切沟或悬沟发育。老冲沟的谷坡上有坡积黄土,沟谷平面形态呈瓶状,沟头接近分水岭;新冲沟无坡积黄土,平面形态为楔形,沟头前进速度较快。大多数冲沟由切沟发展而成。

  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。

  黄土潜蚀地貌 流水由地面径流沿着黄土中的裂隙和孔隙下渗进行潜蚀,破坏了黄土的原有结构或使土粒流失、产生洞穴,最后引起地面崩塌所形成。包括以下类型:

  黄土碟为湿陷性黄土区碟形洼地。由流水下渗浸蚀黄土,在重力的影响下土层逐渐压实,引起地面沉陷而成。形状为圆形或椭圆形,深1至数米,直径 1020米,常形成在平缓的地面上。

  黄土陷穴为黄土区漏陷溶洞。由流水沿黄土层节理裂隙进行潜蚀作用而成,多分布在地表水容易汇集的沟间地边缘和谷坡。根据形态分为3种:漏斗状陷穴,口大底小,深度不超过10竖井状陷穴,呈井状,深度可超过2030米;串珠状陷穴,几个陷穴连续分布成串珠状,各陷穴的底部常有孔道相通。它与黄土碟不同,各种陷穴都有地下排水道和出水口。两个或几个陷穴由地下通道不断扩大,使通道上方的土体不断塌落,未崩塌的残留土体形如桥梁,称为黄土桥(见彩图甘肃榆中黄土桥(中国))。

  黄土柱为黄土沟边的柱状残留土体(见彩图陕西清涧黄土柱(中国))。由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,有圆柱状、尖塔形,高度一般为几米到十几米。

  区域变化 各种黄土地貌类型的区域变化,如图3黄土高原黄土地貌类型图所示。黄土塬多分布于黄土高原南部,六盘山以西多长梁宽谷黄土丘陵;六盘山以东以梁峁深谷黄土丘陵为主;黄土高原北部长城沿线的黄土丘陵坡面常有片状流沙。

  在沟道流域内,梁峁丘陵与沟谷类型的关系十分密切。头道梁多是河沟流域的分水岭;坳沟流域的分水岭大多是二道梁;三道梁或者夹于两冲沟之间,或者沿河沟或坳沟的谷缘线分布,并为现代沟谷割切。这种关系反映了黄土梁峁与各类沟谷发育过程中的时间顺序和相互关系,以及和黄土地貌发育的侵蚀、堆积轮回。

  成因和过程 黄土地貌是黄土堆积过程中遭受强烈侵蚀的产物。风是黄土堆积的主要动力,侵蚀以流水作用为主。黄土塬、梁、峁等地貌类型主要由堆积作用形成;各种沟谷则是强烈侵蚀的结果。黄土区的侵蚀有古代和现代之分。现代侵蚀是指人类历史近期发生的地貌侵蚀过程,它和古代侵蚀的主要区别是有人为因素的参与,表现为侵蚀速度的加快。古代侵蚀纯为自然侵蚀,其速率通常是缓慢的。现代侵蚀和古代侵蚀在多数地区以大规模农耕兴起时期为界。现代侵蚀都以沟道流域为基本单元。沟道流域内,谷缘线以上的谷间地和以下的沟谷地侵蚀特点是不相同的。

  谷间地侵蚀 以暴雨径流冲刷为主,基本上没有重力侵蚀,梁峁顶部风蚀较强,下部和塬边多发生切沟和潜蚀。谷间地水力侵蚀方式和强度受自然因子(降雨径流、地面物质组成、地貌形态和植被)和人为因子的综合影响:一般是降雨量和降雨强度越大,侵蚀愈强。当降雨量和降雨强度达到一定值时,侵蚀强度一般是随坡长增加而增强,但在长度较大的坡地上,沿程有强弱交替变化特点。坡度越大,坡面水流的动能越大、坡面物质的稳定性越差,侵蚀也越强。但是,坡地上径流冲刷强度与坡度大小的关系很为复杂。在黄土高原区,常出现坡度超过15°后侵蚀量剧增;超过25°28°后侵蚀量又减少。植被具有削弱降雨径流侵蚀力和提高地面抗蚀力的功能,黄土高原的自然植被遭受人为长期破坏,以致使侵蚀程度愈演愈烈。黄土结构疏松、质地均匀、抗蚀力低,是造成黄土区强烈侵蚀的重要原因。黄土高原北部黄土含大于0.05毫米粒径的颗粒较高,其抗蚀力较低;中部黄土含0.050.005毫米颗粒较多,其抗蚀力比北部稍大;南部黄土含小于0.005毫米粒径的颗粒较高,抗蚀力相对地较强。因而黄土高原降雨量南部大于北部,而侵蚀强度南部反而小于北部。人为的因素,这种影响是多方面的。谷间地侵蚀的方式和强度,是由分水岭向下逐渐变化和加强的。梁峁顶部和斜坡上部以溅蚀、片蚀(包括风力吹蚀)和细沟侵蚀为主,侵蚀强度较小;斜坡中部发生浅沟和细沟侵蚀,强度比其上方坡面大 510倍,斜坡下部发生切沟以后,侵蚀强度更大。

  沟谷地侵蚀 黄土沟谷的谷坡坡度多在35°以上,是水流由谷间地汇入沟床的通道,因而这里的水力侵蚀、重力侵蚀和潜蚀都很活跃,常产生泥流。沟谷地的侵蚀过程包括沟床下切,谷坡扩展和沟头前进。其中,沟床下切和侧蚀是导致谷坡扩展的重要原因。扩展方式,在谷缘陡崖处以块体运动和悬沟、切沟侵蚀为主;在谷坡中下部多数是水流冲刷、潜蚀和泻溜。黄土区沟头前进的方式以崩塌和滑塌为主,尤以小型滑塌众多。沟头上方坡面的汇水面积越大,坡度越大,沟头前进的速度越快。沟谷地是黄土沟道流域现代侵蚀最活跃的场所,其侵蚀强度在黄土丘陵区约较谷间地大5070%,在黄土塬区则比谷间地大1020倍。侵蚀方式和强度从分水岭至谷底的沿程变化,形成了沟道流域侵蚀作用的垂直分带特点,一般模式如图4黄土区沟道流域侵蚀作用垂直分带模式。

  侵蚀作用垂直分带系统中各亚带占的空间大小和侵蚀强度,受降雨径流、原始地貌特征、岩性、植被及人类活动等多种因素综合影响,在各地变化较大,在同一沟道流域的上、中、下游也有差异。

  利用和改造 黄土是适于植物生长的土质。黄土富于直立性,其中的天然洞穴曾是原始人类的住处,也为现代人建筑住宅提供了有利条件。但是,强烈的现代侵蚀破坏了当地的土地资源,给工农业生产迅速发展造成障碍;大量泥沙入河,淤塞河道,妨碍水力资源顺利开发,并使下游河道经常泛滥成灾。所以,必须对黄土地貌进行改造。改造黄土地貌是一项十分复杂和艰巨的任务。首要目标是控制水土流失,方法是增加地面植被,削减地面坡度,抬高局部侵蚀基准面,如坡耕地修筑水平梯田、谷底修筑土坝和非耕地造林种草等。改造利用要因地制宜,黄土塬区执行固沟、护坡、保塬的方针;黄土丘陵区采用坡修梯田沟筑坝,峁顶谷坡搞绿化的办法。中华人民共和国成立以来,改造黄土地貌的工作已经取得了很大成绩,目前已有20%面积的侵蚀被基本控制,无定河的输沙量已较20世纪50年代减少了50%,出现了许多控制侵蚀、发展生产的典型区域。但是控制大面积水土的流失,还需进行长期而大量的工作。

