第二节 风蚀地貌

在干旱地区，由风和风沙对地面物质进行吹蚀和磨蚀作用所形成的风蚀地貌，在大风区域常有广泛的分布，特别是正对风口的迎风地段发育更为典型。由于岩性和岩层产状等因素的影响，它们具有种种不同的形态。因为风沙活动只限于距离地表的较低高度内，所以风蚀地貌一般也以接近地面处最为明显。

（一）风棱石

这是干旱荒漠，特别是广大砾石荒漠中最常见的一种小型风蚀地貌形态。广大砾漠中的砾石，经过风沙长时间的磨蚀作用后，变成棱角明显的、表面光滑的风棱石。视棱的多少，又有单棱石、三棱石和多棱石之分，但以三棱石最常见。其成因是：部分突露地表的砾石，经定向风沙长期打磨而露出地面部分，形成一个磨光面（风蚀面）；以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，这样就形成了风棱石。棱的多少，除决定于风向变化和砾石翻转的次数处，还因风棱石是在砾石原来形状的基础上加工琢磨而成的，故还与原来砾石的形状有关。所以，风棱石的形成，一般需要如下条件：强风和有利于风力作用的开阔地面； 有为充分风蚀提供的适当的沙粒。

（二）石窝

在干旱荒漠中，另一种经常可以遇到的小型风蚀形态是石窝。石窝多发育在石质荒漠中巨大岩石的迎风峭壁和巉岩上，是许多圆形或不规则的椭圆形的小洞穴和凹坑（石袋），有的散布，有的群集，其直径约 20 厘米，深度10～15 厘米。密集分布的凹坑，中间隔以狭窄的石条，状如窗格或蜂窝，故称石窝，又称石格窗。

石窝的形成是由于阳光强烈照射，晒热岩壁，使岩石内部的矿物体积膨胀，而矿物的的热力性质各不相同，因而产生热力差别风化；再加上岩石受热时，其内部的盐溶液顺毛细管上升到近表面的细孔中结晶，撑胀岩石，发生崩解。风吹蚀风化的疏松岩面，形成许多浅小凹坑；以后，风沙再沿凹坑钻磨，使之不断加深扩大，逐步发展成为石窝。大的石窝又称为风蚀壁龛， 有的高可及人。这种现象在花岗岩和粗砂岩岩壁上最发育。

如果在软硬岩层相间而产状又呈水平时，由于抵抗风蚀能力不一样，软弱岩层往往先被破坏，坚硬的岩层保留得较好，于是在崖壁上形成一种上凸下凹的形态，状如屋檐称之为石檐。

（三）风蚀蘑菇和风蚀柱

孤立突起的岩石，尤其是水平节理和裂隙很发育而不甚坚实的，经受长期的风化和风蚀作用以后，形成上部大、基部小的，外形很蘑菇（蕈状）似的岩石，称为风蚀蘑菇（蘑菇石）（图 7—7）。

形成蘑菇石的主要原因是风沙对岩石磨蚀时，受到高度的限制，距地面一定高度的高处，气流中沙量少，磨蚀小；而近地面部分沙量多，磨蚀作用强。长期发展下去，下部就被磨蚀得越来越小而变成蘑菇石。特别是当下部的岩性较上部软弱，易于风化变得疏松时，更有利风蚀蘑菇形成。

垂直裂隙发育的岩石，在风的长期吹蚀后，可形成一些高低不等、大小不同的孤立柱，称为风蚀柱。

（四）风蚀谷和风蚀残丘

干旱地区雨量稀少，偶有暴雨产生洪流（暴流）冲刷地面，形成许多冲沟。冲沟再经长期风蚀作用改造，加深和扩大成为风蚀谷。风蚀谷无一定形状，可为狭长的濠沟，也可为宽广的谷地；沿主要风向延伸，底部崎岖不平， 宽窄不均，蜿蜒曲折，长者可达数十千米。

一个由基岩组成的地面，经风化作用，暂时水流的冲刷，以及长期的风蚀作用以后，随着风蚀谷扩宽，原始地面不断缩小，最后残留下一些孤立的小丘，称为风蚀残丘。它的形状各不相同，主要受岩性、岩层产状和构造控制。如果层岩是由软硬相间的水平岩层组成，垂直节理发育不均，则多形成平顶的层状山丘，也有宝塔状的。这些山丘高低起伏，远望宛如废弃的古城堡的断垣残壁屹立在平地上，故又称“风城”地貌。新疆准噶尔盆地的乌尔禾、东疆的吐鲁番盆地和哈密西南等地，这种风城地貌十分典型。在岩层疏松，软硬互层，短轴背斜构造发育地区，则形成垄岗状的风蚀长丘。如柴达木盆地西北部所见，残丘的高度一般在 10～30 米左右，低矮者仅数米，但亦有高达 40～50 米的；长度在 10 余米至 200 米不等，也有长达数千米。柴达木盆地风蚀残丘分布面积有 2.24 万平方千米，是我国最大的风蚀地貌分布区。

（五）风蚀雅丹

雅丹（Yadang）地貌与风蚀残丘不伺，它不是发育在基岩上，而是发育在河湖相的土状堆积物中，以罗布泊洼地西北部的古楼兰附近最为典型。“雅丹”一词来自维吾尔语，意为“陡壁的小丘”，后来用它来泛指风蚀土墩和风蚀凹地（沟槽）的垄槽地貌组合。雅丹地面崎岖起伏，支离破碎，高起的风蚀土墩多作长条形，排列方向与主风向平行，高度多为 51～10 米，也有15～20 米的，有长有短。土墩物质全为粉沙、细沙和沙质粘土互层，沙质粘土往往构成土墩顶面，向下风方向作 1°～2°的倾斜。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，称白龙堆。在《汉书·地理志》中有“白龙堆，乏水草，沙形如卧龙”的记载。

（六）风蚀洼地

松散物质组成的地面，经风的长期吹蚀，可形成大小不同的浅凹地，叫做风蚀洼地（Wind-erosiondepression）。它们多呈椭圆形，沿主风向伸展。单纯由风蚀作用造成的洼地多为小而浅的碟形洼地。如准噶尔盆地三个泉子干谷以北，平坦薄层沙地上分布有许多碟形洼地，直径都在 50 米以下，深度

仅 1 米左右；美国亚利桑那的开比托高原等地，散布于整个易于风化的砂岩

地表的风蚀洼地，也仅 10 米宽、17 米长和 1 米深。

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和可风蚀物质之间相互关系表达的风蚀环境达到平衡。往下侵蚀达到水位，或者达到不易侵蚀的土层（如粘土），也能阻止洼地表面的风蚀。因此，地下水面或不易侵蚀的土层，就成为控制风蚀的局部基准面（图 7－8）。

一些大型风蚀洼地，或叫风蚀盆地，其面积可从几平方千米到几百平方千米。如在南非，风蚀盆地面积有的达到 300 平方千米，深度 7～10 米。在北非的埃及西部沙漠和利比亚的某些地区，也有很大的风蚀盆地分布。在我国，甘肃河西走廊的弱水（额济纳河）东西两侧，风蚀盆地的面积有数平方千米至数十平方千米的，深度达 5～10 米或更大。这些大型风蚀盆地的成因是比较复杂的，不能单归因于风蚀。多数是在流水侵蚀的基础上，再经风蚀

改造在而成；有些盆地具有断陷的构造盆地性质，后为风蚀作用修饰。

风蚀洼地在风蚀过程中，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、浑善达克沙地中的查干诺尔、毛乌素沙地中的纳林诺尔等都是这样形成的。