构造运动-省赛获奖教学设计

构造运动一、构造运动的基本特征（一）构造运动的方向性按照构造运动的方向，大致可分为两类——水平运动和垂直运动。1.水平运动地壳或岩石圈物质大致沿地球表面切线方向进行的运动，叫水平运动。这种运动常表现为岩石水平方向的挤压和拉张，也就是产生水平方向的位移以及形成褶皱和断裂，在构造上形成巨大的褶皱山系和地堑、裂谷等。所以，从19世纪中叶开始，也称这种运动为造山运动。目前可以找到许多例证，说明现代水平运动。如1970年云南通海地震，一条NWW向的断裂，长60km，其水平位移量达m。1976年7月28日唐山地震，其水平位移达1m多。又如，著名的美国西部圣安德列斯断层，沿此断层经常有地震活动（如1906年旧金山大地震），在1882—1946年，65年中进行4次三角测量，结果表明断层西盘主要向NE方向移动，平均速度为1cm/a。近几年利用卫星测量资料，证明在断层两侧两个点（昆西和奥泰山）之间，4年内共靠拢了cm，平均每年水平位移达cm，出现了运动速度加快的趋势。（2）垂直运动地壳或岩石圈物质沿地球半径方向的运动，叫垂直运动，也叫升降运动。它常表现为大规模的缓慢的上升或下降，形成规模不等的隆起或凹陷，并引起海侵、海退，也就是导致海陆的变化。1890年，.吉尔伯特称这种大面积的升降运动为“造陆运动”。从现代垂直运动来看，大量的是缓慢运动，其上升或下降速度值一般为每年几毫米到几厘米。如据大地水准测量，喜马拉雅山的北坡地区，以每年—mm的速度不断上升。但有时也产生快速垂直运动，特别是在地震过程中，沿着断层在瞬息间即可产生较大的垂直位移，如1957年蒙古博各多断层，在一次活动中垂直位移达300cm。不仅是垂直运动如此，对于水平运动来说也有缓慢和迅速之分。实际上把构造运动分为水平运动和垂直运动，并不意味着运动完全沿着水平方向或垂直方向进行。在自然界，这两种运动往往相伴而生，这里所说的“相伴”有两重意思，一是在自然界，构造运动的方向不一定都是单纯的水平或垂直方向，比如一条断层更多的情况是两侧岩层斜着相对滑动，其中既有水平位移分量，也有垂直位移分量；二是从两种类型运动的相互关系看，水平运动必然引起垂直运动，而垂直运动也会引起水平运动。例如岩层因挤压而褶皱，有些地方隆起，有些地方凹陷；岩层因拉张而断裂，同样也有些地方上升，有些地方陷落。在地球发展历史当中，构造运动到底是以水平运动为主，还是以垂直运动为主，曾经有过很大争论。但从当前发展趋势看，大多数人认为应以水平运动为主。从狭义角度看，所谓水平运动还仅仅是指地壳上层岩石受到挤压而产生变形或错位。在这里不妨简单地回顾一下两种关于地球演化的相互对立的观点，一是固定论，一是活动论。固定论者认为大陆自形成以来，其基底位置是固定不变的，这种观点也称为大陆固定论或大洋永恒论。从这种观点出发，自然主张地壳构造是垂直运动的产物，他们也承认有水平运动，但认为是由垂直运动派生出来的。活动论者认为在地球历史演变过程中，大陆在地球表面的位置曾发生过显著的水平移动。说得更确切些，这种水平运动不是一般的原地附近的水平位移和变形，而是整个岩石圈分成许多“板块”，这些“板块”在软流圈上进行“飘移”。这种观点由于“海底扩张”和“板块构造理论”的提出为越来越多的人所接受。因此，当今活动论比固定论占有更大的优势。