  在黄土地层上发育的地貌。黄土是一种黄色的、质地均匀的、松散的第四纪土状堆积物。它具有多孔隙、垂直节理发育、透水性强、富含碳酸钙、易塌陷等特点。在流水作用、重力崩塌作用和风力吹蚀作用下,形成沟深、坡陡、沟壑纵横、地面支离破碎的黄土地貌景观(见彩色插图)。根据成因和形态特征,可分为沟谷地貌类型、沟间地貌类型和潜蚀地貌类型。黄土沟谷地貌:黄土地区,千沟万壑,沟谷是最普遍和突出的地貌类型。根据沟谷的发育阶段和形态特征,黄土沟又分为以下几种。纹沟降雨形成的面状流水,沿原始黄土坡面流动,由于微小的地面差异,产生许多细小的线状水流,侵蚀地表形成细小的纹状沟。细沟坡面流水增大时,片流逐渐汇集成股流,将地面侵蚀成大致互相平行的细沟。细沟的宽度一般不超过0.5,深度0.1—0.4,长数米到数十米。细沟谷底纵剖面与斜坡坡形一致,横剖面近似“V”字型,沟坡无明显转折点。切沟细沟进一步发展,下切加深,切过耕土层,形成切沟。切沟的宽度和深度均可达1—2,长度超过几十米,沟底多陡坎,纵剖面坡度与斜坡坡面坡度不完全一致,横剖面的谷坡上有明显谷缘。冲沟—切沟进一步发展扩大,谷底加深,沟壁侵蚀、崩塌加宽,溯源侵蚀使沟谷加长成为冲沟。其纵剖面为一下凹曲线,与斜坡之凸形纵剖面成反向。冲沟的沟壁和沟头都较陡,规模较大,长度可达数公里或数十公里,深度达数十米至百米。冲沟进一步发展,沟床纵剖面坡度逐渐变缓,沟底平坦开阔,并有一定厚度的冲积物堆积,成为坳沟。这时沟谷已较稳定,常被开垦成耕地。黄土沟间地貌:黄土高原上平缓的地面,经流水侵蚀切割后残留于沟间部分的地貌。沟间地貌的主要类型是塬、墚、峁。黄土塬侵蚀、切割轻微,保存比较完整的黄土高原的原始平坦地面。塬的面积多在数十平方公里以上,周围有沟谷环绕,边缘因流水侵蚀和重力崩塌作用而参差不齐。如我国甘肃省东部的董志塬、陕西省北部的洛川塬等。塬面上都是当地的重要农耕之地。黄土墚长条状黄土高地。黄土塬被切割后形成的。墚顶平坦或稍有缓坡,坡度一般小于,边缘多为黄土深沟。墚顶宽度不一,多数为几百米,长度一般在数公里以上。黄土峁被沟谷分割而成的穹状黄土丘。其平面形态为圆或椭圆形,顶部浑圆、边坡较陡(可达15°—25°)。峁与峁之间被宽浅的分水鞍部分开。若干峁连成片成为和缓起伏的黄土丘陵。峁是由黄土墚进一步侵蚀切割而成,或是由黄土覆盖在原始起伏的古地形上,再经流水侵蚀而成。由于黄土质地疏松,垂直节理发育,透水性强,在其边坡部位易发生崩塌,和滑坡形成陡坎,在地震带上有时成群出现黄土滑坡现象,对人类生产生活造成危害。黄土潜蚀地貌:地表水沿黄土中的裂隙或孔隙下渗,对黄土中的碳酸钙进行溶蚀,使其流失或迁移,形成土体空洞,加强流水的冲蚀作用,造成黄土塌陷形成各种地貌,统称为黄土潜蚀地貌。黄土碟由于地表水下渗,在重力作用下,使湿润的黄土压缩密实而造成地面下陷,形成一种平缓的碟形凹地。黄土碟一般深几米,直径10—20不等。陷穴—在沟间地或谷坡上部,地表水汇集的地方,由于地表水下渗而造成地下强烈的溶蚀作用,形成的竖井状和漏斗状地面陷落。陷穴一般深达10—20,直径可由几米至十几米不等,多分布在坡面长、坡度大的墚峁斜坡上。黄土桥—两个陷穴之间由于地下水流的串通,并不断扩大其间的地下孔道,残留在两陷穴间顶部的土体呈现桥形,故称黄土桥。这是极不稳定的地貌形态,极易崩塌。黄土柱由流水沿黄土垂直节理侵蚀、潜蚀和崩塌作用造成的黄土柱状残留体。一般高几米到十几米,多分布在沟边、坡脚地带。我国黄土总面积约63.5万平方公里,主要集中在黄河中下游的陕西北部、甘肃中、东部、宁厦南部和山西西部。由于这个地区的地势较高,称为黄土高原。黄土疏松、土层深厚、矿物质丰富,对农业生产很有利。但是黄土分布区多在半干旱地区,雨水少,植被稀疏,这里又是历史上开发最早的地区,自然植被遭到破坏,土壤侵蚀严重,暴雨集中,地面切割破碎,滑坡、塌陷等给工程上带来影响。因此,对黄土地貌的研究在经济建设上具有重要意义。

 

 

冰川地貌

 

  由冰川作用塑造的地貌。属于气候地貌范畴。地球陆地表面有11%的面积为现代冰川覆盖,主要分布在极地、中低纬的高山和高原地区。第四纪冰期,欧、亚、北美的大陆冰盖连绵分布,曾波及比今日更为宽广的地域,给地表留下了大量冰川遗迹。

  冰川是准塑性体,冰川的运动包含内部的运动和底部的滑动两部分,是进行侵蚀、搬运、堆积并塑造各种冰川地貌的动力。但它不是塑造冰川地貌的唯一动力,是与寒冻、雪蚀、雪崩、流水等各种应力共同作用,才形成了冰川地区的地貌景观。

  广泛分布于欧洲、北美洲中国西部高原山地。分现代冰川地貌和古代冰川地貌两种。前者仅限于约占陆地面积10%的现代冰川分布区;后者主要指第四纪古冰川(最大覆盖范围占陆地面积的32%)塑造的地貌。

