风沙地貌形态动力学研究进展

来源：SCI期刊网 分类：农业论文 时间：2022-03-25 09:26 热度：

　　摘 要:风沙地貌是广泛分布于干旱、半干旱，甚至部分湿润地区，由风力作用形成的一种地貌类型。风沙地貌学是研究在风力作用下物质运动形成的地表形态特征、空间组合规律及其形成演变的科学，是地貌学中以风为外营力形成的地貌为对象的分支学科。风是风沙地貌学研究的基础，其贯穿整个风沙地貌学研究。风况决定了风沙地貌的形态特征、空间组合特征和演化过程，同时，沙丘表面气流和风沙流控制沙丘的形态演化过程和移动过程。风沙地貌经过 100 多年的发展，在沙丘形态特征、动力学过程等方面取得了长足发展。从风沙地貌观测方法、分析方法和形态动力学角度出发，总结了近年来风沙地貌形态、形成风况以及动力学方面的研究进展。随着新技术的发展，全站仪、三维地形扫描仪等新的形态观测设备开始应用于风沙地貌形态测量，使得大范围风沙地貌形态精准测量成为可能，为风沙地貌形态动力学研究提供精确的地形特征资料。同时，三维超声风速仪等高频风速观测仪器也广泛应用于风沙地貌动力学观测，从而探讨风沙地貌形态—近地层气流的互馈机制。但是，针对具体的分析方法，如风况与沙丘形态的对应关系，近地层气流的分析方法以及形态—气流互馈关系等方面，目前还没有好的解决办法。

　　关 键 词:风沙地貌;形态动力学;风况;气流

　　1 引 言

　　风沙地貌是广泛分布于干旱、半干旱，甚至部分湿润地区的，由风力作用形成的一种地貌类型。其不仅分布于地球，甚至广泛分布于其他星球，如火星、土卫六等[1]。风沙地貌学是研究在风力作用下物质运动形成的地表形态特征、空间组合规律及其形成演变的科学，是地貌学中以风为外营力形成的地貌为对象的分支学科。风沙地貌形态与组合特征、组成物质和形成过程是风沙地貌学研究的三大核心内容[2]。风沙地貌的形成与演化过程、空间组合特征和形态特征是区域内部环境与外部环境相互作用的结果。内部环境包括:沙丘演化系统的大小、地形与近地层气流的互馈、植被动态和沙源特征[3，4];外部环境包括:风况、沙源特征、沙源形态、区域限制( areal limits)和历史环境[3 ～ 5]。区域内部环境和外部环境共同控制沙丘的形成与演化过程、空间分布以及形态特征。风况是沙丘形成的动力条件，沙丘的形成与演化过程不仅受大气环流的影响，同时受局地气流的影响。宏观上，区域风况受大气环流的控制，风况不同，所形成的沙丘类型不同，窄单峰风与横向沙丘相联系，双峰风通常与线形沙丘相联系，而复合风则与星状沙丘相联系[6]。微观上，近地层气流，如背风侧分离流、地形旋转流、反向流和偏向流等[7 ～ 18]控制沙丘演化和移动过程。沙丘形态动力学特征是风沙地貌研究的重要内容之一。对风沙地貌形态动力学特征的研究，能为准确评价风沙地貌的区域特征、形成演化环境和过程以及为防沙治沙措施的合理配置提供良好的科学依据[19，20]。