（二）构造运动的速度和幅度除去地震、断层等在短暂时间内可引起显著的变形、位移外，一般地讲，构造运动是岩石圈的一种长期而缓慢的运动，其速度以每年若干毫米或若干厘米计，因此凭人们的感官无法直接感觉出来。但是不管构造运动有多么缓慢，由于地球发展历史经历了漫长悠久的时间，因而便会产生巨大的变化。例如，喜马拉雅山是今天世界上最高大的一列山脉。在3000万年以前那里还是一片东西横亘的汪洋大海（古地中海的一部分），长期处于缓慢下沉和沉积阶段，但所形成的海相沉积岩总厚度竟达30000m，这是一个多么惊人的数字。后来亚洲大陆（板块）受到印度大陆（板块）的碰撞，岩层褶皱，大约在2500万年前开始从海底升起，到200万年前初具规模，虽然上升速度很慢，平均每年只有4mm，但现在已居世界之巅，并仍处于继续上升的过程中。又如，非洲和阿拉伯半岛本来连在一起，后来中间撕开一个裂口，并逐渐加宽，形成现在的红海，经测量证明，非洲已水平移动离开阿拉伯半岛200km。再以印度次大陆为例，根据地质、地层、古生物、古气候、古地磁等资料都证明它是从南半球漂移过来的。若以孟买所在的地理位置为标准点，侏罗纪时在40°S；而在亿年之后的今天，漂移到19°N的地方，即每年以几厘米的速度向北移动了7000km。强调水平运动的存在，并不等于否定垂直运动的存在，例如板块的俯冲或仰冲，地壳的隆起和凹陷，岩层的褶皱和断裂，都会引起地壳的升降运动。升降运动的速度和幅度常随着时间的发展和地区的不同而有差异。例如，在同一地区，常表现为升降交替进行的情况。比方上升为下降所代替，下降又常为上升所代替。在同一时间，常表现为甲地上升而乙地下降，或者相反，彼此互相交替。无论从时间看还是从空间看，运动总是呈现波浪起伏的情况。（三）构造运动的周期性和阶段性在地球演化历史中，构造运动无论是水平运动还是垂直运动，都表现为比较平静时期和比较强烈时期交替出现。在比较平静时期，运动速度和幅度都小；在比较强烈时期，运动速度和幅度都大。在漫长的地史发展过程中，曾有过多次构造运动相对缓和和相对强烈阶段，因而使构造运动表现出明显的周期性。构造运动从缓和到强烈，叫做一次构造旋回。一次构造旋回往往要经历2亿年左右的时间。地球历史每经过一次大的构造旋回，都要引起世界性的或区域性的海陆、气候、生物、环境的巨大变化；同时，一次大的构造旋回还往往包括若干次一级的和更次一级的构造旋回，导致区域性的或局部性的地理变化。构造运动的周期性，自然也就决定了地球历史发展的阶段性。所以地史可以划分为许多代，代又分为若干纪，纪还可分为几个世，就是这种阶段性的反映。虽然构造运动具有全球的周期性，但不同地区又有自己的周期性，而且不能认为每次构造运动都会波及整个地球，也不能设想每次构造运动在所有地方都会有相同的反映形式。例如，从晚第三纪以来，喜马拉雅山从古地中海升起，上升幅度达七八千米；而在同一时间，江汉平原地区却表现为缓慢下降，沉积了近1000米沉积层；在内蒙古高原地区表现为断裂活动和大面积的玄武岩喷发活动。应该指出，在板块构造学说出现之前，对于构造运动在时空的表现规律，其主导认识是构造运动具有全球的同时性，承认有统一的构造旋回，具有可对比性。板块构造学说兴起后，认识到岩石圈板块是以大致均匀的速率不间断地运动的。因此在一定意义上否定了构造旋回的存在。但更新的理论对于这一客观存在必将会作出新的解释。（摘自《地质学基础》宋春青、张振春）二、地壳的岩石类型岩石是由一种或一种以上的矿物或岩屑组成的有规律的集合体，是地质作用的产物。