  冰川地貌是鉴别冰川作用范围和性质的标志,对研究古地理和古气候环境的变迁有重大意义。因冰碛物的工程地质特性不同于其它沉积物,故研究冰川沉积地貌有较大实践意义。

  冰川地貌按成因分为侵蚀地貌和堆积地貌两类。现代冰川作用区的冰体部分按形态分为:大陆冰盖。面积>50000公里的陆地冰体,如南极冰盖和格陵兰冰盖;冰帽。数千公里至50000公里的陆地冰体,规模巨大的山麓冰川和平顶冰川都可发育为冰帽;山地冰川。又分为冰斗冰川、悬冰川、谷冰川、平顶冰川和山麓冰川等。冰川消融可形成冰面河流、冰塔林和表碛丘陵等冰川融蚀地貌。冰川侵蚀地貌一般分布于冰川上游,即雪线以上位置,形态类型有角峰、刃脊、冰斗、冰坎、冰川槽谷及羊背石、冰川刻槽等磨蚀地貌。冰川(包括冰水)沉积地貌分布于冰川下游,形态类型包括终碛垅、侧碛垅、冰碛丘陵、冰碛台地、底碛丘陵和底碛平原、鼓丘与漂砾扇,以及由冰水沉积物组成的冰砾阜、蛇形丘、冰水阶地台地和冰水扇等。大陆冰盖和山地冰川的地貌组合有较大差异。前者冰体从中心向四周流动,以冰盖前缘广泛发育冰碛(尤其是终碛)、冰水堆积地貌和大面积的冰蚀凹地为特征,没有侧碛垅,只有在孤立的冰原岛山地区才出现冰蚀地貌。山地冰川受地形限制,与周围基岩接触面大,造成的冰蚀地貌类型众多。此外,山地冰川地貌的分带性也比大陆冰盖和冰帽的地貌分带性强,有明显的垂直分带和水平分带。在冰川纵剖面上,从山体中心到冰川外围,依次为角峰——冰斗——冰坎——羊背石——磨光面——底碛平原或丘陵——终碛垅——冰水扇;在横剖面上,从高到低依次为刃脊——槽谷肩——冰蚀崖——侧碛垅——冰床(底碛平原或丘陵)。山地冰川地貌的发育程度与气候条件、原始地形和新构造运动有关。在海洋性气候条件下,山地新构造强烈,地形陡峻,则冰蚀作用强盛,冰蚀地貌和冰碛地貌较发育,但因冰期后流水作用较强,破坏较严重;在大陆性气候条件下,地形较和缓,则冰蚀地貌和冰碛地貌发育较差,但后期流水侵蚀弱,冰川地貌易于保存。

 

流水地貌

  

 流水地貌

  fluvial geomorphology

  地表流水在陆地上是塑造地貌最重要的外动力。它在流动过程中,不仅能侵蚀地面,形成各种侵蚀地貌(如冲沟和河谷),而且把侵蚀的物质,经搬运后堆积起来,形成各种堆积地貌(如冲积平原),这些侵蚀地貌和堆积地貌,统称为流水地貌。

  流水地貌及其堆积物的研究,对于水利、工程建筑、道路桥梁建设、农田基本建设、河运航道等均有重要意义。

  流水作用包括流水的侵蚀、搬运和堆积。

  河流上游大多地处山地和高原,落差大,水流急,河谷深切而狭窄。

  地表流水是一种非常重要的外力作用。即使在干旱少雨的荒漠地区、寒冷的高山高纬地区,它的作用也是不容忽视的。在陆地地貌的形成与发展过程中,地形流水是一个最普遍、最活跃的因素。地表流水主要来自大气降水,由于大气降水在地球上分布较普遍,所以流水作用形成的地貌在陆地表面几乎到处都有。大气降水受不同自然地理条件控制,各地降水的性质和强度差别很大,加上其它条件的影响,致使流水地貌形态十分复杂。

  地表流水可分为暂时性流水和经常性流水,前者指降雨时或雨后(或融冰化雪时)很短时间内出现的流水,后者指终年保持一定水量的河流。两者不仅存在的时间有所差异,更重要的是水文状况不同,因此暂时性流水形成的地貌与河流地貌在形态上有明显的不同。根据流水在地表流动的方式可分为无槽流水和有槽流水两种。无槽流水指流水在地表流动时无固定明显的沟槽,如雨后斜坡上薄层片流和细小股流。有槽流水是指汇集在谷地中的流水,它包括暂时性流水的冲沟流水(洪流)和河流两种。由地表流水作用(包括侵蚀、堆积)所塑造的各种地貌,统称为流水地貌。流水侵蚀作用形成的地貌称为流水侵蚀地貌;流水堆积作用形成的地貌称流水堆积地貌。

  片流在一般情况下并不形成明显的地貌,它只是把斜坡上的风化碎屑物质集中到低处,为其它外力作用提供可搬运的物质。洪流或冲沟流水侵蚀地貌主要是各种形式的冲沟,在半干旱和干旱的我国西北地区,这类地貌分布相当普遍,它的堆积地貌主要是分布在沟口的洪积锥(扇)和山麓倾斜平原。河流侵蚀地貌主要是各种类型的河谷,它的堆积地貌主要的有河漫滩、河流三角洲等。

  河流阶地

  河流两侧阶梯状的地形称为河流阶地。阶地在河谷地貌中较普遍,每一级阶地由平坦的或微向河流倾斜的阶地面和陡峭的阶坡组成。一条经历长期发展过程的河流,两岸常出现多级阶地,由河流河漫滩向谷坡上方,依次命名为一级阶地、二级阶地、三级阶地……。位置愈高的阶地形成的时间愈久,因而受破坏程度也愈大,反映在形态特征上也往往很不明显。阶地的形成,主要是因为河流在以侧向侵蚀为主扩展谷底的基础上,转为深向侵蚀为主加深河谷,前者形成河漫滩或谷底平原,后者将河床位置降低到河漫滩或谷底平原以下。因此阶地面实质上是古老或早期的河漫滩,而阶坡则是河流深向侵蚀作用所形成的谷坡。河流侵蚀作用改变的原因往往是地壳运动或者相当大范围气候的变化。

  河漫滩河谷

  河流长期侧向侵蚀作用的结果使谷底加宽,形成河漫滩河谷。河流在谷底仅占一部分面积,其余都是河漫滩。河谷谷底宽度与河流大小、发育的时间长短、地壳运动稳定与否等等许多因素有关。形成河漫滩河谷后,河流在自己形成的谷底平坦地面上蜿蜒流动,完全不受谷壁的限制,这种河曲称为自由河曲。

  

  自由河曲

  冲沟

  冲沟是暂时性线状流水侵蚀作用所形成的一种狭窄的沟谷地形。主要发育在植被稀少、物质疏松,地面有一定坡度的地方。冲沟的形态与本身发育时间性有关,而地面起伏形态(坡度、坡形)也直接影响冲沟的形态和冲沟的组合形状。

  冲沟又名雏谷,它是暂时性有槽流水侵蚀的典型形态。冲沟横剖面呈陡峭狭窄的V字形,与两侧斜坡地面有非常明显的坡折,冲沟纵剖面与所在斜坡坡面明显的不一致,一般呈上陡下缓的凹形曲线。冲沟发展到衰老阶段称为坳沟或坳谷。此时,沟的横剖面V形明显加宽,两壁坡 度变缓,沟缘转折已不明显,整个剖面呈线槽形,沟底平坦,纵剖面十分平缓。

  初期阶段的冲沟是指由片流汇合而成细流切割坡面而成的细小沟谷,通常称之为两裂,在地貌学上称为细沟。其最主要特征是横剖面呈浅V字形,沟的纵剖面基本上与所在斜坡的坡面一致。航摄像片的山坡上条纹状影象就是细沟。在航片的右上方显示出许多条长度大的细沟的影象。

  V字形河谷

  V字形河谷是山区最常见的一种河谷,又称为峡谷。这类河谷具有V形河谷横剖面,谷地两壁险峻陡峭,谷底几乎全部被河流占据。谷地狭窄,深度大于宽度。其中谷坡陡直,深度远大于宽度的峡谷称为嶂谷。从河流发育阶段看,V形谷属幼年河谷,它反映了河流处于幼年发育阶段,河流以加深河床的深向侵蚀为主,侧向侵蚀作用不明显。在构造运动上升区域,河谷谷坡由坚硬岩石组成的地段,当地面抬升速度与河流下切作用协调时,最易形成V形谷。河流上游深向侵蚀作用十分显著,河谷横剖面也多呈V字形。

