塔克拉玛干沙漠简单线形沙丘形态动力学过程研究

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内容摘要：

第23卷 第3期
2003年5月
中 国 沙 漠
J OU RNAL OF D ESER T R ESEARCH

Vol . 23 No . 3
May 2003
文章编号:10002694X(2003)0320257206
塔克拉玛干沙漠简单线形沙丘
形态动力学过程研究
收稿日期:2001211207 ;改回日期:2002201214
基金项目:中国科学院"百人计划"项目———风沙物理学资助
作者简介:王训明(1970—),安徽安庆市人,博士,副研究员,从事风沙物理,风沙地貌学研究.E2mail : xunming @public. lz.gs. cn
王训明,董治宝,屈建军,赵爱国
(中国科学院寒区旱区环境与工程研究所风沙物理与沙漠环境实验室,甘肃兰州 730000)
摘 要:采样分析,风沙观测以及计算结果表明,在不同风向作用以及沙丘形态参数改变等因素的控制下,简单线
形沙丘表面起动剪切速度有明显的差异.表面的气流强度随风向的改变而有所不同.气流与沙丘正交时迎风一
侧的输沙率远大于背风一侧同地貌部位的输沙率,但当气流与沙丘走向斜交时,沙丘两侧同地貌部位的输沙率差
异不是太大,这是线形沙丘在动力学过程中能保持其形态的最主要原因之一.风向的多变以及沙丘形态的变化使
风沙流内边界层内随高度的风速与所观测的输沙率虽也表现为幂函数关系,但相关性较低.沙丘表面被输移的沙
物质的粒度分布与下垫面物质组成有一定的差异,在中低强度的起沙风范围内,被输移的沙物质的平均粒径小于
下垫面沙物质的平均粒径,且随风速或输沙率的增大,粒度组成也趋于统一.总体上,地表沙物质的输移仍是一随
机过程.
关键词:线形沙丘;形态动力学过程;塔克拉玛干沙漠
中图分类号:P931. 3文献标识码: A
线形沙丘在世界沙海中分布占到沙海总面积的
50 %以上[ 1 , 2 ].在所有沙丘形态中,除简单形新月
形沙丘外,它是从20世纪60年代末期尤其是80年
代以来人们最为关注的沙丘形态之一,研究内容包
括表面粒度组成[ 3 ],动力学过程[ 4 ],沉积模式[ 5 ]等
许多方面.但在线形沙丘的形态动力学过程方面,
至今仍有不同的见解[ 2 ]:如起源模式有简单形新月
形沙丘演变说[ 1 ],双风向学说[ 6 ],双螺旋流说[ 7 ]等,
关于这一方面仍有争论;在动力学过程研究方面,自
一些学者利用6个风杯采集风速,风向数据以及采
用烟蜡烛指示风向以来[ 8 ],系统采集线形沙丘表面
风速,风向以及输沙率数据并不多,而这些亦是线形
沙丘形态动力学过程的基础研究之一;线形沙丘表
面蚀积状态与风环境变化则主要见于一些学者的研
究[ 9 ,10 ].但沙丘表面被输移的沙物质的粒度组成
与下垫面物质组成的关系,沙丘两侧的输沙率和气
流分布,以及线形沙丘形态参数与起动剪切速度,输
沙率,气流的定量关系等系统的研究较少,对线形沙
丘的形态动力学过程的研究也远没有横向沙丘成
熟,线形沙丘的各种形态如小型沙脊,赛夫沙丘
(Seif),波状线形沙垄(Zibar)等的动力学过程也未
能得到清晰的说明.本文通过系统的野外风沙观测
和采样分析等手段,结合前人的研究成果,着重阐述
简单线形沙丘的形态动力学过程.
1 研究区域与研究方法
研究区选在塔克拉玛干沙漠腹地(39°01′N ,
83°39′E),该区域的自然环境和风环境等已经有一
定的描述[ 11～13 ].所选择的样本沙丘为一简单线形
沙丘,观测点设置在沙丘中部(图1),沙丘走向为
N56°E ,长度大约1 800m左右,头部和沙丘尾部两
侧呈不对称形态,而设置观测点的沙丘中部两坡比
较对称,东北坡长9. 50 m ,从坡脚往脊线坡度从7°
演变为30°;西北坡长10. 20 m ,坡脚向脊线坡度从
0°增大为25°,沙丘高度为4. 20 m.