岩石是组成岩石圈的基本单位。岩石类型复杂多样，按岩石形成的自然作用类型，可将它们分为岩浆岩、沉积岩和变质岩三大岩类。1.岩浆岩岩浆岩是由炽热的岩浆冷凝结晶而成的岩石，它可以分成两个成因系列：一是由岩浆侵入地壳并在地壳中结晶形成的岩石，称为侵入岩；二是岩浆喷出地表（突破地壳），在海上或大气中冷却形成的岩石，称为火山岩。在侵入岩中最为熟悉的是花岗岩，可以作为岩浆岩的代表。2.沉积岩沉积岩仅占地壳岩石总体积的5％，但由于它形成于广泛分布的陆地表面及海洋盆地中由沉积作用形成，因而，它占据地表75％的面积，沉积岩最显著的特征是成层性，在山区常常可以看到一层层的岩石，这就是沉积岩。组成沉积岩的物质来自陆地上已生成的各类岩石，它们称为沉积岩的母岩（或源岩）。除以上母岩外，火山喷出物、生物物质、水体中的化学沉淀物也是沉积岩的组成部分，在一定条件下，沉积岩中还有宇宙物质加入。沉积岩根据物质来源、沉积物搬运和沉积作用方式可以分为陆源碎屑岩和化学及生物化学沉积岩两大类。3.变质岩地壳内早先形成的岩石（岩浆岩、沉积岩）为适应新的温度和压力条件，在不断发生整体熔融的固态前提下，矿物成分和岩石结构发生不同程度的变化，称为变质作用。经过变质作用后形成的岩石称变质岩。变质岩形成后还可经历新的变质作用过程，有的变质岩是多次变质作用的产物。虽然岩浆岩和变质岩都是内生地质作用的产物，但两者的形成机制和特征有很大的不同。它们之间的主要区别是：前者主要是从流体相（岩浆）结晶转变成固相（岩石）的降温过程产物；后者主要经历了温度和压力的变化，是从一种固相转变为另一种固相的结晶过程。沉积岩和岩浆岩可以通过变质作用成为变质岩。在地球表面，岩浆岩、变质岩又可以通过风化—搬运—沉积转变成沉积岩；变质岩、沉积岩进入地下深处，在一定的温度压力条件下熔融成岩浆，再经历冷却结晶作用又可生成岩浆岩。因此，在地壳—地幔范围内，三类岩石处于不断循环演化过程中。〔摘自刘本培、蔡运龙主编的《地球科学导论》（高等教育出版社）一书〕三、岩石的分类及其成因与矿产岩石按成因分为岩浆岩、沉积岩、变质岩三大类。岩浆岩的成因是地球内部岩浆在巨大的压力作用下，沿着地壳薄弱地带侵入地壳上部或喷出地表形成火山喷发，随着温度压力的减小，冷却凝固而形成的岩石。常见的岩浆岩有花岗岩、玄武岩、流纹岩等。在岩浆岩形成过程中，有用矿物富集就形成了矿产，多金属矿。沉积岩是在外力作用下形成的。裸露在地表的岩石，在风吹、雨打、日晒以及生物作用下被破坏，这些碎屑物经风力流水的搬运作用由一地搬运到另一地沉积下来，经过压紧固结作用而形成的岩石就是沉积岩。沉积岩具有层理构造的特点，一层层的岩层记录了不同时代的地层。不同的地层，含有本时期的生物遗体或足迹，就是化石。根据化石可推测岩石的时代和当时的地理环境，沉积岩多外生矿产。变质岩是已形成的岩石，在岩浆活动、地壳运动产生的高温高压作用，使原来岩石的成分性质发生改变而形成新的岩石，就是变质岩。例如，石灰岩变成大理岩、页岩变成板岩等，变质岩多形成变质矿产。四、地壳运动地壳运动是连续不断、长期而缓慢地进行的。在不同区域和不同时期内，运动的性质和强度不一样，在同一地区不同时期内可出现不同的运动形式，而在同时期内不同地区里也表现为不同的形式，因此，地壳运动的性质和强度，存在着区域性和时间上的差异性。1.地壳运动的类型地壳运动的类型是复杂多样的，根据其性质和方向，可归纳为垂直运动和水平运动两种。