  洪积扇

  洪积扇是暂时性流水作用在谷口形成的堆积地貌。它是半干旱、干旱地区山麓地带分布相当普遍的地貌。以谷口为顶点,向外围倾斜,坡度由大变小,逐渐过渡到周围平地。洪积扇上广泛发育放射状沟谷。这种地貌风化强烈,山地形态险峻。相邻洪积扇连接成倾斜平原,外缘呈波状弧形轮廓。

 

雅丹地貌 

 

  雅丹是地理学名词,汉语译为雅尔当,是维吾尔语险峻的土丘意。

  亿万年地质变迁所赋予的地球外貌,又日夜不断地受到大自然水流与风力的刻蚀,在许多地方塑造出千奇百怪的形态,形成了各种特殊的地貌,例如:河谷地貌、岩溶地貌、冰碛地貌、风蚀地貌等等。千姿百态的地貌造就了许多旅游名胜,如举世闻名的美国科罗拉多大峡谷、中国云南的石林、贵州的地下溶洞等等。甲秀天下的桂林山水也是大自然鬼斧神工之作。

  在罗布泊地区,有一种特殊的地貌形态,却很少为世人所知,而它的魅力却丝毫不亚于吸引了万千游客的许多世界名胜。

  这,就是神奇的雅丹。淋漓尽致体现了大自然神奇塑造力的雅丹,为神秘的罗布泊增添了奇光异彩,而光怪陆离的雅丹本身也充满了令人迷惘的谜。

  雅丹,维吾尔语原意为陡壁的小丘。现泛指干燥地区一种风蚀地貌。河湖相土状沉积物所形成的地面,经风化作用、间歇性流水冲刷和风蚀作用,形成与盛行风向平行、相间排列的风蚀土墩和风蚀凹地(沟槽)地貌组合。这种地质现象在新疆罗布泊东北发育很典型。世界各地的不同荒漠,包括突厥斯坦荒漠和莫哈韦沙漠在内,都有雅丹地形。

  我国新疆地域辽阔,四周环山,在南北两边都有较大的山口。大西洋和北冰洋的冷空气流经山口进入新疆北部,然后绕过天山东段,进入塔里木盆地,在沿途各地造成长时间的区域大风。新疆的风,持续时间长(一年可达100天以上),分布广,风力大,所以我们经常在天气预报中听到来自新疆冷空气的消息。

  作为干旱王国的新疆,风力对地貌的塑造具有特殊的意义。雅丹、龙城、魔鬼城等特殊地貌类型就是风神的杰作。雅丹,又名雅尔丹,是维吾尔族对陡壁的险峻小丘的称呼,这种地形在罗布泊周围的雅丹地区发育得最典型,分布面积最广。19世纪末至此20世纪初,瑞典人斯文赫定和英国人斯坦因,赴罗布泊地区考察,在撰文中采用了这个词汇。于是,雅丹一词就成了世界上地理学和考古学的通用术语,专指干燥地区的一种特殊地貌。

  这里尽是些形状奇异、大小不等、由东北向西南排列有序的土阜、土丘。土丘又干又硬、栉次鳞比,有的拔地而起,如柱、如树、如竹、如伞;有的匍匐在地,似狮、似虎;有的怪异,像神、像魔鬼;有的肃穆庄重,像城堡、像帐幔、像房屋;而在那土丘林的沟壑中,鹅黄色的沙堆,蜿蜒起伏,金波粼粼,犹如匹匹锦缎。每当云影飘过,或细风撩起轻沙,土阜土丘似乎缓缓漂移,像船启航,宛如鲸鱼遨游,扑朔迷离,给人以无限暇想。雅丹地貌犹如楼兰王国的层层防线,使探险者不胜颠簸、跋涉之苦。雅丹地貌中最为壮观的是龙城。在罗布泊古湖盆地东北部有一片风蚀最强烈的地区,土丘高峻似城廓宫阙,其形似龙伏卧,所以古书《水经注》中形象地称之为龙城。这是一种最典型的雅丹地形。巨大的土墩台高达1220米,侧壁陡立,极难攀登。从侧壁断面上可以清楚地看出沉积的层理;下部是厚厚的灰绿色砂层,最上面是一层淡红色的粉砂粘土层,这是由于碳酸钙胶结得非常坚硬,而形成一个保护层,使土丘顶面非常平坦。龙城建筑物造型多姿多彩;有的俨然是城堡,端庄凝重;有的似城廓,龙蟠虎踞;有的像高楼大厦,顶天立地。分布在这些蹊跷地物之间的宽阔的条条风蚀凹地犹如条条大街小巷,显得深邃、幽静,别有意趣。置身龙城,颇觉眼前的龙城不是古城,胜似古城,更似大自然造就的迷宫,令你在感叹之余不免生出几分恐惧。

【雅丹一词的由来】

  雅丹,这个名词,自本世纪被作为一种地貌形态的专有名词载入各种教科书和地理读物以来,已逐渐为人们所熟悉了,尽管绝大多数人并不曾亲眼目睹过它。而这种地貌形态为什么叫做雅丹,人们却很少去探寻,其实这一地貌的命名与中国有着重要的联系。

  说法一:维吾尔语译音

  20世纪初,赴罗布泊地区考察的中外学者,在罗布荒原中发现大面积隆起的土丘地貌,当地人称雅尔当,即维吾尔语中陡峻的土丘之意。发现者将这一称呼介绍了出去,以后再由英文翻译过来,雅尔当变成了雅丹。从此,雅丹成为这一类地貌的代名词。继罗布荒原发现雅丹地貌之后,在世界干旱区许多地方,又发现了许多类似地貌,均统称为雅丹地貌[1]

  这一说法被地理学界广泛认同。2009年值新中国成立60周年、中国地理学会成立百年、我国近现代地理学创立和发展百周年之际,《中国国家地理》杂志社与中国地理学会共同发起了中国地理百年大发现的评选活动[2]。其中就包括:20世纪初,中外学者发现并命名了雅丹地貌。

  说法二:陈宗器命名

  也有人认为,雅丹这个词是父亲为女儿起的名字。雅丹地貌是在中国境内首先被发现的,按照惯例,这个发现的人有资格为这种未命名地貌进行命名。于是,陈宗器先生,雅丹地貌的发现者之一,原中国科学院地球物理所副所长,以自己女儿陈雅丹的名字,来命名自己发现的这种地貌,本身雅丹地貌的雅丹俩字没有任何意义。继罗布荒原发现雅丹地貌之后,在世界干旱区许多地方,又发现了许多类似地貌,均统称为雅丹地貌。即使在中国,雅丹的最大分布区也不是在它最早的发现地罗布泊地区,而是在青海省的柴达木盆地的西北部。在新疆,雅丹的分布也比比皆是,其中有名者如克拉玛依市东北乌尔禾的魔鬼城、吉木萨尔县北沙窝的五彩湾、奇台县西南沙漠中的风城等等。干旱荒漠环境造就了雅丹的特殊景观,而干旱荒漠环境将雅丹封闭保护于其中,使人们难以窥探其面貌,平添了雅丹的许多神秘。

【雅丹地貌的形成机理】

  雅丹专指干燥地区的一种特殊地貌。一开始在沙漠里有一座基岩构成的平台形高地,高地内有节理或裂隙发育,暴雨的冲刷使得节理或裂隙加宽扩大。一旦有了可乘之机,风的吹蚀就开始起作用了,由于大风不断剥蚀,风蚀沟谷和洼地逐渐分开了孤岛状的平台小山,后者演变为石柱或石墩。旅游者到了这样一个地方,就象到了一个颓废了的古城;纵横交错的风蚀沟谷是街道,石柱和石墩是沿街而建的楼群,地面形成似条条龙脊,座座城堡的景状。这样的称魔鬼城,古书中又称为龙城。在柴达木盆地、准噶尔盆地内部有魔鬼城,有的规模还不小,令人惊叹不已。