图1 观测点的具体布置部位分布
Fig. 1 Locations of measuring sites on linear dune
具体的研究方法分为几步进行.首先进行沙丘
表面气流分布观测,在所布置的观测点上,分别观测
10,30,60,80,100以及150 cm高度上的风速,确定
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不同高度上气流的分布形式,在沙丘的两侧和沙丘
脊线部位设置风向标,利用摄影等方法记录风向的
变化;其次,在具体观测气流分布的观测点设置积沙
仪,直接进行输沙率观测,并与具体的风速值直接对
应;第三,在采用1/ 1000电子天平称量并计算输沙
率数值之后,将积沙仪中所收集的沙物质和采集的
沙丘表面沙物质进行粒度组成分析,分析仪器为
Mastersizer 2000(Marvern Co . Lt d , U K),将二者的
粒度组成成分进行对比分析;第四,分析风速,输沙
率与粒度组成的定量关系.
2 结果与讨论
2.1 表面气流分布
2.1.1 粒度组成,沙丘形态与起动摩阻速度的关系
由于塔克拉玛干沙漠腹地丘间地沙物质的粒径
远大于沙丘沙,因此,当气流携带沙物质从丘间地向
沙丘迎风侧坡脚输送时,风沙流在迎风侧坡脚并未达
到饱和状态,在这一状态下根据输沙率与剪切速度
(u3)的关系应用输沙方程计算输沙率则有很大的问
题[ 14 ],即使从理论上对输沙量进行计算,剪切速度在
迎风坡坡脚的下降由于风沙流处于不饱和状态也很
难导致在此地貌部位输沙量有所下降,这与一些学者
所提出的迎风坡坡脚剪切速度下降会导致沙物质在
坡脚沉积有所矛盾[ 15 ];此外,沙丘迎风坡在风沙流活
动发生时风速廓线不遵循对数律早已经被认同[ 16 ].
因此,研究输沙率与气流关系的另一途径是通过贴地
层气流的变化来反映输沙率的变化.但贴地层气流
常常被跃移层干扰,而较高层的风速则不能保证所测
风速处于内边界层内[ 17 ].另一影响起动剪切速度的
因子是沙丘沙的粒径变化,Bagnold(1941)提出[ 18 ]:
ν3t=A(ρp-ρa
ρa
gd)1/2(1)
νt=ν3t
1
k
ln(
z
z0
)(2)
式中:A为常数,其在0. 08～0. 118之间变化,在本
文中取为0. 1 ;ρp为沙物质密度,在塔克拉玛干沙漠
地区,一般取为2 650kg m- 3;ρa为空气密度(1. 20
kg m- 3);g为重力加速度(9. 8 m s- 2);d为沙物
质平均粒径(μm);k为Karman常数(0. 4).
通常在研究中主要根据式(1)计算起动剪切速
度,其主要与沙物质平均粒径和气流性质有关.由
于直接测量起动速度比较困难,对起动速度的计算
主要根据式(2)对其进行计算.但计算剪切速度和
起动速度时,另一重要的参数粗糙度(z0)则很难测
定,z0主要由粒度组成,颗粒形状,排列方式,以及气
流性质等决定,无论是在定床条件还是在动床条件
下,粗糙度始终为一变量,在实际情况下很难测
定[ 19 ].在沙丘形态动力学研究中,一般将其看作常
数,其值通常取为平均粒径的d/15～d/30[20],d为
沙丘表面沙物质的平均粒径;当沙丘表面形成沙波
纹等微地貌形态后,Bagnold(1941)认为z0可取为1
cm ,其主要表示由风沙活动形成沙波纹的振幅.在
本研究的野外风沙观测进行时,线形沙丘表面沙波
纹振幅通常随风沙活动强度和迎风坡坡度有所改
变,波动幅度在1. 5～2. 5 cm之间,本项研究中,z0
值取为0. 067 cm.
坡度对起动剪切速度或起动速度的影响也有一
定的研究.一些学者[ 21 ]认为:
ν2
3t
ν2
3t
0
=
sinθ
tanα+cosα(3)
式中:ν3t
0
为水平面上起动剪切速度;ν3t为在坡度
为θ时的起动剪切速度;α为内摩擦角,在研究区域
为34°.
计算结果表明,在不同风向作用下,样本沙丘表
面沙物质的起动剪切速度有明显的不同.在偏东风
作用下,沙丘两侧起动剪切速度在0. 10～0. 21 m
s- 1之间变化,在偏西风作用下,起动剪切速度则在
0. 06～0. 23 m s- 1之间.因此,尽管气流运行的强
度减弱,但由于起动剪切速度的减小,沙丘的另一侧
仍能保持比较强的输沙率.
