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鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因

2014-07-09 18:25阅读：

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鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因
韩志勇,李徐生,张兆干,陈英勇,杨达源,弋双文,鹿化煜
(南京大学地理与海洋科学学院,南京210093)

摘要：江西星子县沙岭沙山位于鄱阳湖湖滨，临湖一侧发育顺盛行风方向延伸的垄状地形。研究从地貌学、沉积学和年代学的角度分析了垄状地形的成因。按照目前的风场计算出的沙丘走向与合成输沙方向近于垂直，说明这些垄状地形不是纵向沙丘。垄状地形内部发育平行层理，缺少滑动面，则进一步表明垄状地形并非沙丘。对垄状地形之间的沟谷形态观察后发现，这些沟谷与前丘上槽形风蚀坑形态颇为相似，且沙山的环境具备发育槽形风蚀坑的基本条件，所以我们将垄状地形之间的沟谷视为槽形风蚀坑。为确定风蚀坑的形成时代，我们在沙山上风区、下风区边缘选取了6个剖面，测得的28个光释光年龄显示，构成垄状地形的沙层堆积于约20kaBP以前的末次冰期。据此我们推测在冬季风最强的阶段(18-14kaBP)，沙山由以前的风沙堆积转变为风沙侵蚀，产生了槽形风蚀坑。相邻槽形风蚀坑之间的条状突起就构成了垄状地形，因此星子县沙岭沙山临湖一侧的垄状地形属于风蚀地貌。关键词：鄱阳湖；沙山；垄状地形；风蚀坑；光释光
1 引言 在鄱阳湖北部的滨湖地带，分布着一些主要由松散沙粒组成的岗丘，当地人以及一些学者称之为“沙山”。星子县沙岭、永修县松门山、都昌县老爷庙是沙山的主要分布区。已有的研究认为，湖滨沙山是风成的沙丘，沙粒源自裸露的湖滩，在末次冰期由冬季风搬运后堆积形成[1]。湖滨沙山地貌的一个显著特点是发育近于平行排列的垄状地形，外形颇似沙垄[1]。最近，这种垄状地形也被视为纵向沙垄[2]。由于未做过风沙地貌的研究，这种垄状地形的成因尚未确定。鄱阳湖地区属亚热带湿润季风气候，与沙漠的气候迥异，因而湖滨沙山的风沙地貌发育可能有别于沙漠。为
此，我们从年代学、沉积学、形态动力学的角度研究了星子县沙岭沙山垄状地形的成因，这对了解本区的风沙活动规律以及制定治理沙山环境的措施是必要的。
2 研究区自然地理环境 星子县位于江西省北部，介于庐山与鄱阳湖之间。星子县多年平均降水量1400mm，为湿润的东亚季风气候控制区，冬季干冷夏季湿热。星子县除７月份盛行偏南风外，其余各月多偏北风。这种现象和地形密切相关，星子县西侧的庐山山体呈北东—南西走向，九江以下长江河谷段走向与庐山山体基本一致，运动的气流顺应地形变化，因而全年表现为偏北风为主(图1a)。冬半年偏北风较大的风速也与地形有关，长江以北是大于几百公里的北东向郯庐断裂带形成的平原，偏北气流没有地形的阻挡[1]，至鄱阳湖时，湖口段呈瓶颈状，走向北北东(图1a)，产生狭管效应，风速增大，加之湖面摩擦系数小，风速在湖上再次增大。
