风与沙漠和黄土高原的形成

风花雪月，历来是诗人抒发感情的比照物。春风的生机和秋风的杀机，炎夏的急风骤雨和严冬的狂飚暴雪的威

图 26 全球新造山带构造体系与板块汇聚边界的关系（据盖保民，1991）上图表示现代板块位置和新造山带（点区）的分布形式，黑实线表示扩

张带，黑虚线表示板块缝合线。下图表示 200 百万年前大陆的分布形式；它们所经历的水平位移造成了新造山带（箭头指示相对于欧亚大陆的位移方向）力，无不进入诗人的意境。从杜甫（712—770）的“八月秋高风怒号，卷我屋上三重茅”到白居易（772—846）的“野火烧不尽，春风吹又生”，从刘邦（公元前 256—公元前 195）的“大风起兮云飞扬。威加海内兮归故乡” 到毛泽东（1893—1976）的“风雨送春归，飞雪迎春到”等诗句，无不对“风” 的力量倾注了感情。但诗人毕竟不是科学家，对风的地质力量的认识成果还是得自科学家。

在《论地下矿藏的源地和成因》（1546 年）中，阿格里克拉（1494？— 1555）第一个清楚地阐明了水和风在景观刻蚀中所起的作用。托里拆利（1608

—1647）早在 1715 年就以气压差解释风的形成。哈雷（1656—1742）在其论文《信风和季风》（1686 年）中第一次综述了三大洋盛行的风并附一张风图。从此，科学的步伐越来越快，使我们今人对风的地质作用的认识积知甚多。

全球大气环流

对流层是大气圈层的最下层，与岩石圈层相接。大气主要集聚在对流层，

它的运动对岩石圈层有着非常直接的影响。

对流层大气运动有垂直运动和水平运动两种，力源是气压差和地球自转。

作用于大气垂直方向的力主要由气体的垂直压力梯度与重力的合力决定，作用于大气水平方向上的力由气压的水平压差和地球自转决定。由于大气压水平分布不均匀而产生的气压梯度，存在一个从气压高的地方指向气压低的地方的力。产生气压水平分布不均匀的原因是地球表面的温度不同。地球表面温度不同是由于地球表面接收太阳的热辐射的量值不同。不同的季节、一天中不同的时间，地球表面温度都有所变化。在地理位置上，纬度高的地区接收到的热辐射量少，纬度低的地区接收到的热辐射量多。例如，在赤道地带，天空晴朗的非洲东北部的广大沙漠地区，每年每平方厘米能接收到的热辐射高达 921096 焦耳。在北纬 40°的地区，每平方厘米每年能接收到的热辐射是 586152 焦耳，而在北纬 60°的地区每平方厘米每年能接收到的热辐射是 334944 焦耳，纬度再升高，接收到的热辐射就更少。根据观测，北纬 40°到南纬 35°的区域是热量的净得区。因净得热量使该区域大气温度增高，天气热。北纬 40°以北及南纬 35°以南的区域是热量的净失区，困净失热量使该区域大气温度降低，天气冷。由于赤道的温度比两极高，使这两个地区的气压高低不同，因此存在一个从赤道指向两极的力。第二种，由于地球的自转，地面与大气之间的摩擦使大气受到一个因地球自转而产生的力。大气各层之间也存在摩擦力。这两种力作用的结果是使气体流动形成了风。风的速度与方向都由气体受力的大小和方向决定。