  石柱(如前所述,有的石柱就是风成的)继续遭受风的吹蚀而变成各种形状。如果岩层近于水平且硬、软岩层相间,软岩层容易被剥蚀掉,硬岩层相对突出,象屋檐那样,称石檐。如果软、硬层相间的岩层是陡倾斜的,那么就形成锯齿状的雅尔当地形。

  如果组成石柱的岩石下软上硬,兼之低处的风携带的沙多且沙粒粗大,高处的风携带的沙少且沙粒细小,风的吹蚀和磨蚀作用在石柱的上部和下部表现出明显不同的结果:下部变得很细,象磨菇把,上段则成了蘑菇伞,形成蘑菇石。最后的结果,蘑菇把也被剥蚀掉了,蘑菇伞只靠着很小的一点接触面积坐落在基岩上,看上去摇摇晃晃的,称摇摆石。在球状风化的配合下,两块圆古隆冬的大石头只靠一个切点互相接触,上面的圆石似乎风都吹得动,叫风动石,如福建东山岛的花岗岩风动石。

  雅丹地貌被认为是世界一大奇观。

  地球的外貌是内营力与外营力共同作用的结果,也就是通常所说的内因与外因。地貌的内营力是地球内部结构变化在外表的反应,而外营力则类型很多,最重要的就是流水和风力。

  许多年来,在地理读物和教科书中,雅丹一直被解释为一种风蚀地貌,认为雅丹的形成是风力吹蚀的结果,与另一类风蚀地貌——沙漠地貌相似。其实这是不准确的。风,绝不是形成雅丹的全部外营力。

  在罗布荒原的北部、东部和西部,分布着面积广达3000平方公里的雅丹,是中国雅丹地貌第二大分布区。

  在罗布洼地中有这样大面积的雅丹分布,是因为在这里具有发育这种地貌的地质基础,即所谓内营力。古罗布泊时期,为这里留下大面积、深厚的湖相沉积。这种以土为主的沉积结构复杂,其中含有大量粉沙、细沙,同时夹有坚硬的泥岩层和石膏胶结的沙层。

  大自然中的风、水,虽来势汹汹,却也欺软怕硬,风刮、水蚀,不过逐层搬运走第四纪沉积物中疏松的沙层,对坚硬的泥岩或石膏胶结层,在一定程度上也无可奈何。于是,在荒原中留下一片片土堆,形成一种凹凸相间的奇特外貌,即我们所称的雅丹。

  雅丹有各种各样类型,形状不同,但形成过程却大致相似。

  最初,是地表的风化破坏。罗布洼地,曾经是一个大湖,而留下的湖相沉积,是在地质岁月中形成的,曾经发生的反复的水进水退,使湖底形成一层泥、一层沙,又一层泥、又一层沙交错成层结构。其中的泥岩层结构紧密坚硬,一般不易遭受风水的侵蚀,但是,它却抵御不住温差的作用。在罗布荒原旅行,常会听见突发的辟拍声,有时似鞭炮,有时似狼嚎,难怪当年行经此地的法显和尚毛骨悚然,称沙河中多有恶鬼热风,郦道元也在《水经注》中称此处少禽多鬼怪了。其实,这种恶鬼鬼怪,都是雅丹在作怪。罗布泊地区处于极端干旱区,昼夜温差变化剧烈,常达30°C40°C以上。热胀冷缩的效应,使外露的岩石崩裂发出声响。连被称为顽固不化的花岗岩,在这种气候环境中也只能顽而不固,逐渐崩裂成碎块,又何况泥岩哩!不过,泥岩不会像花岗岩那样成块状崩裂,因它的结构是层片状,崩裂也是一层层剥离脱落,形成许多水平状或垂直状的外观,使夹在泥岩层之间的沙层逐渐暴露在地表,为雅丹形成的第二阶段创造了条件。

  地表风化破坏后,风、水即有了肆虐的对象。在风的吹蚀或水流冲刷下,堆积在地表的泥岩层间的疏松沙层,被逐渐搬运到了远处,原来平坦的地表变得起伏不平、凹凸相间,雅丹地貌的雏形即宣告诞生。

  雏形的雅丹更有利于风化剥蚀作用。在沙层暴露后,风、水等外力继续施加作用,使低洼部分进一步加深和扩大;突出地表的部分,由于有泥岩层的保护,相对比较稳固,只是外露的疏松沙层受到侵蚀,由此塑造出千奇百怪的形态。至此,雅丹地貌最后形成了。

  自然,雅丹在形成后,也不可能一劳永逸地保持原来的面貌,因为包括风和水在内的外营力的作用永不会终止,使雅丹外貌也出现常变常新。随侵蚀作用的继续,凹地会越来越大,而凸起的土丘则会日渐缩小,并逐渐孤立,最终必然崩塌消失。这种情况,在罗布泊东岸的阿奇克谷地中比比皆是,说明雅丹地貌在这里已度过了它的最盛时期,开始走上消亡之路。

  我国学者陈宗器等在30年代考察罗布泊时,将雅丹地貌分为两种大类型,并分别予以命名:一种高不过1,形成年代较浅的,称为雅丹;另一种高1030米的,年代古老,称为迈赛。实际上,这两种类型不过是雅丹的初级阶段和高级阶段。

  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和流水的侵蚀。

  干旱区的湖泊,在形成历史中往往包括反反复复的水进水退,因而发育了上下叠加的泥岩层和沙土层。风和流水可以带走疏松的沙土层,对坚硬的泥岩层和石膏胶结层却作用有限。不过致密的泥岩层也并非坚不可摧,荒漠区变化剧烈的温差产生的胀缩效应将导致泥岩层最终发生崩裂,暴露出来的沙土层被风和流水带走,演变为凹槽状;依然有泥岩层覆盖的部分相对稳固,形成或大或小的长条形土墩,雅丹地貌的形态逐渐凸现出来。

  形成雅丹地貌的外力因素,一般认为是强大的盛行风在起主导作用,但这并不是单一的主导因素。比如在阿奇克谷地东段的三陇沙雅丹,其走向是南偏东,与盛行的西北风向垂直,而与山地洪水流的方向一致,这就说明在这一片雅丹地貌中,洪水起了主导作用;另外有的雅丹,是风和流水共同作用形成的,比如龙城雅丹。

  在冷湖1.7万平方公里的土地上,雅丹地貌的面积占到94%以上。柴达木的雅丹地貌,是7500万年前第三纪晚期和第四纪早期的湖泊沉积物,由于地质运动抬高而脱离水体,期间的盐和沙凝结地壳被西风侵蚀雕塑而成。它们广布于柴达木西北部,是世界最大最典型的雅丹景观之一,尤其是南八仙,一里坪一带,分布面积达千余平方公里。因其奇特怪诞的地貌,飘忽不定的狂风,由于地形奇特而生成的诡秘瑟人的风声,再加上当地岩石富含铁质,地磁强大,常使罗盘失灵,导致无法辨别方向而迷路,被世人视为魔鬼城,迷魂阵,别具一格。这里的雅丹林总面积约2.1万平方公里,平均海拔3260,是迄今国内发现最大的风蚀土林群。