　　2 观测方法

　　2. 1 沙丘形态观测

　　野外观测是风沙地貌形态和动力学研究的最基本方法。风沙地貌形态研究最精确的方法就是野外实地测量。大尺度风沙地貌形态形成过程缓慢，需要长期的观测[21]。但由于风沙地貌尺度较大，精密测量还存在困难。纵观风沙地貌形态研究历史，风沙地貌形态研究方法大致可分为 4 个阶段:①定性描述阶段(19 世纪末至 20 世纪 40 年代初)，主要利用文字来描述沙丘形态[22]。②定位/半定位观测阶段(20 世纪 40 年代初至 70 年代初)，主要利用插标杆法、重复测量和航片分析等方法[23]。③遥感监测阶段(20 世纪 70 年代初至 90 年代末)，在这个阶段，风沙地貌形态特征取得长足发展，主要利用遥感影像、GIS 技术等[24 ～ 27]。Hugenholtz 等[28]详细总结了近年来遥感技术在风沙地貌中的应用，并指出目前利用遥感和空间分析方法研究沙丘形态及演化过程至少面临着 4 个挑战:利用遥感影像确定植被盖度在沙丘固定初期的作用还不足，野外对沙丘形态及演化的实测证据远落后于模拟模型，沙丘空间模式的空间分析方法远不成熟，应该加强沙丘形态三维变化的野外监测。④三维综合测量阶段(20 世纪 90 年代末至今)。这一阶段，新技术开始应用于风沙地貌形态观测，如 GPS、全站仪、实时动态差分 GPS、三维激光扫描仪等[29 ～ 33]，使得大范围风沙地貌形态测量成为可能。尽管新技术能够实现风沙地貌的形态测量，但由于风沙地貌尺度大，需要进行多点拼凑才能形成一张完整的地貌形态图，这使得野外工作量很大，并且数据处理繁杂。近年来，作者在腾格里沙漠东南缘，利用全站仪对不同沙源状态下沙丘的形成与演化过程进行长期(2008 年至今)的野外观测。沙丘的形成过程包括由凌乱的无序状态向有序状态演化。在沙源丰富时，地表沙粒通过风力作用就地形成连续分布的沙丘，在 0. 5 年形成具有明显迎风坡和背风坡的沙丘链 3 个;1. 5 年形成明显的格局，沙丘数量为 5 个;2. 5 年至今，沙丘格局和个数不变。沙丘的演化过程主要体现为沙丘脊线的移动过程，而沙丘高度的增加比较缓慢。在沙源有限时，上风向沙源边缘的沙粒在风力作用下风蚀，在下风向一定距离堆积形成沙丘。在相同的范围内，有限沙源所形成的沙丘个数要比沙源丰富时少。同时，沙丘的演化过程主要表现为沙丘高度增加。

　　2. 2 风况观测

　　风沙地貌动力学研究方法包括野外观测、风洞模拟试验和数值模拟。野外对风沙地貌动力学研究包括宏观上区域风况观测和微观上沙丘近地层气流观测。区域风况主要依靠国家气象站资料，但由于气象站一般远离沙丘，所以，气象站的资料难以反映沙丘形成与演化过程的真实情况。因此，为了真实反映沙丘的形态与演化过程，就必须在沙漠内部建立测风站/点。近年来，在库姆塔格沙漠、巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠以及柴达木盆地沙漠建立了多个 2 m 高的测风点[33 ～ 40]，旨在从真正意义上解释沙丘的演化过程。风沙地貌格局影响风况的观测，所以测风站/点的选择非常重要。国家气象台站对气象站选址的标准，要求测风站/点附近 25 m × 25 m 范围内为比较平坦的地表。实际上，在我国的中部沙漠区，除库姆塔格沙漠和柴达木盆地沙漠的线形沙丘区有大片平坦沙地外，其他沙漠，如巴丹吉林沙漠、河西走廊沙漠和腾格里沙漠，很难找到符合国家气象台站选址要求的地方。为此，我们一般选择比较平坦且面积相对大的沙丘顶部安装测风站/点。同时，为了真实反映区域风况特征，一般需要在沙丘的上风向和下风向均建立测风站/点，但同时要考虑数据收集、仪器维护方便等问题。

　　2. 3 近地层气流、风沙流观测

　　近地层气流、风沙流的观测包括沙丘不同位置、不同高度的气流和风沙流，从而解释沙丘的演化和移动过程。早期的近地层气流观测多采用手动记录的手持机械式风速仪，随后是自动记录的机械式风速仪。近年来，随着技术进步，风速廓线仪[41 ～ 47]、二维超声风速仪和三维超声风速仪[18，48]逐渐应用于近地层气流的观测中。风速廓线仪能够监测沙丘表面气流流场特征和加速过程，但由于风速传感器数据采集频率低，只能观测沙丘表面气流的平均流场特征。风沙颗粒起动和运动对风速的响应在 1 Hz，甚至更快。同时，沙丘表面沙粒起动过程与气流的方向密切相关，所以常规的风速廓线仪无法进行高精度的观测。气流方向对风沙运动、沙丘形态演化过程等具有和风向相同重要的意义，但近年来气流方向的观测几乎没有十分有效的方法。传统的风向传感器能够进行气流方向的观测，但由于风向传感器采集频率低、多个风向传感器同时测量的技术问题、传感器安装等问题，导致近地层气流方向的观测还存在一定难度。但是，为了实现沙丘表面气流方向的观测，已有学者通过烟雾法、飘带法等进行气流方向的定性观测。近年来，已有学者尝试用二维和三维超声风速仪进行沙丘表面气流的观测[49 ～ 51]。二维超声风速仪采集频率相对高(可达 4 Hz)，三维超声风速仪采集频率更高(可达 100 Hz)，但由于二维和三维超声风速仪价格昂贵且数据处理分析方法比较复杂，目前在风沙地貌应用并不是很广泛。

