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雅丹地貌

雅丹地貌是新疆羅布泊地區的一種特殊的地貌形態，是一種典型的風蝕性地貌。

線路分類： [沙漠戈壁] [地質奇觀] [名勝古跡]

景點地點： 國內 新疆自治區 巴音郭楞州

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景點詳細介紹

雅丹地貌

雅丹地貌是新疆羅布泊地區的一種特殊的地貌形態，是一種典型的風蝕性地貌。“雅丹”這一專業名詞自斯文赫定（Sven Hed in）自1903年正式提出，并為地學工作者逐漸接受，進行研究以來，迄今已有百余年的歷史。
“雅丹”在維吾爾語中的意思是“具有陡壁的小山包”，該事件后來入選了《中國國家地理》雜志社與中國地理學會共同發起了“中國地理百年大發現”評選。
雅丹地貌現泛指干燥地區一種風蝕地貌，河湖相土狀沉積物所形成的地面，經風化作用、間歇性流水沖刷和風蝕作用，形成與盛行風向平行、相間排列的風蝕土墩和風蝕凹地（溝槽）地貌組合。

中文名雅丹地貌外文名Yardang Landform地形屬性風蝕地貌國內分布地新疆、甘肅、內蒙古、青海著名景點白龍堆、烏爾禾、三壟沙雅丹群。


命名由來


雅丹地貌
雅丹定義的發展在“雅丹”一詞未被地學界廣泛使用前，有諸多稱謂。在東漢史學家班固所著的《漢書·地理志》卷二八下中被稱為龍城、白龍堆和龍堆，Stapff稱其為“空氣動力學地形（aerodynam ic landforms）” ，此外還有“獅身人面像（sphinx hills）”，“剝蝕丘（bugra vyduvanije；deflation hill）”，“沙漠城（shahr lut；desert cities）”，“泥獅（mud li-ons）”，“土阜”等不同命名。
1899年~1903年，瑞典探險家斯文赫定在中國新疆羅布泊考察時，將古湖周圍成群分布，長數百米，高2~3 米以上，走向東北—西南，先水蝕后風蝕而形成的形態各異的地貌，按當地維吾爾語稱其為Yardang（原意是“具有陡壁的小丘”）。之后，隨著他的著作《中亞和西藏》（Central Asia and Tibet）在國內外學界的廣泛傳播，在中國被音譯為“雅丹”。從此，“Yardang（雅丹）”一詞便正式被科學領域接受。繼羅布荒原發現雅丹地貌之后，在世界干旱區許多地方，發現了許多類似地貌，均統稱為雅丹地貌。

2009年，新中國成立60周年、中國地理學會成立百年、我國近現代地理學創立和發展百周年之際，《中國國家地理》雜志社與中國地理學會共同發起了“中國地理百年大發現”的評選活動。其中就包括：20世紀初，中外學者發現并命名了雅丹地貌。


形成年代

對雅丹形成年代研究的方法主要有4種：
（1）實地調查和觀測現代風蝕速率來間接推算其形成年代。如夏訓誠根據羅布泊樓蘭古城的建筑物遺址風蝕調查結果，認為該區的風蝕速率為0.24～0.47厘米/年，那里的雅丹是近千年的風蝕產物；西班牙埃布羅低地雅丹區域傾倒的石膏廢棄物上形成的雅丹，Gutiérrez-Elorza等認為其形成不到100年。
（2）獲取雅丹地貌頂部的地層年代推算雅丹地貌的形成年代。如Clarke等用紅外釋光法對美國莫哈維荒漠1米高的小型雅丹進行測年，得出其形成時間不到250年。

（3）對雅丹地區內存在的文物測年來推斷雅丹形成年代。Bohlin和Hoerner分別對羅布泊和敦煌附近細沙中的陶器進行定年，認為那里的中型雅丹在距今1.5～2.0千年以前開始形成。


（4）通過分析雅丹周邊沙漠的形成年代，洞穴堆積物等記錄的區域地質歷史時期氣候變化和前人的氣候變化研究成果，間接推斷雅丹形成年代，這也是學者們應用比較多的方法之一。如El-Baz等根據區域地質歷史時期的氣候變化，認為埃及西部荒漠大型雅丹的風蝕歷史可上溯到中新世晚期或上新世早期；Beadnell、Peel和Hagedorn認為非洲撒哈拉中型雅丹是在新石器洪積期之后形成的；Haynes認為撒哈拉東部的雅丹地貌是在距今4.5千年以前開始的極端干旱期形成的；Washington等認為乍得Bodele低地4米高的雅丹可能形成于距今1.2～2.4千年以前；Goudie通過對非洲納米布沙漠形成年代來推測納米比亞海岸的大型雅丹可能形成于數百萬年前；Inbar等認為阿根廷PayunMatru火山區玄武巖上的雅丹形成于干旱而多風的更新世晚期—全新世初期；