  雅丹林的高度,低的约四五米,高的有二三十米,长宽由几十米到数百米不等。其整体,有的酷似古城堡、庙宇、帝王坟、千军帐;有的类似鲸群戏沙海百万海狮朝阳万龙布阵”......,千姿百态,十分壮观。从近处看来它们也是气象万千:有的土堆就像一艘艘鼓满风帆的战船即将远航;有的像雄赳赳的大公鸡,正伸脖打鸣;有的像小桥流水里的亭台楼阁,有的象骏马、骆驼、大象、狮、虎、鲸、龙、鸟等可爱的动物。一切都给人神秘莫测、奇幻万千之感。

  50年代有8位南方来的女地质队员,为寻找石油资源进入这里,因迷失方向而牺牲,所以这里有个地名叫南八仙。风蚀地貌是青海一大天然奇观。

【雅丹地貌的三种类型】

  经对罗布荒原雅丹地貌的考察,证明形成雅丹的外营力不仅仅是风,还有水,并且存在三种类型:一类是以风力侵蚀为主形成的雅丹,一类是以水流侵蚀为主形成的雅丹,还有一类则是风和水共同作用形成的雅丹。这样,就基本否定了原来的雅丹是一种风蚀地貌的结论。

  以风蚀作用为主形成的雅丹,分布在距山区较远的平原,山区降水形成的洪水一般无法到达,只有风力在这里施威。这一类雅丹集中分布在孔雀河以南至楼兰遗址一带。雅丹一般高47米,雅丹间的洼地走向为东北西南,与当地盛行风向一致,表明了雅丹与风的关系。据调查,这里每年平均风蚀深度在2.44.7毫米间,按这一风蚀速度,这一片雅丹形成时间不过千年,是在楼兰废弃以后,当年这里应是一片平坦沃野。

  以流水侵蚀作用为主的雅丹,主要分布在邻近山地的地区,阿奇克谷地东段的三陇沙雅丹是这一类型雅丹的典型代表。罗布泊地区虽然极端干燥,年降雨量不过10毫米上下,但附近山地降水却相对较多,有时一次降水可达50毫米。而且在干旱地区,降水特点是对流型阵雨,阵发性强、时间短,一旦降水,雨如瓢泼,地表又无植被拦截,极易形成洪水流,对疏松的地表会产生强大的冲刷作用。在罗布泊北面的兴地沟,昔日洪水痕迹深达1.5,可见洪水之大和冲刷力量之强。三陇沙雅丹走向是南偏40°东,与当地盛行风向恰好垂直,而与山地洪水流向一致,说明这里的雅丹傲对大风,却向水流俯首,表明了洪水在这一片雅丹形成中的主导作用。在突起的土丘陡崖表面,还清晰留下了洪水冲刷的痕迹,与风力侵蚀形成的明显层次有根本区别。特别有趣的是,这里的雅丹都整齐排列成行,既展示了当年洪水滔滔的威势,又如一支停泊大海举火待发的巨大舰队威武雄壮。有的成行的雅丹,外形呈馒头状,可以想见是水流的长期荡涤,才塑造出如今的外貌。

  由风、水共同作用的雅丹,则处于上述两类雅丹之间,以著名的白龙堆雅丹、龙城雅丹为典型代表。尽管这些雅丹如今从外形看,已与水蚀作用脱离了关系,但在它们的最初阶段却留下明显的流水作用的痕迹。流水的作用,首先将平坦的地表,冲刷成无数的沟谷,将疏松沙层暴露于地表,再经风的侵蚀,形成如今的外貌。风、水作用,实际上是先水后风。这一片雅丹的走向,既与洪水沟走向一致,又与当地盛行风向一致,表明了二者对它的影响。这一类雅丹的形成原因,早为我国北魏学者郦道元所注意,并在他所著的《水经注》中做了科学的解释,他认为,龙城的形成,先是有水拍其岸,然后又经受风的吹蚀,形成如龙的形状,所以称之为龙城

  千姿百态的雅丹,具有极高的观赏性,是吸引游人趋向罗布泊的一种特殊景观。然而,你要亲临雅丹,却极不容易。如龙城雅丹,由于当年地表经水侵蚀,沟谷遍野,成为阻挡人们前往楼兰的天然障碍。当年《汉书》就曾记载,由于白龙堆一带地形险阻,辎重车辆无法通过,为避白龙之厄,后来新开北道,经伊吾、车师西行,绕过白龙堆,遂使丝路由二道变为三道。即使在有宽阔平坦走廊的三陇沙雅丹地区,由于一排排雅丹的阻隔,车辆也只能迂回绕行。据观察,现代交通工具的汽车,在两个小时行程中,里程表只显示了11公里的距离,与人步行速度差不了多少,而这11公里路程,却转了186个急弯,平均下来,每两分钟要转3个弯,地形之复杂,由此可见一斑。

【雅丹地貌在中国的分布】

  雅丹是地理学上的名词,专指干燥地区古河湖相土状堆积物被风吹蚀、形态多姿的土丘。20世纪初西方探险家在新疆罗布泊考察时,便看到古湖周围有许多成群分布的覆舟状土丘,一般高6左右,按当地维吾尔的称呼写成Yardangs,从此Yardang一词便流传于国外地学界。

  中国的雅丹地貌面积约2万多平方公里,主要分布于青海柴达木盆地西北部,疏勒河中下游和新疆罗布泊周围。新疆的雅丹地貌仅3000—4000平方公里,规模小,典型的雅丹高4—5,10—20高的雅丹又称为mesa(麦萨),即方台地。非洲乍得盆地的特贝斯荒原的雅丹群范围最大,约26万平方公里。而最高大的雅丹在伊朗的卢特荒漠东南部,约2万平方公里,雅丹高200,风蚀谷宽500,雅丹呈垅脊状延伸,长数公里至十几公里。而敦煌古海雅丹高20—100,属于中大型雅丹群,而且风蚀谷狭窄,雅丹造型丰富多彩,高密集型为世界所少见。它距离敦煌很近,交通方便,具有优良的区位优势,是旅游、科研的宝地。

  从安西县城东北行265公里即到嘉峪关市,沿途戈壁风光独特。其中,县城东45公里处的布隆基乡,公路两侧到处是造型各异、犬牙交错的风蚀滩地,为典型的雅丹地貌奇观。雅丹地貌以罗布泊附近雅丹地区的风蚀地貌最为典型而得名。布隆吉一带由于千万年的风吹日晒,使地表平坦的砂岩层形成风蚀壁翕、风蚀蘑菇、风蚀柱、风蚀垄槽和风蚀洼地、残丘、城堡等各种地貌形态,风景壮观,令人无不称奇。安西县素有世界风库之称,这里地处两山之间类似狭管的走廊地带,海拔仅1170,地势低平。当空气流入后,狭管起到了加速气流运动的作用,故常形成大风。风沙长期以来危及安西居民生活和3000亩耕地。全县有6个沙漠据点,占地30多万亩。这种巨风天气往往使雅丹地貌的姿态发生巨大变化,形态各异。

  在中国内陆荒漠里,有一种奇特的地理景观,它是一列列断断续续延伸的长条形土墩与凹地沟槽间隔分布的地貌组合,被称为雅丹地貌。上世纪初中外学者进行罗布泊联合考察时,在罗布泊西北部的古楼兰附近,发现这种奇特的地貌,并根据维族人对此的称呼来命名,再译回中文就成了雅丹地貌