前者表现为大规模的、长期缓慢的隆起和下沉；后者表现为岩层被挤压变形。两者都能使岩层发生断裂，并在空间上和时间上密切联系。地壳的垂直运动又称升降运动、造陆运动或振荡运动。这种运动表现为范围较广地区的隆起和相邻地区的下降，可引起海侵和海退，使海陆发生变化和重新分配，可形成高原、断块山和凹陷、盆地和平原。地壳的水平运动又称造山运动或褶皱运动。这是大致平行于地球表面的运动，使岩层受到水平挤压力而发生褶皱和断裂，可产生一些大规模的褶皱带、挤压带，形成狭长的山地和凹陷、岛弧和海沟。2.地壳运动的原因地壳为什么会发生运动?运动的力量从何而来?为了解这个问题，科学家们曾提出过许多学说。近年来根据大量调查研究资料，又提出了新的学说。综合起来，主要的地壳运动学说有大陆漂移、海底扩张、板块构造、地质力学等。（1）大陆漂移说大陆漂移说是德国地球物理学家魏格纳在1912年提出的。他根据大西洋两岸两块大陆，如非洲和南美洲两个大陆的种种相似性和连续性，包括海岸线的形状、地层、构造、岩相、古生物等以及古气候、大地测量、地球物理的证据，认为由硅铝层组成的大陆能够像船一样在较重的硅镁层上漂浮。由于当时科学水平的限制，有些证据说服力不强，理论上也不够完善，所以存在着漂移和反漂移的争论。到了50年代中期，由于发现了新的强有力的证据，大陆漂移说重新被重视，并得到新的发展。例如，大陆和海底大规模平移断裂的存在、古磁极的迁移等都证明存在大陆漂移这样大规模的水平运动。根据一套完整的大陆漂移图证明，二叠纪时地球上只有一个联合古陆，大西洋和印度洋还不存在，非洲的东岸与南极大陆相连。联合古陆自三叠纪开始分裂以后，南北美洲、南极洲和印度大陆、澳大利亚分别向西、向南、向北漂移。侏罗纪时，北大西洋和印度洋继续发展。侏罗纪末期，南美洲和非洲开始分裂，南大西洋开始出现。白垩纪时，北大西洋向北延伸，南大西洋扩展，西班牙半岛向左旋转形成比斯开湾；马达加斯加岛由非洲裂出；澳大利亚与南极洲脱离；印度大陆继续北移。新生代时，澳大利亚北移很快，新西兰半岛由其东部分开；大西洋继续向北延伸，将格陵兰岛由欧洲分开；非洲略向北移，印度大陆与亚洲大陆汇合形成喜马拉雅山系。大陆为什么能在硅镁层上漂移呢?海底扩张说回答了这个问题。（2）海底扩张说海底扩张说是20世纪60年代初期由美国的赫斯和迪茨提出的。他们根据大量的大洋地质、地貌和地球物理调查资料分析，发现地壳厚约70—100千米的岩石层下部为厚几百千米的软流层。对流作用发生在软流层内，对流速度每年约1厘米至几厘米，对流所产生的拽力作用于岩石的底部，而不是地壳的底部。深部物质在大洋中脊处涌升，形成新的大洋岩石圈。它们从中脊的轴部向外做对称运动或扩张，到汇聚区又流入地下，熔化在软流层中。这个循环系统可达几千千米。海岭是对流的上升区，海沟是下降区。海岭两边地形非常崎岖不平；海岭上热流较高；离大洋中脊愈近，沉积物愈薄；基底地层愈近中脊愈年青；海底死火山和平顶山离海岭愈远，年龄愈老；具有交替变化的极性磁异带常在中脊两侧作对称排列，记录了各时期玄武质岩浆的磁场方向。这些都是海底扩张的证据。由于海底的扩张，整个海底每三四亿年就要更新一次。这就是海底沉积很薄和海底没有比中生代更老的岩层的原因。对流的形态决定了地球内部的情况，而与大陆的位置无关。大陆随硅镁层一起流动。当大陆达到对流的汇聚点时，因大陆较轻，便相对稳定。