Vincent等根據洞穴堆積物記錄的氣候變化情況，推斷沙特阿拉伯西北部寒武紀—奧陶紀砂巖的雅丹地貌在距今400千年以前開始形成；鄭本興等通過分析周邊區域地質歷史演化與前人研究結果，認為敦煌雅丹地質公園的雅丹地貌是晚更新世中晚期開始切割的。

除上述方法的單獨應用外，還有學者組合應用這些方法來推斷雅丹的形成年代。如Al-Dousari等通過綜合前人區域氣候研究，結合實地觀測風蝕速率，推算出科威特Um Al-Rimam低地雅丹的形成年代為距今44～1500年以前。

雅丹地貌是侵蝕地貌，不同于堆積地貌，其形成年代不同于雅丹地層的年代，地層開始被切割的年代才是雅丹開始形成的年代。因此，雅丹形成年代的斷定存在很大的難度，還沒有直接的方法來測定其形成年代，這也是雅丹地貌研究的難點。只有通過一系列的間接方法來推測其形成的大致年代，但準確性欠佳。由于不同或同一區域的巖性、動力、氣候和規模存在差異性，雅丹地貌的形成年代也是千差萬別的。


中國

中國柴達木盆地西部的雅丹地貌群則具有世界上延伸最長的雅丹地貌群。中國雅丹地貌面積約2萬平方千米，主要分布在青海柴達木盆地西北部、玉門關西疏勒河中下游，新疆準噶爾盆地西部的烏爾禾、東部的將軍廟，吐哈盆地的五堡、十三間房，塔里木盆地東緣的羅布泊北部、樓蘭古城，北緣的拜城縣克孜爾魔鬼城等地。
范錫鵬曾在1962年將中國的雅丹地貌分為金字塔形、長壟形和流線鯨背形等3大類型。

穆斯塔法·哈里默夫在1988年經過實地考察后，將中國雅丹地貌分為以下8種類型：方山、犬牙狀雅丹、錐狀雅丹、金字塔狀雅丹、長脊狀雅丹、拱背狀雅丹、鯨背狀雅丹以及低矮流線型鯨背狀雅丹。


地貌分類

雅丹分類的目的是將眾多形態、規模、年代及發育階段和成因不同的雅丹地貌分別歸類并確定它們在雅丹地貌分類系統中的位置和聯系。由于采用的分類原則不同，各種分類系統也有差異。


從已有研究來看，國內有3種分類系統。其中陳宗器按大小與形成年代將雅丹按形態分為邁賽（mesas，平頂山）和雅丹（yardangs）；夏訓誠按成因把雅丹分為風蝕為主的雅丹、水蝕為主的雅丹和先水蝕后風蝕的雅丹三類；鄭本興按雅丹地層地球化學組成不同形成的顏色差異分為紅色雅丹、白色雅丹和黃色雅丹。

國外有2種分類系統，除了Cooke等按雅丹形態大小分為小、中、大三類雅丹外，需要重視的是Halimov等根據形態和發育階段，定性和定量相結合的原則，對柴達木盆地雅丹地貌提出的分類系統，在當前雅丹地貌分類研究中值得借鑒。


形成原因

巖性條件

巖性條件是雅丹形成發育的基礎。因對雅丹的定義不一致，雅丹形成發育可以在不同硬度和不同時代的巖石上。也有學者認為除硬度外，巖性中還應考慮其結構，并做了研究。如Goudie認為形成雅丹的巖體巖性相對一致，構造簡單，但有便于下切的節理發育。夏訓誠認為具有泥巖和砂巖互層的河湖相沉積物，泥巖層內發育有便于侵蝕的水平與垂直節理。


環境條件

現發現的絕大多數雅丹分布在極端干旱區，年降水量小于50毫米，植被稀少的平原地區，風蝕作用強烈；或較為濕潤的洼地，鹽類風化作用、地下水作用強烈的地區。很多學者根據地質歷史時期氣候變化研究，推斷高大的雅丹是在更新世冰期干冷多風的氣候環境下形成的，或更早的干旱氣候環境下形成的。