鄱阳湖年平均水位为15.02m，年内水位变幅多在5m以上。星子站最高水位为1998年8月2日的22.52m，最低水位为2004年1月8日的8.78m，绝对变幅达13m。由于水位变幅大，所以湖泊面积变化也大。水面具有“枯水一线，洪水一片”的特点。夏季汛期水位上升，湖面陡增，水面辽阔；冬季枯期水位下降，洲滩裸露，水流归槽成为“赣江”(图1b)。所以在每年枯水期，强劲的冬季风可将湖滩裸露的泥沙吹扬起来，再经风力搬运到湖滨地带堆积，慢慢形成沙山[1]。
沙岭沙山位于星子县蓼花镇境内(29.37oE，116.01oN)。北起下岸角，南至蓼花池，西止后垄易，东临鄱阳湖，沙山平面大体呈橄榄形(图1b)，长轴近南北向，面积约10km2。总体上沙山南高北低，沙山山脊大体沿长轴延伸，峰顶位于山体南侧，海拔为136m。沙山东缘因受湖水侵蚀，形成较平直的岸线，且岸坡较陡，加之最近沿湖滨采沙，地层出露良好。沙山上生长的白茅、茵陈草、球柱草、假俭草、狗牙根和结缕草等组成草本群落，属于原生植被遭到破坏后形成的次生类型。活动沙丘上零星生长单叶蔓棘小灌木。单叶蔓棘含水量较高，是湿润区阶段性干旱沙生环境下的特殊产物[3]。
3 沙山垄状地形的特征 沙岭沙山的表面呈现有规律的起伏，特别是在东部临湖一侧，发育一系列近平行排列的垄状地形，其中较为典型的垄状地形有19条(图1b)。
鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因
垄状地形的走向大约是30o，与鄱阳湖湖颈段的走向一致(图1)。垄状地形的长度不一，短者数十米，长着近千米，多数约百余米。
垄状地形的脊线较为平直，间距不等，近者数十米，远者数百米。 这些近平行排列的垄状地形向西南方向有合并的趋势，越靠近湖滨，垄状地形的数量越多，高度与宽度则越小。例如垄状地形II沿脊线在距湖滨300m处与垄状地形I合并，合并后的垄状地形在400m处与垄状地形III再次合并(图2a、b)。
鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因
 每个垄状地形的横剖面形态有所不同，有的是呈平滑的单峰，有的是双峰甚至是多峰，双峰、多峰似乎可以视为叠加在其上的次一级的垄状地形。垄状地形之间的沟谷形态呈V形或U形，沟谷底部较圆滑。与垄状地形相反，越靠近湖滨沟谷的规模越大。小的沟谷深度(垄状地形的高度)仅数米，较大的沟谷深度可达20m。垄状地形自湖滨向沙山山脊逐渐升高，脊线的纵剖面呈上凸的弧形，局部显示不明显的坡折(图2c)。在横剖面上，垄状地形的两翼或近于对称(图2之I)，或不对称(图2之II、III)。两翼不对称的垄状地形主要出现在靠近湖岸的位置，一般是东南翼较长。
4 垄状地形的成因分析
4.1形态动力学分析 如果沙岭的垄状地形属于沙丘，则可以按照目前的风场判断相应的沙丘类型。根据形态动力 学，沙丘可以分为3种类型，即 纵向沙丘、横向沙丘和斜向沙丘[4]。纵向沙丘走向(沙丘脊延伸方向)与合成输沙方向的夹角在15º以内，横向沙丘与合成输沙方 向的夹角大于75º，其余的属于斜向沙丘[4]。实验表明，沙丘走向的展布符合一条规律，即在垂直沙丘的走向上总的输沙量最大[5]。
实际计算输沙量需要知道多个参数，而有些参数难以确定，所以用比例输沙量(Q)替代，即不同风向的相对输沙量。Fryberger(1993)提出了比例输沙量的计算公式：Q∝V2(V-Vt)t，其中V为10m高度平均风速，Vt是冲击起动风速(6m/s)，t为刮风的时间[6]。我们收集了江西气象科学研究所2005-10至2006-09在沙岭测量的风场数据(10分钟平均)。首先利用Fryberger的公式计算每个大于冲击起动风速的平均风速所对应的比例输沙量，再利用Trend程序[7]计算总的输沙量与输沙方向。计算出的合成输沙方向为42o，对应的沙丘走向是132o，可见沙丘走向与合成输沙方向垂直。