而硅镁层由大陆下部拐入地下，所以一般说，大陆常坐落在对流汇聚的地点；但如果一个新的对流循环恰由一块大陆下面上升，则大陆将被冲破而形成新的断裂。所以，大陆常处在压性应力之下，从而产生褶皱、逆掩断层和其他挤压型构造；海洋盆地则处于张性应力之下，从而海岭、海沟常被转换断层所切断。另外，若大陆随硅镁层一起漂移，它的前缘并不受力因而比较稳定，这相当于大西洋海岸的形式；若硅镁层由大陆下部拐入地下，由于拽力将在大陆边缘形成山脉和岛弧，这相当于太平洋海岸的形式。（3）板块构造说板块构造说是海底扩张说的具体引申。地球的岩石圈并不是整体一块，而是被一些构造活动带如海岭、岛弧构造、水平大陆断裂等所割裂，形成不连续的单元，叫板块。美国的勒比雄把岩石层分为欧亚、美洲、非洲、太平洋、澳大利亚和南极六大板块。这些板块的界限是海岭、岛弧和大断裂，而不是大陆的边缘。六大板块除太平洋板块完全是水域外，其他板块都包括部分海洋和大陆。板块由于对流的带动由海岭向两边扩张，在岛弧地区或活动的大陆边缘处沉入地下，通过软流层完成对流循环。大地构造活动的基本原因是几个巨大的岩石层板块相互作用所引起的。这些板块的强度很大，主要的变形仅发生在它们的边缘部分，如喜马拉雅、阿尔卑斯等山脉就是板块相撞后缝合线上的产物。板块内部则以强度大的断块为主。由于天然地震是大地构造活动的表现之一，所以世界上的大地震带就分布在板块的分界线附近。五、河口三角洲河流注入海洋或湖泊时，水流流来向外扩散，动能显著减弱，并将所带的泥沙堆积下来，形成一片向海或向湖伸出的平地，外形常呈“△”状，所以称为三角洲。从河口区的动力特点来看，在潮流界上下移动的范围内，因河水受潮流的顶托，流速较小，最易形成心滩和江心洲，使河流发生分汊。在河口口门处，因水流扩散，流速减缓，泥沙常堆积成浅滩，横阻河口，故名拦门沙，为河口区航运的主要障碍。河口三角洲的形成，是在河流作用超过受水体作用的条件下，泥沙在河口大量堆积的结果。冲积物在河口堆积，开始先出现一系列水下浅滩、心滩或沙嘴，水流发生分汊，同时形成向海倾斜的水下三角洲。随着各汊道的消长与心滩的归并扩大，使水下三角洲的前缘不断向海推进，而其后缘因滩地淤高，并盖上洪水泛滥堆积物，便变为水上三角洲的组成部分。由于汊道的不断变迁，在三角洲上往往形成许多交错的滨河床沙堤及湖沼洼地。三角洲的主要类型有扇形三角洲、鸟足形三角洲和尖形三角洲。在海水浅波浪作用较强能将伸出河口的沙嘴冲刷夷平的地区，常形成弧形扇状三角洲。我国黄河三角洲就是在弱潮、多沙条件下形成的扇形三角洲。它的特点是：河流入海泥沙多，三角洲上河道变迁频繁，有时分几股入海。泥沙在河口迅速淤积，形成大的河口沙嘴，沙嘴延伸至一定程度，因比降减小，水流不畅而改道，在新的河口又迅速形成新的沙嘴。而老河口断流后，又受波浪与海流作用，沙嘴逐渐被蚀后退，形成扇状轮廓。直至其上再有新河道流经时，这段岸线才又迅速向前推进。因此，随着河口的不断变迁，三角洲海岸是交替向前推进的，并在海滨分布许多沙嘴，使三角洲岸线路呈锯齿状。在波浪作用较弱的河口区，河流又分为几股同时入海，各汊流的泥沙堆积量均超过波浪的侵蚀量，泥沙沿各汊道堆积延伸，形成长条形大沙嘴伸入海中，使三角洲外形呈鸟足状。由于这种汊道比较稳定，两侧常发育天然堤，天然堤又起着约束水流的作用，使汊流能够继续向海伸长。天然堤一旦被洪水冲积，就会产生新的汊流。美国密西西比河三角洲就是一个典型的鸟足形三角洲。