2.1.2 沙丘表面气流强度
样本沙丘不同高度上气流的分布有一定的差
异.从趋势上看,沿高程方向风速值呈增加的趋势,
但不同高度加速率并不相同(图2).150和100 cm
高度上脊线风速加速率最大,之后,在80和30 cm
高度上风速有所下降,在10 cm高度又有所恢复,这
一结果与Lancaster等(1996)在横向沙丘迎风坡所
观测的结果比较相似[ 16 ],在150 cm高度上脊线风
速为坡脚的168 % ,而10 cm高度上仅为119 %.
图2 简单线形沙丘表面不同高度上风速加速率分布
Fig. 2 Speedupprocesses at different heights over linear dune
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与主风向一侧迎风坡坡脚风速相比较,沙丘另
一侧(观测点1 ,2 ,和3)也显示了比较强的气流,低
层风速加速率大于高层的风速加速率;在所观测的
风速数据中,30 cm高度上采集的风速数据均大于
起动风速,这说明在主风向一侧坡脚有风沙活动过
程发生时,背风一侧亦有风沙活动发生,输沙率的观
测也证明了这一过程.但方向较主风向一侧有所改
变,为大致平行于沙丘走向方向,因而对保持线形沙
丘形态有重要的意义.
在一些文献中,一些学者也将风速加速率与沙
丘的一些形态参数如形态系数(H/L),沙丘高度等
相联系进行研究[ 1 ,2 ],指出一些形态系数与风速加
速率之间有线性关系[ 20 ]; Sweet等(1990)指出背风
坡气流强度与原始气流方向同沙丘走向之间夹角的
余弦函数的对数形式呈线性关系[ 22 ],尽管目前在此
方面的研究较少,本文所采集的数据仍无法对其进
行验证.
2.2 输沙率与气流之间的关系
目前,输沙率的野外实测研究主要集中在横向
沙丘的迎风坡[ 20 ],落沙坡[ 23 ],反向沙丘[ 24 ]等.野
外实测线形沙丘表面的输沙率的工作比较少见,但
野外观测气流与输沙率是沙丘动力学过程研究中的
必不可少的工作之一,很难采用数值模拟和实验等
途径代替[ 25 ].为揭示简单线形沙丘表面的沙物质
输移过程,笔者在所选择的样本线形沙丘表面设置
积沙仪和风速采集装置,对简单线形沙丘表面输沙
过程进行了系统观测.
由于观测过程中需要观测风向变化对输沙过程
的影响,因而在每一次输沙率数据采集的同时采集
风向.每一次积沙过程主要根据风向的稳定程度,
采集30 cm高度的风速数据,当风向有变化时,则停
止这一次的输沙率采集.所采集的输沙率主要根据
1/ 1000的电子天平称量后计算,其沙物质则被用于
进行粒度分析.沙丘表面的输沙率分布示于图3.
从图3可以看出,不同方向的气流作用下沙丘
表面输沙率的分布有一定的差异.因为采集输沙率
数据时沙丘主要是受偏西气流的控制,因此总体上
输沙方向为偏东方向.5次输沙过程中气流与沙丘
走向的交角不同,因而坡脚与脊线上输沙率之间的
比值亦不相同(表1).其比率除与风速的大小有关
外[ 20 ],与气流同沙丘走向的交角也存在一定的关
系:随交角的减小,比率也渐渐降低.此外,输沙过
程的强弱也与沙丘表面的沙物质粒度组成和沙丘的
形态参数如坡度,两侧的坡长等有密切的关系,沙丘
表面粒度组成和形态参数主要通过影响起动剪切速
度以及剪切速度等,从而使输沙率有明显的不同.
如同采用数值手段模拟沙丘的形态动力学过程所模
拟出的沙丘与实际沙丘形态只是形似而并不完全一
样[ 26 ],理论计算沙丘表面输沙率很难与实际输沙率
相一致,这主要是因为在实际条件下,有太多的因素
影响或控制沙丘表面输沙率分布,在目前的实验仪
器和模拟手段条件下,沙丘的动力学过程远未得到
解决[ 25 ].