  雅丹地貌在世界上许多的干旱区都可以找到,在中国也并不仅限于新疆。从青海的鱼卡向西通往南疆的公路沿途非常荒凉,在南八仙到一里平公路道班之间都可以看到雅丹地貌,是西北内陆的最大一片雅丹地貌分布区;但新疆的雅丹地貌分布最多,除了罗布泊和古楼兰一带的雅丹地貌 外,克拉玛依的魔鬼城、奇台的风城等也都是典型的雅丹地貌。

  雅丹是维吾尔语言,原意是具有陡壁的小丘,后泛指风蚀垄脊,土墩,风蚀沟槽及洼地的地貌组合。干旱地区的湖积平原和冲积平原常因干缩而龟裂,在定向风的长期吹蚀下,裂缝逐渐扩大而成为沟槽,沟槽之间常出现高达510的垄脊。这种地貌在我国的塔里木盆地的罗布泊地区最为典型。

【中国最美的三处雅丹地貌】

  第一名:乌尔禾 最瑰丽的岩石雅丹 风受坎坷不喜平

  风受坎坷不喜平在克拉玛依市乌尔禾乡东南三公里,有一处独特的风蚀地貌,定名为风城,人们习惯称它为魔鬼城。风城地处风口,四季多风。每当大风到来,黄沙遮天,大风在风城里激荡回旋,凄厉呼啸,如同鬼哭狼嚎,令人毛骨竦然,魔鬼城因此而得名,蒙古语称风城为苏木哈克,哈萨克语为沙依坦克尔西,其意皆为魔鬼。方圆约10平方公里,地面海拔350左右。据考察,大约一亿多年前的白垩纪时,这里是一个巨大的淡水湖泊,湖岸生长着茂盛的植物,水中栖息繁衍着乌尔禾剑龙、蛇颈龙、恐龙、准噶尔翼龙和其它远古动物,这里是一片水族欢聚的天堂,后来经过两次大的地壳变动,湖泊变成了间夹着砂岩和泥板岩的陆地瀚海,地质学上称它为戈壁台地

  第二名:白龙堆 最神秘的雅丹 群龙聚首天涯

  白龙堆雅丹为罗布泊三大雅丹群之一,在历史书籍上常被提及,它位于罗布泊东北部,是一片盐碱地土台群,绵亘近百公里,由于白龙堆的土台以砂砾、石膏泥和盐碱构成,颜色呈灰白色,有阳光时还会反射点点银光,似鳞甲般,故被古人将这片广袤的雅丹群称为白龙。从远处望去,白龙堆就象一群群在沙海中游弋的白龙,白色的脊背在波浪中时隐时现,首尾相衔,无边无际,气势雄伟。

  第三名:三垅沙 最壮观的雅丹 戈壁的舰队

  三垄沙雅丹群位于玉门关以西的戈壁荒漠中,由于地处三垄沙雅丹边缘,因此被称为三垄沙雅丹。三垄沙是一条横亘于罗布迫东部地区的流动沙丘带,至今仍受东北风的影响,随时游动。这条沙漠带长约百公里,宽约数公里,在汉代土梁道的沙带最窄,约200。遇到起风,沙如游蛇,在风口中行走,细沙会沿足盘旋到膝盖处。民间有谚语道:急走流沙慢走水。三垄沙雅丹东西长约10公里,南北宽约10公里,面积约100平方公里。土台高达15—20,大多土台可长达200。所有的土台都呈长条状东西排列,犹如茫茫沙海中的一群巨鲸,或联合舰队的一列列战舰在游弋,气势磅礴。其成因有不同的说法,但大多数人认为属洪水冲蚀为主,在加上风的作用形成。土台的结构多已沉积层黄土形成,有不同的颜色,在早午晚太阳的光线的作用下,产生不同的色彩世界,奇幻无群。这里自古就是丝绸之路的必经之地,运气好的话,你还可以在这里捡到文物;但这里也被称为魔鬼出没的地方,因土台形状近似,走进之后容易迷路,若碰上沙暴,风声如同鬼哭,令人心惊胆战

 

 

                 丹霞地貌

    丹霞地貌是发育于中上、白垩系红色陆相砂砾岩地层中、由流水侵蚀、溶蚀、重力崩塌作用形成的赤壁丹崖及方山、石墙、石峰、石柱、嶂谷、石巷、岩穴等造型地貌,是红层地貌的一种类型。

简介

  丹霞地貌(danxia landform),属于红层地貌,是一种水平构造地貌。它是指红色砂岩经长期风化剥离和流水侵蚀,形成孤立的山峰和陡峭的奇岩怪石,是巨厚红色砂、砾岩层中沿垂直节理发育的各种丹霞奇峰的总称。主要发育于侏罗纪第三纪的水平或缓倾的红色地层中,这种地貌以粤北地区韶关市内的丹霞山最为典型,所以称为丹霞地貌。

分布

  世界上由红色砂砾构成的、以赤丹崖为特色的一类地貌,它主要分布在中国、美国西部、中欧和澳大利亚等地,以中国分布最广。到2008年为止,在中国已发现丹霞780多处,广泛分布在热带、亚热带湿润区,温带湿润-半湿润区、半干旱-干旱区和青藏高原高寒区。福建泰宁、武夷山、连城、永安;云南丽江老君山、贵州赤水;江西龙虎山、鹰潭、弋阳、上饶、瑞金、宁都;青海坎布拉;广东仁化丹霞山(名称来源)、坪石镇金鸡岭、南雄县苍石寨、平远县南台石和五指石;浙江永康、新昌;广西桂平的白石山、容县的都峤山;四川江油的窦山、灌县的青城山;重庆綦江的老瀛山;陕西凤县的赤龙山以及河北承德等地,是中国丹霞地貌的典型地质地貌。

形成原因

  红层地貌中所谓红层是指在中生代侏罗纪至新生代第三纪沉积形成的红色岩系,一般称为红色砂砾岩。水平构造地貌指由产状水平或近于水平的第三纪厚层红色砂砾岩为主组成的平坦高地,受强烈侵蚀分割、溶蚀和重力崩塌等综合作用而造成平顶、陡崖、孤立突出的塔状地形。

  丹霞地貌发育始于第三纪晚期的喜马拉雅造山运动。这次运动使部分红色地层发生倾斜和舒缓褶曲,并使红色盆地抬升,形成外流区。流水向盆地中部低洼处集中,沿岩层垂直节理进行侵蚀,形成两壁直立的深沟,称为巷谷。巷谷崖麓的崩积物在流水不能全部搬走时,形成坡度较缓的崩积锥。随着沟壁的崩塌后退,崩积锥不断向上增长,覆盖基岩面的范围也不断扩大,崩积锥下部基岩形成一个和崩积锥倾斜方向一致的缓坡。崖面的崩塌后退还使山顶面范围逐渐缩小,形成堡状残峰、石墙或石柱等地貌。随着进一步的侵蚀,残峰、石墙和石柱也将消失,形成缓坡丘陵。在红色砂砾岩层中有不少石灰岩砾石和碳酸钙胶结物,碳酸钙被水溶解后常形成一些溶沟、石芽和溶洞,或者形成薄层的钙化沉积,甚至发育有石钟乳。沿节理交汇处还发育漏斗。在砂岩中,因有交错层理所形成锦绣般的地形,称为锦石。河流深切的岩层,可形成顶部平齐、四壁陡峭的方山,或被切割成各种各样的奇峰,有直立的、堡垒状的、宝塔状的等。在岩层倾角较大的地区,则侵蚀形成起伏如龙的单斜山脊;多个单斜山脊相邻,称为单斜峰群。岩层沿垂直节理发生大面积崩塌,则形成高大、壮观的陡崖坡;陡崖坡沿某组主要节理的走向发育,形成高大的石墙;石墙的蚀穿形成石窗;石窗进一步扩大,变成石桥。各岩块之间常形成狭陡的巷谷,其岩壁因红色而名为赤壁,壁上常发育有沿层面的岩洞。