在注入湖泊的河口，也常见有鸟足形三角洲。如我国的鄱阳湖、滇池等湖泊沿岸发育有许多大小不一的鸟足形三角洲。在波浪作用较强的河口地区，河流以单股入海，或只有小规模的交汊，在此情况下，只有主流出口处沉积量超过波浪的侵蚀量，使三角洲以主流为中心，呈尖形向外伸长，称为尖形三角洲。长江三角洲即属这一类型。此外，与三角洲形成过程相反，河流来沙量较小，河口受潮流的强烈冲刷作用，无三角洲形成，常成喇叭形，这种河口称为三角港或三角湾，如杭州湾（钱塘江口）就是一个典型的三角港。钱塘江挟沙少，河口海岸下降，潮差大，不仅使河流携带的泥沙不能在河口堆积，而且引起强烈的冲刷，使河口加深与展宽，逐渐形成三角港。三角港更加大了潮差，因而形成著名的钱塘江涌潮。涌潮使泥沙在河口区上段堆积成凸起的拦门沙。六、冲积扇与冲积平原冲积扇是河流出山口处的扇形堆积体。河流出山口后，比降显著减小，水流又分成许多交汊，呈扇状向外流动，河流能量显著降低，大量物质堆积下来，又有利于河流改道。随着各支汊的不断堆积和变迁，就形成冲积扇。冲积扇的物质结构，一般是顶部物质较粗，主要为沙、砾，随着水流搬运能力向边缘减弱，堆积的物质逐渐变细，分选也较好，一般多为沙、粉沙及亚黏土，所以冲积扇是较好的含水层，边缘常有泉水出露。可发展自流灌溉。若山地河谷随山地间歇抬升，也可形成叠置冲积扇。冲积平原系指大面积的河漫滩、三角洲平原以及山前冲积扇和山间盆地冲积平原。它可由一条或几条河流形成。冲积平原多发生在地壳下沉的地区，这里地势平坦，有深厚的沉积层。例如华北平原上天津市内老西井钻井，深达米，均为第四纪松散沉积物。江淮平原第四纪松散沉积物的厚度也达数百米，组成物质主要为冲积物，表层大多为亚黏土及黏土。下部为砾石、沙及粉沙。密西西比平原、西西伯利亚平原、亚马孙平原和恒河平原等都是世界有名的大冲积平原。冲积平原的形态与物质结构主要取决于河流的特性。由于河流泛滥，粗粒物质首先在沿河地带堆积，而较细物质被带至较远的地方，慢慢堆积下来，使沿河两岸往往形成由沙、粉沙构成的略微高起的天然堤。而河间地带地势相对低下，常有湖沼分布，组成物质多为亚黏土、黏土和湖沼的沉积物。随着河床不断堆积，天然堤逐渐增高，特别由于筑堤以防洪水。堤内河床堆积更多，进一步抬高了河床，人工堤亦必须随之加高，于是河床显著高出于两岸，成为地上河，如黄河郑州京广桥以下河段。一旦洪水冲决人工堤防或天然堤，就使河流改道，原来的河间低地为河流所占据。形成新的河床和天然堤，并逐渐堆积加高，而废弃的河道和天然堤相形低下，或逐渐埋没于黏土、亚黏土和湖沼堆积之下，使冲积平原的形态与结构复杂化。平原中往往粗细物质相间成层，其中古河床的沙砾层为丰富的含水层，漫滩上部黏土为相对的隔水层。所以对冲积平原的形态特征与物质结构的研究，关系到农业生产地下水的探测。规模较大的冲积平原主要有三种类型：一种是山前平原，属冲积—洪积型，由洪积扇的合并或大冲积扇构成，如黄河出孟津形成的大冲积扇；一种是泛滥平原，即广阔的河漫滩平原，一般分布在河流中下游或山间盆地，主要由冲积物组成，如长江中游平原（江汉平原）；再一种为三角洲平原，属于冲积—海积型，沉积物质颗粒较细，泛滥带与河间低地地势高差很小，沼泽面积较大，海面升降或周期性海潮入侵，造成海积层与冲积层相互交替的现象。它主要分布在沿海地区以及太湖湖滨地带。华北平原主要就是由黄河和海河等三角洲不断向海滩推进而形成的冲积平原。