这个结果表明，在目前的风场中，沙岭如果发育沙丘，就应该是横向沙丘，而不会是纵向沙丘。而垄状地形的走向却与合成输沙方向基本一致，即沙岭的垄状地形不可能属于横向沙丘或斜向沙丘。这使得垄状地形不能依据形态动力学划归任何一种沙丘类型，暗示着垄状地形可能不属于沙丘。当然，垄状地形形成时的风场可能与目前的有所区别，但由于狭管效应的存在，一般大气环流的改变不会导致沙岭的风场发生明显的变化。因此，根据目前风场计算出的合成输沙方向与对应的沙丘走向应该适用于垄状地形形成时的状况。
4.2 沉积学分析
沙丘只是风沙堆积地貌的一种形式，真正的沙丘不和地表特征发生关系而独立存在，具有一个方向以上的滑动面，这使得沙丘内部发育交错层理，通常是板状交错层理或楔状交错层理[8]。在典型的纵向沙丘的走向上，不同部位的横剖面显示不同的沉积构造，但内部均发育单倾向或发育双倾向的交错层组，其上可叠加槽状交错层理[9]。在湖滨采砂所揭示的与垄状地形走向近于垂直的剖面中，我们发现其内部发育的是平行层理。更加特别的是，平行层理从垄状地形的一翼延伸到另一翼，被地表一层无沉积构造、含植物根系的沙层(厚数十厘米)所截断。这个现象清楚地说明了垄状地形缺乏滑动面，因而这种风沙地貌既不属于纵向沙丘，也不像其它典型的沙丘。平行层理被表层沙层所截，表明发育平行层理的沙层后期遭受了侵蚀，也就是说垄状地形是侵蚀作用产生的，而侵蚀作用发生的时间晚于发育平行层理的沙层沉积而早于表层沙层的沉积。
4.3 地貌分析 形态动力学和沉积学的证据已显示沙岭沙山临湖一侧的垄状地形不是纵向沙丘，甚至不是真正的沙丘，而是侵蚀地貌。沙地的侵蚀地貌以风蚀坑最常见。风蚀坑指呈碟形或槽形的洼地，相邻的舌状沙体也被视为风蚀坑的一部分[10]。仅从形态上判断，沙岭的垄状地形之间的沟谷肯定不是碟形风蚀坑，与Hesp(1996)报道的发育在湖滨前丘上的槽形风蚀坑也有差异，槽形风蚀坑进风口相对深、窄，向陆逐渐变宽、变浅[10]，而垄状地形之间的沟谷的进风口相对深、宽，沟谷顺风向逐渐变窄、变浅。在沟谷的下风侧，并未见到明显的舌状沙体，所以似乎难以将垄状地形之间的沟谷看作槽形风蚀坑。
不过，风蚀坑的形态千差万别[11]。目前研究的风蚀坑集中在前丘上，前丘的高度一般低于30m，而沙岭沙山相对高度有100m，比前丘的规模大很多。沙岭属于盛行风方向很稳定且风力强劲的环境，在这样的环境里就可能出现异常的风蚀坑形态。Smith(1960)注意到风蚀坑的形态与地貌部位有关，宽阔的丘脊通常发育碟形风蚀坑，而陡的迎风坡上一般是伸长的槽形风蚀坑[12]。因此，沙山临湖一侧具备发育槽形风蚀坑的基本条件。经观察，有盾形沙堆发育在沙山山脊的下风一侧，沙堆位于垄状地形之间的沟谷延伸方向上，沙堆的沙粒应该自垄状地形之间的沟谷搬运而来，所以推测这些盾形沙堆是舌状沙体的变种。文献中报道的风蚀坑都是近代形成的，形态保存较好，而垄状地形形成后经历了一定程度的改造。基于这些考虑，我们还是将垄状地形之间的沟谷视为一种独特的、发育在沙山上的槽形风蚀坑。
5 垄状地形的形成过程