图3 沙丘表面输沙率分布
Fig. 3 Sand flux distributions on t he surface of linear dune
表1 不同气流方向下坡脚与观测点输沙率
比值(qm/qtoe)
Tab. 1 Ratios of sand flux on the measuring sites to dune
f oot under variations of a irflow directions
次数123456
气流与走向
交角/(°)
R117. 4543. 2781. 24161. 5222. 151. 0084
R21. 468. 292. 3744. 442. 781. 0074
R30. 750. 640. 832. 792. 591. 004
R40. 300. 721. 613. 160. 961. 0014
R50. 710. 450. 652. 181. 371. 0034
同对横向沙丘的研究相似[ 27 ],本文亦主要采用
30 cm高度的风速值与输沙率数值相对应,所得的
结果如图4所示.在所研究的简单线形沙丘表面,5
次的输沙率与风速之间存在幂函数关系,但指数在
1. 0～12. 0之间变化,这可能与几个因素有关联:首
先,简单线形沙丘形态与横向沙丘有一定的差异,所
观测的线形沙丘坡度远大于横向沙丘,当坡形比率
(H/L)超过一定值,气流分离的现象尤为明显[ 28 ],
在此状态下坡度对气流性质与输沙率有不可忽略的
作用;其次,在一些学者研究其他类型沙丘的输沙率
与气流关系时[ 27 ],风向基本上少有改变,而本文对
线形沙丘输沙率与气流观测中,基本上每一次输沙
率数据的采集风向均有所不同,在此状态下,气流与
输沙率之间的关系必定有所不同,风向的改变不仅
涉及到气流的性质,而且亦涉及到气流与沙丘形态
参数之间的关系.
总之,在实测气流与输沙率之间的关系研究中,
当风向基本上没有改变,坡形比率在一定范围内时,
气流与输沙率之间主要表现幂函数关系,这在野外
952 3期 王训明等:塔克拉玛干沙漠简单线形沙丘形态动力学过程研究
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得到了多次的验证[ 27 ].但风向有变化,或坡形比率
较大,使气流与地表发生明显的分离现象时,其关系
则很难用幂函数表达.简单线形沙丘受沙丘两侧的
气流作用,当沙丘尺度较小时,其形态参数尤其是坡
度在每一次风沙活动中均可能有较大的改变,因此,
实测线形沙丘表面输沙率与气流的关系十分困难,
这仍亟待解决.尽管一些学者通过采用野外定点观
测沙丘表面的蚀积状态来解决这一问题[ 9 ,10 ],但这
仅能说明在一定时期内(如夏季风或冬季风作用期
间)沙丘形态与风向的关系,而不能解决风沙边界层
内气流与输沙率的定量关系.对大尺度环流特征与
沙丘形态的定性关系已经有一定的共识[ 1 ,2 ,29～32 ],
但在沙丘动力学过程研究中,沙丘形态与输沙率等
的关系仍需继续探索.
图4 30 cm高度风速与输沙率相关关系
Fig. 4 Correlation between wind velocity at 30 cm height and sand flux
2.3 物质组成与表面气流,输沙通量的关系
从被输移的沙物质粒度组成与平均风速的关系
看,30 cm高度风速在2. 0～7. 0 m s- 1范围内,被输
移的沙物质平均粒径在110～160μm之间,标准差
在0. 48～0. 72之间(图5).但从平均风速与平均
粒径和标准差的关系看,3者之间的关系并不十分
明显,输沙率与被输移的沙物质的平均粒径和标准
差的关系大致与平均风速的分布相同.这说明气流
对地表沙物质的输移并无选择性过程,沙物质的输
移仍表现为一随机过程[ 33 ].在气流对沙物质的输
移过程中,细沙物质被输移,而粗沙物质则被就地沉
积,随风沙活动时间的延长,细沙物质被聚集形成沙
丘或沙丘复合体,最终形成塔克拉玛干沙漠腹地丘
间粗沙地与复合,复杂线形沙丘相间分布的格局.
一些沙丘部位被输移的沙物质粒度分析结果也
表明其与下垫面物质组成有一定的差异.除观测点
2被输移沙物质与下垫面有相同的粒度分布外,其
余各点均有所差异,与被输移沙物质相比较,下垫面
物质有更广泛的分布.与世界上其他区域相比较,
塔克拉玛干属于明显的低风能环境[ 11 ],较低强度的
气流输送粒径较小的物质形成沙丘,而较粗的沙物
质就地沉积.从另一方面看,在沙丘形态发育至能
保持动态平衡以前,丘间粗沙地的粒度分布可以部
分反映区域沙丘的发育历史[ 1 ,2 ].