動力條件

動力條件是雅丹地貌形成的關鍵因素，現主要集中于外營力條件的研究，包括風力和水力等方面。
雅丹分布于極端干旱區，風力作用是其主要外動力。大多數學者認為單一風向的強風是雅丹形成的主要外營力，也有學者研究認為部分雅丹的形成是由2組風向相反的風況所致。對風蝕的2種作用方式——吹蝕和磨蝕的作用機理，不同的學者也有不同的認識。El-Baz等認為吹蝕作用在不同巖性的雅丹上作用大不相同，在堅硬的巖石雅丹上，吹蝕作用不明顯；McCauley等認為松軟巖體上平滑且具有流線型外形的雅丹是吹蝕作用的結果。
Hobbs、Hagedorn和Grolier等認為磨蝕作用主要表現在雅丹整體形態與坡腳巖體顏色變化上，迎風端及兩側下部的拋光面和風蝕槽是由磨蝕作用形成的，并導致迎風端和兩側槽地的下切；但Whitney認為風力磨蝕太強則會導致風蝕槽的破壞，二次流形成的漩渦和攜帶的粉細沙等懸浮物質作用于巖體而形成風蝕槽，并將這種二次流命名為界面流（interfacialflow），認為是它攜帶微小顆粒磨蝕整個雅丹體。對風的吹蝕和磨蝕這2種作用方式的相對重要性，亦有不同觀點。對于美國加州的羅格湖區雅丹，McCauley等認為是吹蝕作用形成了平滑的流線型壟崗，而磨蝕作用則導致迎風端及兩側的下切，使雅丹間槽地變低；Ward等則認為磨蝕在槽地和壟崗的初期形成階段起到了很重要的作用，此后吹蝕作用不斷加強，并與磨蝕作用一起形成“風動力形態”（即流線型）；而Blackwelder認為羅格湖區低矮的圓形雅丹是其兩側與頂部隨氣流躍移的沙粒磨蝕而形成的。

雅丹地貌：新疆五彩灘
洪水作用也是重要的外營力。但對于洪水對雅丹的作用機理，也存在不同的看法:大部分學者認為，在雅丹形成初期，風沿著洪水形成的沖溝吹蝕，使沖溝不斷加寬加深。也有學者認為，在雅丹形成之后，洪水還會再次侵蝕雅丹間槽地，并在雅丹坡面上發育密集的切溝。同時，也有學者提出洪水在雅丹形成過程中存在正反兩種作用，認為強烈的洪水作用會起到破壞雅丹的作用。
除上述定向動力條件外，部分雅丹形成過程中，還存在其他非定向營力，如風化作用、重力坍塌、鹽類風化和龜裂等。
各營力在雅丹形成發育過程中各階段的相對作用亦不同。Goudie認為磨蝕作用在雅丹地貌形成初期及對相對高度較低的雅丹作用強烈；吹蝕對巖性較軟的沉積地層作用明顯；流水侵蝕切割作用，特別是山區暴雨洪水作用在雅丹形成初期起到很重要的作用，為風的作用提供通道；而鹽類風化和干濕變化為風力搬運提供了大量的碎屑物質。在雅丹形成后，重力坍塌也逐漸成為重要的外營力因素。

在雅丹地貌形成發育條件研究中，首先，定量研究十分薄弱。現僅有Ward等對吹蝕作用進行了風洞模擬實驗，而定量研究各條件，尤其是動力條件對雅丹形成發育過程的影響對理解雅丹發育模式至關重要。其次是缺乏長期監測。還沒有報道在雅丹分布區建立長期的觀測場，對雅丹形成發育過程及其環境要素進行觀測。版權所有山東聊城聊之旅國際旅行社有限公司，轉載必究！再次，對雅丹形成發育的內營力作用重視不夠。雅丹發育的內營力主要有構造抬升、沉降、褶皺、斷層和節理等，這些內營力因素對雅丹形成發育的地質基礎和對雅丹形成發育過程起到控制作用。如構造下沉，則導致地下水位升高，進而使雅丹底部遭受地下水浸泡，降低粘結系數，最終導致重力坍塌，快速走向衰亡；若構造抬升過高，則使雅丹發育的地層離地下水位太深，風化作用和風蝕作用則會更強，也會導致雅丹地貌衰亡。


發育過程


雅丹地貌循環示意圖

雅丹的形成發育過程研究，主要采用以下2種方法，一種是野外考察基礎上的理論推斷分析，一種是實驗模擬。
許多學者利用第一種方法對雅丹地貌的發育過程做出了推斷，所得出的結論都是大同小異，比較有代表性的模式有以下2種：