5.1沉积年代测定 为了分析沙岭沙山滨湖一侧垄状地形的形成过程，我们在沙山边缘不同位置的剖面上采样进行了年代学的研究。临湖一侧的3个剖面处在盛行风的上风，分别是LS1、LS2、LS6。其中LS1剖面所处的位置地面起伏不大，没有明显的垄状地形发育，LS2、LS6都位于垄状地形的脊部。在沙山另一侧也选择3个剖面，即LS3、LS4、LS5，它们处在盛行风的下风(图1b)。我们在每个剖面的顶部约6m厚的地层中，分别采集了光释光测年样品。
采用标准的前处理方法[13]，我们从样品提取出125~250μm石英。等效剂量在南京大学地表过程实验室用单片再生剂量法[14,15]测量。样品的铀、钍和钾含量在中国原子能科学研究院利用中子活化分析得到。根据以上测量的数据，结合样品含水量、颗粒大小和埋深计算出样品的年剂量[13]。光释光年龄的误差大约为10%。
少数光释光年龄存在倒序的现象(图3)，这可能是由于目前测得的含水量不代表样品在埋藏过程中的实际含水量，也可能是因为样品的单片等效剂量之间有一定的离散性，而单个样片尚不能准确指示样品的等效剂量。尽管如此，剖面上的年龄变化仍大体符合层序，此外，我们在LS3剖面上发现一块与墓地伴随的埋藏的墓碑，说明墓碑是原位的，其标示的年代为康熙59年，即公元1721年(距今288年)，这与同层位的光释光年龄基本一致(图3)，说明光释光年龄基本可靠。 鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因

对比不同剖面的光释光年龄，我们发现一个规律，即沙山上风区、下风区的沙层年龄有显著的差异。临湖上风区的3个剖面(LS1、LS2、LS6)的沙层主要是20kaBP以前的堆积的，只有近地表、无构造、含植物根系的沙层是几百年以来堆积的。沙山下风区的3个剖面(LS3、LS4、LS5)的沙层基本可分为上、下两层，上层以灰黄色为主，下层呈褐红色。上层主要是200多年以来沉积的，直接覆盖在约20kaBP的下层之上(图3)。尽管下层顶部有的光释光年龄只有数千年，但下层顶部的沙层内有时含灰黄色沙的团块或条带，我们认为是后期扰动使得上层的沙混入下层之中，或者下层褐红色的沙曾被暴露于阳光，这两个过程均可导致光释光年龄偏小。LS3剖面附近数个埋藏墓穴均开挖于褐红色的沙层中，墓碑被灰黄色的沙层掩埋，这一方面表明下层的顶面是长期稳定的地面，因为墓穴不会建在流动的沙地上，另一方面说明下层确实遭受过人为的扰动。
5.2风沙活动过程
光释光年龄的空间变化与在褐红色的沙层中发现埋藏古墓，均表明沙岭沙山的风沙活动过程大体是：(1)就所研究的剖面而言，沙岭沙山最早的风沙堆积从末次冰期开始，沙山除局部地区外(例如处于沙山东北缘的剖面LS6)，上风区与下风区都有沙层堆积，暗示整个沙山都处于风沙堆积状态，这个状态持续到约20kaBP；(2)约20kaBP以后一直到200多年前，上风区没有沙层堆积，而位于下风区末端也没有沙层堆积；(3)200多年前至今，上风区仅有很薄的沙层堆积，而下风区末端则出现较厚的风沙堆积。这说明这个阶段沙山又进入风沙堆积状态，但主要堆积在下风区。
沙岭沙山在最近200多年以来出现明显的风沙活动，并在下风区产生明显的堆积。这与史料的记载相吻合。星子县志记述了沙岭在雍正八年(1730年)后种植蔓荆，并禁止采集，数年后蔓荆遍布沙山，使得山上之沙遇风不能起，风沙活动随之减弱，解除了蓼花池入湖水道的风沙淤塞之患。但数十年后，因禁采不力，居民砍伐蔓荆，沙山裸露，致使沙山之沙遇风即起，入湖水道逐渐淤塞[16]。县志的记载除了印证了沙岭沙山确实从200多年前开始出现明显的风沙活动，也间接表明下风区的风沙来自植被遭受破坏的沙山。因此我们判断200多年以来堆积在下风区边缘的沙主要是沙山活化后，受风蚀搬运而来。