　　沙丘表面风沙流观测仪器包括集沙仪[41 ～ 47]、碰撞传感器( 如 SENSIT，Safire，Saltiphone)[52，53]。目前，所用的集沙仪有几十种，包括主动式和被动式。广泛使用的集沙仪为被动式，包括 WITSEG 集沙仪[54 ～ 56]，主要应用于中国;改进 MWAC (Wilson and Cook sampler)集沙仪[57 ～ 59]，主要应用于欧洲;BSNE (the Big Spring Number Eight Sampler)集沙仪，主要应用于美国和澳大利亚[57 ～ 60]。尽管目前有多种集沙仪，但所有集沙仪都存在一个共同的缺点:集沙效率低、对不同粒径沙粒的收集效率不同和对风速响应不同。由于风沙流随风速变化而具有脉动的特征，而集沙仪只能研究风沙流的平均状态，所以研究人员试图通过电子传感器来监测风沙流的变化。所用的电子传感器有压电冲击传感器、声冲击传感器、光电传感器和电子传感器等，但由于这些传感器存在一些问题:①制造成本高，不能普遍使用;②对沙粒的响应阈值不同;③传感器形态设计不合理等。所以目前还没有一个合理的能够监测风沙流的设备[52，53]。

　　2. 4 模拟研究

　　风沙地貌动力学的模拟研究包括风洞模拟和计算机数值模拟。风洞模拟试验对风沙地貌的研究包括风沙运动、风蚀过程、沙丘形态演化过程(如利用沙波纹形成过程模拟沙丘形成过程)、沙丘表面气流特征等[61]。风洞模拟试验必须满足 3 个条件:几何相似、运动相似和动力相似[23]。事实上，由于风沙地貌的大尺度，风洞模拟试验只能模拟与风沙地貌相关的问题，如沙丘表面气流特征、风沙流特征。同时，由于相似问题，风洞模拟试验研究风沙地貌困难较多，有的甚至无法进行。

　　随着计算机技术的发展，数值模拟在风沙地貌中的应用逐渐增多，虽可以较快模拟沙丘的演化过程，但由于风沙地貌演化的时空复杂性，目前数值模拟结果仅能实现形态相似，而无法确定沙丘演化的时间问题，同时，由于野外观测资料缺乏，数值模拟结果难以进行对比。沙丘动力学过程的数值模型最早由 Howard 等[62] 提 出，随后发展了此模型[63]， Werner[64]也提出了一个动力学过程的数值模型，其克服了以前模型仅能模拟沙丘单体的局限性，而可以模拟沙丘群的发育过程。目前在沙丘形态动力学的研究中应用最为广泛的是 Jackson 等[65]提出的 JH (Jackson and Hunt)模型。近年来，计算流体动力学软件(Computational Fluid Dynamics，CFD)和元胞自动机模型(Cellular automaton model)等方法广泛应用于风沙地貌形态动力学的研究中[66 ～ 70]。兰州大学 Zheng 等[71]提出了 CSCDUNE(scale-coupled model of dune fields)方法模拟沙丘的形成与演化过程。最近，薄天利等[72，73]利用该模型探讨了沙丘的形成与演化过程。