一是：夏訓誠通過對中國羅布泊地區雅丹地貌野外考察和理論推斷，認為其發育過程分為4個階段。第一階段為表面風化破壞階段，主要作用是風化作用，產生許多水平和垂直節理，使下伏的疏松沙層逐漸暴露地表，為外營力侵蝕創造有利條件；第二階段為雛形雅丹地貌形成階段，經風化作用形成的碎屑物質在風力或流水作用下被搬運，使地表起伏不平，但相對高差不到1米；第三階段是雅丹形成階段，因地表起伏和節理擴大，更有利于風化剝蝕作用，使表層泥巖逐漸消失，沙層直接暴露在地表，侵蝕速度加快，低洼處不斷加深和擴大，而凸起的部分因受泥巖保護而侵蝕相對微弱，形成相對高差數米到數十米的土丘與溝谷相間的地貌組合；第四階段是雅丹地貌消失階段，不斷的外力作用使凸起部分的面積不斷縮小，低洼面積不斷擴大，形成孤立的小丘，其下部的沙層因風蝕等被掏空，進而發生塊體運動，面積逐漸減小，高度也不斷下降，最后消失。


二是：Halimov等通過對柴達木盆地雅丹地貌的研究，認為在發育的各階段具有代表性的地貌形態，并且存在邏輯循環。他們認為扇緣或古湖床平原面受構造隆升后，在外營力作用下形成方山狀雅丹，再逐漸演化為長壟狀、平頂塔狀和金字塔狀，平頂塔狀最后也演變為金字塔狀，在此過程中，雅丹地貌是逐漸增高的。而古湖床平原面受鹽構造褶皺影響，在外營力作用下形成犬牙狀，并進一步發展為錐狀，此過程中雅丹也是增高的。版權所有山東聊城聊之旅國際旅行社有限公司，轉載必究！另外，扇緣或古湖床平原面在外營力作用下，形成逐漸增高的拱背狀雅丹，此后高度降低，形成鯨背狀雅丹，而長壟狀雅丹和鯨背狀雅丹進一步降低，形成低矮流線鯨背狀，最后全部消失，形成新平原。但Gutiérrez-Elorza等強調在該循環中應考慮構造因素，其將破壞這種循環過程。
實驗模擬的發育模式主要是通過風洞實驗得出的。Ward等將中細粒石英砂、玉米粉以及咖啡渣按1:1:1的比例混合并制作成雅丹模型，進行風洞模擬實驗。版權所有山東聊城聊之旅國際旅行社有限公司，轉載必究！通過對不同形狀模型的風洞模擬實驗，得出了風蝕部位的先后次序依次是迎風側棱角部位、迎風坡面、背風側棱角及模型兩側、背風坡面。各種形狀的模型，最后穩定形態的長寬比為4:1，風蝕的速率也逐漸降低。同時認為迎風端主要發生磨蝕作用，而中部和背風端主要發生吹蝕及回流和渦旋作用。

雖然諸多學者對雅丹形成發育模式進行了研究，但大多數只是在野外調查基礎上的理論推斷，對磨蝕、洪水和坍塌等在模式中的作用缺乏定量研究，對這些營力條件相互疊加后在形成發育過程中的作用研究少之又少。此外在模式中對內營力作用考慮較少。


空間分布

綜述

各學者的概念不同，加之技術手段的不斷更新和研究的深入，雅丹地貌在各地陸續得到發現，分布地點也在不斷增多。如今，除大洋洲和南極洲外，其他各大洲均有發現。版權所有山東聊城聊之旅國際旅行社有限公司，轉載必究！主要分布于降雨稀少、植被稀疏、風蝕作用強烈的干旱區和極端干旱區的沙漠邊緣，如西亞（特別是阿拉伯半島）和中亞，非洲撒哈拉沙漠和納米布沙漠，北美西部荒漠地區、南美洲西部海岸荒漠區，歐洲西班牙的埃布羅低地。中國主要分布在新疆羅布泊、哈密、疏勒河中下游地區、柴達木盆地和內蒙古烏蒙等地。雅丹地貌發育的物質基礎廣泛，有河湖相沉積物，也有火成巖、變質巖等；組成物質地質年代跨度大，從全新世到元古代均有報道。

據一些研究報道，在地外行星上也分布有類雅丹地貌，如在火星赤道附近AmazonisPlanitia地區的梅杜莎槽溝層（MedusaeFossaeFormation）上也有大面積的分布。