沉积构造显示风蚀坑形成的时间晚于发育平行层理的沙层沉积而早于表层沙层的沉积，即介于约20kaBP和约0.2kaBP之间，因而可以排除人类活动引起的沙山活化(约在0.2kaBP以后)是形成风蚀坑的原因。约20kaBP以前沙山整体处于堆积状态，此后却基本停止了堆积，因此我们推测20kaBP前后沙山的环境发生过重大变化，首先使风积停止，进而引起了风蚀。导致风蚀的常见因素是干旱和风力增强，所以可用冬季风加强来解释20kaBP前后的环境变化。有研究显示东亚冬季风在18-14kaBP进入末次冰期的最强时段[17]，推断风蚀坑就是这个时期形成的。
5.3槽形风蚀坑的发育
根据上述分析，我们提出沙岭沙山临湖一侧的槽形风蚀坑的形成过程：(1)约20kaBP以前的末次冰期，在较强的冬季风及狭管效应的作用下，赣江的河漫滩受风蚀后风沙被搬运到沙山沉积；(2)进入东亚冬季风的最强时段(18-14kaBP)后，干冷的气候一方面导致赣江水位下降，河漫滩的泥沙(沙源)供应减少，另一方面产生更加强劲的偏北风，两者相结合，就使得原本出现风沙堆积的沙山发生了风沙侵蚀，此外干冷气候使沙山植被退化可能加剧了这个过程。临湖一侧的风蚀作用尤其明显，最终形成槽形风蚀坑，侵蚀的沙被搬运至山脊的背风侧堆积成盾形沙堆；(3)此后沙山的地貌大体维持。1200年前鄱阳湖形成[18]，随着湖面扩大，沙山受湖蚀，导致部分槽形风蚀坑的进风口受破坏。不过，湖蚀后的岸线趋向顺直，岸坡变陡，有利于槽形风蚀坑的维持；(4)200多年前，由于植被受到人为破坏，沙山活化，在下风 区产生明显的堆积，原有的槽形 风蚀坑和盾形沙堆被进一步改造(图4)。
沙山的风蚀区产生槽形风蚀坑，而风蚀坑之间就出现了属于 蚀余地貌的垄状地形。由于沙山高度大，盛行风稳定且风力强，导致槽状风蚀坑呈线状延伸，表现为进风口宽、深，向陆变窄、浅的特点，不同于前丘上所发育的槽状风蚀坑。而舌状沙体则以 盾形沙堆的形式出现在山脊的背风侧。我们将这种风蚀地貌视为风蚀坑的一种特殊形态。这种地貌发育在相对湿润的地区，盛行风向稳定且风力强劲、沙体高大且沙源不足的环境是其形成条件。这种地貌的发现有助于认识 相对湿润环境下的风沙地貌演化。 鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因
鄱阳湖湖滨沙山垄状地形的成因

6结论
(1)沙岭沙山临近鄱阳湖的一侧，发育顺盛行风方向延伸的垄状地形和其间的沟谷，地貌学、形态动力学与沉积学的证据表明垄状地形不是纵向沙丘，甚至不是风沙堆积地貌。垄状地形和其间的沟谷属于风蚀产生的地貌。
(2)垄状地形之间的沟谷是罕见的沙山槽形风蚀坑，与发育在前丘上的形态略有不同，这与沙山高大、盛行风稳定且风力强劲有关，也与形成后受湖蚀和沙山活化的改造有关。
(3)光释光年龄数据显示，在约20kaBP以前沙山大体处于堆积状态，进入东亚冬季风最强时段(18~14kaBP)以后，转为风蚀状态。推测垄状地形和其间的沟谷就属于这个时期形成的风蚀地貌。

文章源自：地理学报 2010年3月第3期第65卷

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