　　3 分析方法

　　3. 1 沙丘形态描述方法

　　独立沙丘形态参数包括沙丘高度、间距、宽度、坡度、脊线长度、脊线走向等。不同沙丘形态参数的组合形成不同的沙丘地貌格局。地貌格局(Geomorphic patterns)系指地貌类型的空间组合形式，直观表现为各种图案，或称斑图，是一个自 20 世纪 90 年代以来才开始被地貌学界关注的科学问题[74]。沙丘的地貌格局最简单常见，最容易研究，因而被认为是地貌学中空间自组织的经典案例[74]。地貌格局的复杂性增加了沙丘地貌的复杂性，即使简单的沙丘形态也会具有复杂的地貌格局，增加了沙丘地貌学研究的难度。实际上，地貌格局是沙丘地貌最直观的特征，是引起早期研究者关注沙漠研究的突出特征之一，但对其研究恰恰是风沙地貌学界最被忽视的环节[40]。风沙地貌的地貌格局可以用沙丘密度(ρ = w /(w + w')，ρ 为沙丘密度，w 为区域内沙丘丘体 平 均 宽 度，w' 为区域内沙丘丘间地平均距离)[23]和缺陷密度(ρ = N/ L，N 为区域内沙丘个数， L 为脊线长度)[26，40，75]来表示。风沙地貌格局参数的一个重要用途就是用来预测沙丘形成年龄。根据 Werner 等[75]和 Ewing 等[26]的研究，沙丘演化过程是脊线的延长过程[74]。沙丘间距被认为是最重要的地貌格局参数[26，75]，Werner 等[75]认为，间距是沙丘形成时间、形成与发育的初始条件以及缺陷行为的函数。Ewing 等[26]指出，随着沙丘演化的推进，其走向趋于一致。在沙丘地貌格局参数中，缺陷密度 是一个相对独立的动力学变量。根据缺陷动力学理论[75]，沙丘地貌格局参数的变化起因于地貌格局中缺陷的行为。由于缺陷往往较其周围沙丘脊线低，因而移动较快，在移动过程中经常会与其他床面形态合 并，其结果是使沙丘脊线延长，沙 丘 间 距增大[40]。

　　3. 2 风况分析方法

　　目前关于区域风况的分析方法包括风能环境评价方法[6]、最大总输沙量的假说[71，76]和最大可能输沙量方法[77]。

　　3. 3 近地层风沙流、风速、风向分析方法

　　风沙流的形成过程受多种因素的影响，如风速、风向、地形、沙粒密度、下垫面特征以及空气温湿度等。目前对风沙流的分析主要采用数据拟合的方法，即参数估计法(在已知系统模型结构时，用系统的输入和输出数据计算系统模型参数的过程)。常用的方法包括最小二乘法、极大似然法等，其优点在于无偏性、一致性和有效性。但由于风沙流形成过程的复杂性，在无法预知风沙流影响因子时，非参数估计法可能是风沙流分析的更有效方法。非参数统计是数理统计的一个重要分支，其要求的假定条件比较少，因而其适用范围比较广泛。我们基于野外长期的风沙流观测数据，利用参数法和非参数法进行风沙流分析，结果表明，参数法和非参数法对风沙流的分析结果几乎相同，但非参数法在风沙流模型选择和高度分析上更具有优势。

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　　受地形影响，沙丘表面风速和风向发生明显变异。近年来，随着三维超声风速仪在风沙地貌中的应用，传统的近地层风速风向分析方法受到挑战。目前，三维超声数据分析方法主要是引用大气中的风速分析方法。数据分析方法包括了 3 种:①2 步校准:偏航旋转(yaw rotation)和俯仰旋转(pitch rotation);②3 步校准:偏航旋转(yaw rotation)、俯仰旋转(pitch rotation) 和辊转动( roll rotation)[49 ～ 52];③ 平面校准(planar-fit methods)[78]。不同数据方法对近地层气流参数(如雷诺应力、湍流结构)的分析结果不同，总的来说，2 步校准在近地层风沙研究中比较合适。近地层风沙运动形成特殊的风沙边界层，该层气流特征明显不同于大气边界层。因此，大气中的风速风向分析方法，能否直接应用于风沙边界层，该问题几乎无人涉及。近地层沙粒起动过程可能受到三维方向风速的影响，而上述数据分析方法将三维风速转换为一维风速，无法体现其他二维方向风速的作用，也就无法体现超声风速仪在风沙研究中的空间优势。