3 结论
计算结果表明,在不同风向作用以及沙丘形态
参数改变等因素的控制下,简单线形沙丘表面沙物
质的起动剪切速度有明显的不同.野外实地采样分
析和风沙观测表明,简单线形沙丘表面的气流强度
分布随风向的改变而有所不同.气流与沙丘正交时
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图5 平均风速,平均输沙率与沙物质平均粒径,标准差之间的关系
Fig. 5 Correlations between mean wind velocity , mean sand flux and meangrain size , standard deviation
迎风坡坡脚的输沙率远大于背风侧同部位的输沙
率,但当气流与沙丘走向斜交时,沙丘两侧同地貌部
位的输沙率则差异不是太大,这是线形沙丘在动力
学过程中能保持其形态的最主要原因之一.由于风
向的多变,风沙内边界层高度的风速与所观测的输
沙率虽也表现为幂函数关系,但与对横向沙丘的野
外观测相比较,其相关性远低于后者.沙丘表面被
输移的沙物质的粒度分布与下垫面物质组成有一定
的差异,在中低强度的起沙风范围内,被输移的沙物
质的平均粒径小于下垫面沙物质的平均粒径;随风
速或输沙率的增大,粒度组成也趋于统一,但总体上
说,地表沙物质的输移仍是一随机过程.
从目前对线形沙丘形态动力学过程的研究趋势与
程度看,线形沙丘的形态动力学过程远未得到解决,如
沙丘表面输沙率与气流的关系,简单线形沙丘的起源
和维持机制等在目前仅有一些理论上的假说和实验结
果,而没有直接的野外证明;最近一些学者[5 ]提出的线
形沙丘的沉积模式与Bagnold(1941)所提出的模式假
说有所不同,仅是对Namib沙漠的线形沙丘的观测中
得到的结果,而仍未能在其他沙海中有所验证.线形
沙丘的动力学过程应得到进一步研究.
致谢:本文得到刘贤万研究员评阅和指导,深表感
谢.此外,作者十分感谢N . Lancaster教授提出的
有益的指导和建议.风速数据采集装置由中国科学
院寒区旱区环境与工程研究所赵爱国高级工程师提
供,兰州大学资源与环境学院徐齐治高级工程师,张
家武博士提供Mastersizer 2000粒度分析仪,并给予
了种种帮助,谨致谢忱.
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Studies on the Morphodynamic Processes of Simple
Linear Dunes in Taklimakan Desert
WAN G Xun2ming , DON G Zhi2bao , Qu Jian2jun , ZHAO Ai2guo
(L aboratoryofB low nS an dPhysicsan dDesertEnvi ron ments,Col dan dA ri dRegionsEnvi ron ment alan dEngi neeri ngResearchI n2
st i t ute,Chi neseA cademyofS ciences,L anz hou730000,Chi na)
Abstract: Field experiment s show t hat t he airflow st rengt h varies wit h wind directions on t he surface of simple
linear dunes. The airflow directions are similar wit h t hat Tsoar(1983)suggested , but t he airflow shows some
characteristics of t he secondary flow in t he lee side of t he dune. The sand flux at t he stoss slope foot is much
higher t han t hat at t he lee side foot of dunes when t he airflow directions areperpendicular wit h t he dune t rend.
In comparison t here are slight divergences of sand flux on bot h sides of dunes when t he airflow directions are de2
flective wit h t he dune t rend. It is one of t he main mechanisms for linear dunes maintaining t heir morp hology in
t he dynamicprocesses. The sand flux wit hin sand2flowing boundary layer has not near relation wit h wind veloci2
ty because of t he variations of wind directions and landforms. Theparticle sizes of sands t ransported by wind
have some divergences wit h t hat of t he underlaying materials. The meangrain size of t he sands being t ransported
is smaller t han t hat of t he underlaying materials under t he cont rolling of t he medium2low wind activities. Ingen2
erally , t he sand t ransportation on t he surfaces of dunes is a stochasticprocess. U nder t he cont rolling of two
dominant wind directions t he simple linear dunes are accumulated and elongated. The sand2drifting winds in east
direction are responsible for much of sand t ransportation t han t hat in west direction do , so t here are lateral mi2
gration for t he simple linear dunes. The lateral migration of t he simple linear dunes , time scale of t he dune for2
mation , and t he ot her factors result in t he develop ment of t he compound/ complex linear dunes.
Key words:linear dune ; morp hodynamicprocess ; Taklimakan Desert
262 中 国 沙 漠 23卷
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