分布列表

  • 亞洲
分布區 巖性
中國新疆羅布泊孔雀河下游龍城雅丹地貌 中晚更新世河湖相泥巖、砂質泥巖、砂巖
中國新疆羅布泊孔雀河下游樓蘭古城雅丹地貌 中晚更新世湖相富含石膏層的淺棕色泥巖
中國新疆羅布泊白龍堆雅丹地貌 中晚更新世湖相灰白色砂泥巖夾石膏層
中國敦煌雅丹國家地質公園（三壟沙雅丹地貌） 中晚更新世河湖相淺棕色泥巖和砂巖互層
中國新疆阿奇克谷地雅丹 中晚更新世河湖相灰白色泥巖和砂巖互層
中國新疆烏爾禾魔鬼城 中生界白堊系吐谷魯群的灰綠色、棕紅色泥巖、砂質泥巖、砂巖、礫巖
中國新疆奇臺魔鬼城 侏羅紀、白堊紀的陸相地層
中國新疆五彩灣雅丹地貌 中—上侏羅統石樹溝群泥巖夾砂巖、含礫砂巖
中國新疆哈密五堡魔鬼城 古近系—新近系粉紅色、灰白色砂巖、泥巖和砂礫巖水平地層
中國甘肅瓜州布隆吉雅丹 晚更新世粘土和亞粘土組成的河流淤積層
中國甘肅瓜州橋灣古城雅丹 晚更新世粘土和亞粘土組成的河流淤積層
中國甘肅瓜州雙塔水庫西 晚更新世粘土和亞粘土組成的河流淤積層
中國甘肅瓜州鎖陽城南 晚更新世洪積層
中國甘肅瓜州百齊堡 全新世沖積層
中國柴達木盆地（俄博梁、一里坪、南八仙）西北 第三紀泥巖、粉砂巖和砂巖
中國內蒙古烏盟后山地區 第四紀沖積物和風積物
中國廣東惠來靖海資深園 晚更新世中晚期的風沙沉積物（老紅砂）
蒙古東戈壁省TavanHar 上白堊紀砂巖和泥巖
塔吉克斯坦喀拉—布拉 第四紀沖積物
印度杰伊瑟爾梅爾始 新世石灰巖
阿富汗哈姆恩 第四紀沉積物與湖相沉積物
伊朗盧特沙漠 更新世泥質粉砂巖和含石膏的砂巖
敘利亞固結 沙丘
巴林風成 沉積巖與始新世石灰巖
阿曼沃希拜 沙漠風成沉積巖
沙特阿拉伯北部 寒武紀—奧陶紀砂巖和其他基巖
科威特北部Um Al-Rimam 低地中新世中期砂巖，漸新世—中新世晚期鈣質巖和第四紀沉積物
  • 非洲
分布區 巖性
埃及哈里杰 全新世湖泊與沼澤相沉積物
埃及哈里杰
全新世湖泊與沼澤相沉積物
埃及費拉菲拉 干湖盆沉積物；全新世湖相沉積物
埃及達赫萊地區 早第三紀石灰巖
埃及哈里杰 全新世湖泊與沼澤相沉積物
埃及費拉菲拉 干湖盆沉積物；全新世湖相沉積物
埃及達赫萊地區 早第三紀石灰巖
埃及西部 沙漠硅化石灰石，湖相沉積巖和白堊石灰巖
埃及西奈半島 努比亞組砂巖
納米比亞南部 火山侵入巖、片巖、流紋巖、砂巖和白云巖等
納米比亞北部 庫內納爾格元古代Swakop組火成巖和變質巖（片巖、大理巖、千枚巖等）
乍得博爾庫 古生代和下中生代砂巖
  • 北美洲
分布區 巖性
美國羅格湖 中等固結的更新世近岸和湖岸線沉積物（礫、砂、粉砂和粘土沉積物）
美國南達科他州 頁巖
美國加利福尼亞州莫哈維 全新世干湖盆沙丘沉積
美國科羅拉多高原 納瓦霍組砂巖和中生代泥巖和粉砂巖
  • 南美洲
分布區 巖性
秘魯皮斯科 海相沉積物
阿根廷門多薩PayunMatru火山區 火山凝灰巖和火山熔巖
智利、玻利維亞和阿根廷的安第斯山中段不同硬度的火山 凝灰巖
  • 歐洲
分布區 巖性
西班牙埃布羅 低地中新世石灰巖和石膏，未固結的湖相沉積物
  • 地外行星

分布區 巖性
火星AmazonisPlanitia地區 梅杜莎槽溝層

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