地貌特点

  现在悬崖上可以看到的粗细相间的沉积层理,颗粒粗大的岩层叫砾岩,细密均匀的岩层叫做砂岩。丹霞地貌最突出的物点是赤壁丹崖广泛发育,形成了顶平、身陡、麓缓的方山、石墙、石峰、石柱等奇险的地貌形态,各异的山石形成一种观赏价值很高的风景地貌,是名副其实的红石公园

申报世界自然遗产

  20094月,中国丹霞申遗材料通过联合国教科文组织世界遗产中心审核,正式成为申遗提名项目,拿到了2010年世界遗产大会的入场券

  六个捆绑申遗的提名地为:

  贵州赤水(青年早期)

  福建泰宁(青年期)

  湖南崀山(壮年早期)

  广东丹霞山(壮年期)

  江西龙虎山(老年早期)

  浙江江郎山(老年期)

中国最美的七大丹霞地貌

  第1名:丹霞山(广东仁化)

  第2名:武夷山(福建南平)

  第3名:大金湖(福建泰宁)

  第4名:龙虎山(江西鹰潭)

  第5名:资江八角寨崀山丹霞地貌

  第6名:张掖丹霞地貌(甘肃临泽、肃南)

  第7名:赤水丹霞地貌

 

                喀斯特地貌

 

喀斯特地貌(karst landform

  具有溶蚀力的水对可溶性岩石进行溶蚀等作用所形成的地表和地下形态的总称。又称岩溶地貌。水对可溶性岩石所进行的作用,统称为大喀斯特作用。它以溶蚀作用为主,还包括流水的冲蚀、潜蚀,以及坍陷等机械侵蚀过程。这种作用及其产生的现象统称为喀斯特。喀斯特是南斯拉夫西北部伊斯特拉半岛碳酸盐岩高原的地名,当地称为Kras,意为岩石裸露的地方。近代喀斯特研究发轫于该地而得名。

  喀斯特地貌分布在世界各地的可溶性岩石地区。可溶性岩石有3类:碳酸盐类岩石(石灰岩、白云岩、泥灰岩等)硫酸盐类岩石(石膏、硬石膏和芒硝)。卤盐类岩石(钾、钠、镁盐岩石等)。总面积达51×106平方千米,占地球总面积的10%。从热带到寒带、由大陆到海岛都有喀斯特地貌发育。较著名的区域有中国广西云南贵州等省(区),越南北部,南斯拉夫狄那里克阿尔卑斯山区,意大利和奥地利交界的阿尔卑斯山区,法国中央高原,俄罗斯乌拉尔山澳大利亚南部,美国肯塔基和印第安纳州古巴牙买加等地。中国喀斯特地貌分布广、面积大。主要分布在碳酸盐岩出露地区,面积约91-130万平方千米。其中以广西、贵州、云南和四川青海(即云贵高原)东部所占的面积最大,是世界上最大的喀斯特区之一;西藏和北方一些地区也有分布。

  喀斯特可划分许多不同的类型。按出露条件分为:裸露型喀斯特、覆盖型喀斯特、埋藏型喀斯特。按气候带分为:热带喀斯特、亚热带喀斯特、温带喀斯特、寒带喀斯特、干旱区喀斯特。按岩性分为:石灰岩喀斯特、白云岩喀斯特、石膏喀斯特、盐喀斯特。此外,还有按海拔高度、发育程度、水文特征、形成时期等不同的划分等。由其他不同成因而产生形态上类似喀斯特的现象,统称为假喀斯特,包括碎屑喀斯特、黄土和粘土喀斯特、热融喀斯特和火山岩区的熔岩喀斯特等。它们不是由可溶性岩石所构成,在本质上不同于喀斯特。

  喀斯特地貌在碳酸盐岩地层分布区最为发育。该区岩石突露、奇峰林立,常见的地表喀斯特地貌有石芽、石林、峰林、喀斯特丘陵等喀斯特正地形,溶沟、落水洞、盲谷、干谷、喀斯特洼地等喀斯特负地形;地下喀斯特地貌有溶洞、地下河、地下湖等;以及与地表和地下密切相关联的竖井、芽洞、天生桥等喀斯特地貌。

  喀斯特研究在理论和生产实践上都有重要意义。喀斯特地区有许多不利于生产的因素,需要克服和预防,也有大量有利于生产的因素可以开发利用。喀斯特矿泉、温泉富含有益元素和气体,有医疗价值。喀斯特洞穴和古喀斯特面上各种沉积矿产较为丰富,古喀斯特潜山是良好的储油气构造。喀斯特地区的奇峰异洞、明暗相间的河流、清澈的喀斯特泉等,是很好的旅游资源。

  喀斯特地貌下流水侵蚀形成的地下河。在地表常见有石芽、溶沟、石林、漏斗、落水洞、溶蚀洼地、坡立谷、盲谷、峰林等地貌形态,而地下则发育溶洞、地下河等各种洞穴系统以及洞中石钟乳、石笋、石柱、石瀑布等。地下的喀斯特溶洞、喀斯特堆积物形态,如湖南张家界桑植县的九天洞已列入洞穴学会会员洞,堪称亚洲第一洞、黄龙洞被列为世界自然遗产、世界地质公园、首批国家5A级旅游区张家界武陵源的组成部分,是张家界地下喀斯特的地形代表,其中喀斯特地貌约占全市面积的百分之四十。碳酸岩分布面积约达130km2,喀斯特地貌分布十分广泛,在我国主要分布在广西、贵州、云南、湖南等省区,如广西的桂林山水、云南的路南石林等驰名中外。

  溶洞的形成是石灰岩地区地下水长期溶蚀的结果。石灰岩的主要成分是碳酸钙(CaCO3),在有水和二氧化碳时发生化学反应生成碳酸氢钙[Ca(HCO3)2],后者可溶于水,于是有空洞形成并逐步扩大。这种现象在南欧亚德利亚海岸的喀斯特高原上最为典型,所以常把石灰岩地区的这种地形笼统地称之喀斯特地形。

  按其发育演化,喀斯特地形可分出以下6种。1)地表水沿灰岩内的节理面或裂隙面等发生溶蚀,形成溶沟(或溶槽),原先成层分布的石灰岩被溶沟分开成石柱或石笋。2)地表水沿灰岩裂缝向下渗流和溶蚀,超过100m深后形成落水洞。3)从落水洞下落的地下水到含水层后发生横向流动,形成溶洞。4)随地下洞穴的形成地表发生塌陷,塌陷的深度大面积小,称坍陷漏斗,深度小面积大则称陷塘。5)地下水的溶蚀与塌陷作用长期相结合地作用,形成坡立谷和天生桥。6)地面上升,原溶洞和地下河等被抬出地表成干谷和石林,地下水的溶蚀作用在旧日的溶洞和地下河之下继续进行。云南路南的石林是上述第一阶段(溶沟阶段)的产物,这里的自然风光因阿诗玛姑娘的动人传说而变得格外旖旎。桂林的象鼻山,则是原地下河道出露地表形成的。在广西境内,经常可看到这种抬升到地表以上的溶洞,俗称神女镜仙女镜

  喀斯特地貌由于其独特的地貌特征,经常容易产出类型各异的风景区。

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