　　4 形态动力学

　　4. 1 沙丘形态与风况

　　沙丘的形态特征、动力学过程是认识和研究风沙地貌的基础。目前，关于风沙地貌的分类方法很多[22，71，79 ～ 86]。总的来讲，沙丘分类方法可划分为 2 种:形态分类法和动力学分类法。形态分类法将沙丘划分为新月形沙丘、横向沙丘、线形沙丘、星状沙丘、格状沙丘、反向沙丘和耙状沙丘等上百种沙丘类型[79 ～ 87]。动力学分类比较简单，仅可划分为横向、斜向和纵向[74，88]。

　　目前关于上述两大分类方法的沙丘研究都是独立进行的，如在以形态分类法为主的研究中，探讨不同沙丘形态形成和演化与风况的关系时，主要以 Fryberger[6]提出的风能环境为主要依据，评价沙丘形成和演化过程。根据输沙玫瑰图，Fryberger 将风况方向分布分为 5 种类型:①窄单峰型风况(90% 或以上输沙势分布于 2 个相近的方向范围之内，即分布于 45°夹角范围内);②宽单峰型风况(窄单峰型之外的其他单峰型风向分布);③锐双峰风型风况(风向分布集中在 2 个方向上，这 2 个风向(输沙玫瑰上最长的臂)的夹角为锐角(包括 90°));④钝双峰型风况(风向分布集中在 2 个方向上，这 2 个风向的夹角为钝角);⑤复杂风况(风向的集中分布方向多于 2 个，或没有明显的集中方向)。依据上述 5 种类型风况，建立了风况与沙丘形态的关系，如窄单峰风况与横向沙丘有关，双峰风与线形沙丘有关，而复杂风与星状沙丘有关(图 1a)。风向越复杂，形成的沙丘形态越复杂(图 1a)。由新月形沙丘向线形沙丘和星状沙丘转变，风向由单一风向转变为复杂风向(图 1b)。但在实际研究中，由于自然界风向的复杂性，风况类型或主要风向的分布并不容易划分，同时，Fryberger[6]的方法仅提出风况的划分标准，并没有提出具体的计算过程或方法。

　　不同沙漠的风况空间变化特征不同，如巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、河西走廊沙漠、库姆塔格沙漠和柴达木盆地沙漠的输沙势总体表现为西北部大于东南部，自西北向东南逐渐减小[36 ～ 40]。由于巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠和河西走廊沙漠位于冬季风和夏季风交替影响的区域，这 3 个沙漠的主风向均为西北风，次风向为东北风和东南风。库姆塔格沙漠风向受阿尔金山的影响，沙漠北部和南部明显不同，北部以东北风和西南风为主，但南部以东北风、西南风和西北风为主。柴达木盆地沙漠输沙势自西北向东南降低，主风向为西北风。风向的细微差别可能导致沙丘形态的差异，如董治宝等[35]在研究敦煌鸣沙山及库姆塔格沙漠南缘的星状沙丘时，提出了如下沙丘形态演变序列:新月形沙丘→横向沙丘→反向沙丘→格状沙丘→星状沙丘→复杂星状沙山。同样在库姆塔格沙漠的北部，耙状沙丘的形态演化也是由于区域风向的细微差别造成的，与其他地区线形沙丘发育风况相比，该地区有比较微弱的第三个方向风(偏西风)[35]。在河西走廊沙漠，前人认为该地区的沙丘主要为新月形沙丘，但从我们最近对该沙漠的考察可知，该沙漠的沙丘类型复杂多样，包括了新月形沙丘链、格状沙丘、灌丛沙丘、沙垄、金字塔沙丘、线形沙丘等类型。同样由于区域风况的细微差别、沙源和地形的影响，该地区的沙丘形态也存在上述的演化序列，即由新月形沙丘(链)—格状沙丘—金字塔沙丘逐渐演化[37]。对腾格里沙漠，在沙漠上风向边缘(西北区)，主要为新月形沙丘(链)，逐渐演化为格状沙丘，但在下风向(古浪县境内的旱麻岗沙漠)，沙丘类型主要为新月形沙丘(链)和灌丛沙丘，这主要是由于旱麻岗沙漠连续分布的冲沟分割了整个区域，从而无法形成格状沙丘[36]。在巴丹吉林沙漠，前人主要对沙漠内部的高大沙丘的形态特征以及形成因素进行了探讨，但对沙漠周边地区，如西南部的沙丘类型及形成过程几乎没有研究，由 Google Earth 高清影像可知，该地区的风沙地貌类型包括新月形沙丘、耙状沙丘、格状沙丘、横向沙丘、金字塔沙丘和复合沙丘等类型。传统风沙地貌认为简单沙丘和复杂沙丘不能共存，主要是由于形成不同沙丘类型的风况存在差异。巴丹吉林沙漠西南部的起沙风风向包括西南风、西北风和东北风 (鼎新气象数据)，而这种复杂风向下多种风沙地貌共存的现象，目前还没有合理的解释，这可能主要是由于没有详细的风况资料以及合理的风况分析方法。