在沿底湖西部，有宽广的湖成三角洲平原。七、风沙对地表的作用干燥地区风力对地表物质进行作用是通过风蚀（吹蚀和磨蚀）搬运和堆积三种过程来完成的。这三种过程的结果就产生各种类型的风成地貌。风成地貌除在干燥区分布外，在沙源充足、地面平坦的海滨平原或湖滨平原等地也可形成。由于风沙活动在一个广阔的空间，而且风向随时都有变化，因此它在某一地区不同时间内，就会出现不同的过程；在一定时间内，不同的地区也可出现不同的作用过程，甚至在某些地段的很短距离内，也有可能同时看到风蚀、搬运和堆积作用。风吹经地面时，因为地面不平，气流发生乱流作用，可以吹扬地面的沙粒。风吹起沙粒并挟带沙粒向前移动，运动的沙粒对岩石表面或岩石裂等凹部进行摩擦和旋磨，因此风蚀作用实际上包括对地表的吹蚀和对岩石的磨蚀两方面。在这两种作用下形成了各种风蚀地貌。在离地面2米高处的风速达4米／秒左右时，风就可将地面松散的细沙粒（—毫米）扬起，并挟带沙粒随风前进，即形成风沙流。风沙流含沙量是随高度增加而减少的，如：风速5米／小时，沙粒90％集中在近地面11厘米高的气流中移动；风速7米／秒时，沙粒％分布在近地面76厘米以下的高度内的气流中移动。根据风速和沙粒粗细的不同，风的搬运形式也不一样，可分为悬移、跃移和蠕移三种形式。风力减弱，使气流中含量相对增多，或风沙流在前进中遇到障碍物而使风力减小等，均可使沙粒发生堆积。经风搬运和堆积的碎屑物称为风积物。风积物主要有沙漠堆积和风成黄土。沙漠堆积通常为风成沙，其特点是：一般分选良好，构成沙丘的风成沙主要为粒径—毫米的细沙，有时能具有斜层理和交错层理；磨圆度高；硬度大的矿物含量高，以石英为主。由风堆积的风成沙，可形成各式各样的沙丘。（1）风蚀地貌常见的风蚀地貌有雅丹、风蚀洼地、风蚀蘑菇、风蚀谷和风蚀残丘。下面着重介绍两种：风蚀洼地由疏松物质组成的地面，经风蚀后，常形成宽广而轮廓不大明显的、成群分布的洼地。称为风蚀洼地。其外形多呈长椭圆形，长轴与主风向一致，也有的洼地呈新月形。新月形洼地，弧形突出的一端面对主风方向。风蚀洼地一般深度不超过10米，长度在1000—2000米，在我国柴达木盆地西部有广泛的发育。风蚀蘑菇在发育有垂直节理的基岩地区，经强风长期侵蚀后，就会形成一些孤立的石柱，即为风蚀柱。由于接近地表部分的气流中含沙量较多，磨蚀强烈，如再加上基岩岩性的差异，风蚀柱常被蚀成菌状，称为风蚀蘑菇。（2）风积地貌风积作用形成的沙丘，是沙漠地区最基本的地貌形态。沙丘的形成发展是干燥气候条件下和沙质地表的相互作用，并受地形、地面物质（沙源供应情况）和植物条件等因素影响的产物。由于这些因素在各地多变，因此产生多种类型的沙丘，主要有新月形沙丘、纵向沙垅、格状沙丘等。新月形沙丘在单一方向的风或两种相反方向的风（其中有一个为主风向）的作用下，常形成一种平原上呈新月状的沙丘，称为新月形沙丘。它的纵剖面两坡不对称，迎风坡坡形微凸，坡度较小（10°—20°），背风坡坡形下凹，坡度较大（28°—34°，相当沙粒的静止角）。在背风坡两侧顺着风向延伸对称的两翼；在背风坡与迎风坡相连结的地方形成弧形的丘脊。新月形沙丘高度自数米至30米不等，其弓径长度（两翼间距离）一般在数十米到300米之间。这是风积地貌中非常普通的形态，分布也极为广泛。在北非撒哈拉和我国的塔克拉玛干、柴达木、巴丹吉林等地区都有广泛分布。（摘自《自然地理基础》）八、平原平原是陆地上最平坦的地域，它好像