赤道地面温度比高空温度高，地面气压大于高空气压，气体上升，从而加大了高空的气压，同时地面的气压降低。在两极的高空，由于温度低、气压低，于是在地球上空，气体从气压高的地方流向气压低的地方，即从赤道的上空向两极运动。赤道的热气体到达两极后，两极高空的气体密度增加，两极的冷空气向地面运动，地面附近的气体密度增加而使气压增高，气体在地面附近从气压高的地方流向气压低的地方，即从两极流向赤道。冷空气到达赤道，吸收赤道上的热能而导致温度升高，于是形成了赤道一两极的气体环流（见图 27）。当赤道高空的气体向两极流动，受到地球自转力的作用后，又使气流改变方向。这两种力作用的结果是，大约在北纬 30°的上空使气体流动方向转为与纬线相平行，形成了西风，从而阻碍赤道上空的热气流继续向北移动。同时该地区的冷空气下沉到地面附近，导致气体密度增加，在北纬 30°附近形成了气体的高压带。高压带附近的气体在地面附近向赤道和北极两个方向流动。向赤道方向流动的气体，成为流向赤道的东北信风。向北极流动的气体，通常称为盛行西风。同样地，在南半球也形成和北半球相对称的风向（见图 27）。以上的分析是假定地球的岩石圈是平坦的，但实际上高高的山脉对风的走向有阻碍作用。位于青藏高原的“世界屋脊”喜马拉雅山脉就阻挡向北运动的气流。

图 27 大气环流和盛行风的模式（据盖保民，1991）

风的侵蚀和搬运力

风对岩石圈的作用是非常重要的。风对地表的作用表现为对地表的侵蚀

及对松散碎屑物质的搬运和堆积作用。在干旱和半干旱地区，风的作用尤为显著。

年平均降水量不足 250 毫米的地区称为干旱地区。在干旱地区，由于缺水，地面植被变得稀疏，气候变得干燥。地表岩石的热容量小，日气温及年气温的变化大，使得气压也随之变化，所以干旱地区多风。风对岩石有风化作用，结果使岩石变成碎屑，使干旱地区变成荒漠，植被更加稀少。这种恶性循环使干旱地区沙漠化。现在，世界上荒漠面积约占陆地总面积的 1/5。它们以大沙漠的形式分布在非洲、亚洲和澳大利亚。

风对岩石的侵蚀作用可以使陡峭的岩壁被侵蚀成直径 20 厘米左右、深度为 10～15 厘米、大小不等的小洞穴和凹坑，使得岩石具有蜂窝状的外貌。有些岩石长期受到风的侵蚀，形成下细上粗的蘑菇状。被风侵蚀的岩石的这些奇特外观将会成为旅游胜地的一大景观。

当风的速度达到或超过 5 米/秒时，地面泥沙的 90％可以被吹扬到离地面 10 厘米的范围内。含泥沙的风称为风沙流。风速越大，风沙流中的含沙量越大。当风的速度减小时，风沙流中部分泥沙下沉落到地面。当风速度为零，即风停止时，风沙流中的泥沙全部沉落到地面，被风沙大面积覆盖的地区便成了沙漠。若风吹扬的不是沙粒而是粉沙或尘土，风停止之后下沉覆盖的部分便是黄土。黄土是风的产物，因此黄土的分布应当与风的方向有关。世界上的黄土多分布在气候干燥的中纬度地区。在北半球多分布在北纬 30°～60

°范围内。南半球的黄土分布在南回归线以南。全球黄土的分布呈断续的条带状（见图 28）。全世界黄土面积约为 1300 万平方公里。

中国的黄土主要分布在黄河的中下游地区，即现在的黄土高原。阴山以南、秦岭以北也有大面积的黄土。除此之外，新疆和东北地区也有部分黄土。黄土覆盖总面积达 632520 平方公里，占世界黄土面积的 4.9％。根据华北地区高空取样，中国的黄土高原是西风把西伯利亚、蒙古和新疆等地的粉沙和尘土吹到黄河中游地区上空然后下沉所造成的。今日黄土仍以每年 1 毫米厚

的速率沉积推算，土层 400 多米厚的黄土高原应是近 40 万年形成的。

黄土覆盖在原丘陵、盆地、河谷之上，因此黄土高原的地貌的主要特征也应当与地下岩石圈上的古地貌相似。但是地表的黄土仍将受到风的作用和水的冲刷，使黄土高原的地貌又有不同于古地貌的地方。