　　以动力学分类为主的沙丘研究中，常以主风向或输沙风方向与沙丘脊线走向的关系进行划分[74，88]。如 Hunter 等[88]认为，主风向与沙丘脊线之间的夹角在 0° ～ 15°时为纵向沙丘，15° ～ 75°时为斜向沙丘，75° ～ 90°时为横向沙丘(图 2a)。但在实际研 究 中，主风向或输沙风方向比较难以确定。Rubin 等[74]提出了最大总输沙量的假说(图 2b)。但这个假说存在一些局限性:①假说中仅有 2 个方向，这与自然界多风向的情况不符;②假说应用和解释的局限;③最初输沙方向的假定;④内在假设的关联问题[90]。目前，利用该方法研究风沙地貌形成与演化主要是用于数值模拟[90 ～ 95]，结果表明 2 个输沙方向的夹角和 2 个方向输沙量的比值决定沙丘类型 (图2c)。如2 个风向夹角在0° ～ 90°时为横向，90°时为星状，90° ～ 180°时包括了横向、斜向和纵向，180°时为反向(图 2c)。尽管 Rubin 等[76]优化了该方法，提出了一种可以用于野外的风况分析方法，但该方法仍是对 2 组风向的分析，而不能使用于复杂风向。

　　风沙地貌形成与演化过程是一个自相关的过程[75]。沙丘的分类方法是人为对其进行分类，并不决定其形态特征、形成和演化过程。因此，我们有必要将 2 种分类方法结合，寻求 2 种分类方法的相同点，取长避短，推动和改进现有风沙地貌分类和动力学特征的研究。

　　4. 2 沙丘形态动力学

　　沙丘形态形成与演化过程是沙丘形态与近地层气流互馈作用的结果。沙丘改变近地层气流发展，同时，近地层气流也影响沙丘的演化过程。沙丘形态复杂多样，同时，气流的速度和方向也是瞬时万变，从而增加了沙丘形态动力学过程研究的难度。近地层气流是研究风沙地貌形成与演化的基础，但目前偏重于风速、单个沙丘表面气流的研究。气流在沙丘表面不同位置，其运动特征不同，如在沙丘迎风坡加速，形成地形旋转流，而在背风坡可形成分离流、重附未偏向流、重附偏向流和反向流[7 ～ 18] (图 3)。背风侧气流重附距离与沙丘形态特征，如迎风坡坡度、沙丘高度、间距等密切相关。目前还没有明确的气流重附距离与沙丘高度的定量关系，一般认为气 流 重 附 距 离 是 沙 丘 高 度 的 1. 6 ～ 15. 0 倍[8，10，40，90，96，97]。背风侧气流分离泡的高度和面积与沙丘迎风坡坡度密切相关[40]。对于连续分布的沙丘，背风坡气流重附距离影响沙丘自生形态的演化过程，但气流恢复距离则决定下一个沙丘的形态演化过程。目前关于气流恢复距离的研究差别很大，McLean 等[98]认为越过水下沙丘的水流，其恢复距离为 30 ～ 50 H(H 为沙丘高度);Lancaster[99]认为，单个新月形沙丘背风侧的气流恢复距离在 10 ～ 15 H 之间;而 Walker 等[9]认为，气流经过一个独立的沙丘后，需要 25 ～ 30 H 之间的距离才能使边界层得以恢复达到平衡。气流恢复距离的估算差异主要取决于 2 个原因。首先，恢复距离的定义不像重附距离的定义那样清楚，后者可以根据速度的水平分量来判定。其次，相对于重附距离而言，恢复距离可能受更多复杂因素的影响，如沙丘的几何形状、风向、气流的入射角度以及大气稳定度等(图 4)。——论文作者：张正偲，董治宝

文章名称：风沙地貌形态动力学研究进展

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