据研究CO2含量：    PCO2=0.0003大气压         PCO2=1个大气压
        0℃               1.02 mg/kg                3347 mg/kg
        10℃              0.7 mg/kg                 2319 mg/kg  
        20℃              0.52 mg/kg                1689 mg/kg
        30℃              0.39 mg/kg                1250 mg/kg
温度的影响: 有两种作用,影响水中CO2的含量，影响化学反映的速度
压力的影响：在土壤中PCO2的压力高，CO2含量高，岩溶能力强。
2、水的流动性
水中CO2含量与其能溶解CaCO3能力的关系不是一种直线关系，它是一种下凹的曲线。由于这种曲线关系，两种不同浓度饱和的水溶液相混合时，能使混合水溶液处于饱和状态，而重新获得溶蚀能力。这种因水的混合而产生的溶蚀作用称为混合溶蚀作用。
在自然界不流动的水质很容易达到饱和状态。但是由于流动性使不同浓度的饱和水溶液相混合产生混合溶蚀作用。故自然界的水才具有较强的溶蚀能力。
自然界是复杂的，当水流动时，其水量，水温和气压等条件是不断变化的。当条件合适时可以产生混合溶蚀作用。但是当水由水温低、气压大的地区流动到水温高、气压低的环境中时，也可造成原来不饱和的水达到饱和和过饱和状态，化学反应向着逆反应的方向进行，发生沉淀作用，重新形成碳酸盐沉积。
三．岩溶水的状态
在岩溶地区，地表水大多通过各种裂隙和孔隙进入地下，形成地下水流，故地表水比较缺乏，相反则地下水比较丰富。因此岩溶作用不仅发生在地表，更主要的是发生在地下。通常把可溶岩石内所含的一切地下水总称为Karst水或岩溶水。
岩溶水的运动直接影响着岩溶作用的进行和岩溶地貌的形成，故有十分重要的意义。岩溶水具有多种形式，如孔隙水、裂隙水、溶洞水等。有的有自由水面。而有的呈承压状态。在被大河深切的岩溶地区，岩溶水根据他们的运动方向自地表而下可分为四个带：
1、渗透带：地表以下至丰水期潜水面以上，有利垂直洞穴发育 
2、季节变动带：丰水期潜水面至枯水期潜水面，丰水期呈水平流动，枯水期呈垂直流，发育垂直和水平溶洞。
3、水平流动带：枯水期潜水面以下，直到低谷能补给河流的深度。水流呈水平流动补给河流、常年流动、并且有自由水面。十分有利于水平发育大规模的水平溶洞。
4、深部滞留带：位于水平流动带以下，水流动慢、水质交替弱、岩溶作用微弱。
第二节 岩溶地貌
一 .地表岩溶地貌
1、沟、石芽、石林
地表水流沿石灰岩坡上流动，溶蚀和侵蚀出的许多凹槽称为溶沟。溶沟宽十几厘米至数米，深半米至数米，规模不等。
溶沟之间的相对突出部分称为石芽一般的石芽较低，多为1—2m。
在条件适宜的地区石芽的高度可在10m以上，这种比较高的石芽称石林。云南 南石林的高度可达20—30m。
石芽可以出现在地表，也可以出现在地下，形成埋藏石芽。
2、落水洞 岩溶地区地表水从谷地流向地下河或地下溶洞的通道。它是岩溶垂直流水对裂隙不断溶蚀并伴随坍陷的结果。其直径一般小于其深度，直径一般<10m。深度在数十米至数百米以下。法国的“牧羊人深渊”落水洞深达1122m。而比利牛斯山上的“马丁石”落水洞深达1138m。
3、漏斗（岩溶漏斗） 岩溶地区一种碗碟状的圆形洼地，直径数十米以上，深数米至十几米，底部常有水道把其汇水排走。
1、    4、  岩溶洼地  四周由低山丘陵所包围的封闭洼地。其形状与漏斗相似。但规模大得多。其底部比较平坦，直径在100m以上，最大可达1—2km。岩溶洼地是漏斗逐步扩大，彼此相互连结发育而成的，其底部通常有落水洞和漏斗将地表水排入地下。
5、坡立谷（Polje）。指岩溶地区的一些宽广平坦的盆地或谷地。是由J.Cvijic首先使用。其原意为“可耕种的平地”，现已演变为专门描述平坦溶蚀盆地或谷地的专业术语。如桂林就处于一个坡立谷中，坡立谷中有漓江流过。
6、干谷与盲谷   
7、  峰丛、峰林和孤峰（Karst山峰）
a)         岩溶山峰的特征.
b)        孤峰、峰林、峰丛
二 地下岩溶地貌
地下岩溶地貌主要指溶洞和地下河
（一）溶洞的发育与溶洞的成层性
1、溶洞的发育
溶洞是地下水沿可溶性岩体的各种构造面（层面、节理面或断层面）。特别是沿各种构造面互相交汇的地方，通过溶蚀和侵蚀而形成的地下洞室。
溶洞的大小和规模差异很大，世界上最著名的单个溶洞是美国新墨西哥州的卡斯伯（Carsbad）洞。其内巨室长400m、宽230m、高100m。我国桂林著名的七星岩溶洞最宽处70m，高约15m。
溶洞在发育上主要集中在水平流动带，那里不仅常年有地下水活动，并且地下水具有承压性。其溶蚀能力不仅高，具有承压性质的水流也具有极强的侵蚀冲刷能力，有利于洞室的扩大。溶洞发育初期往往是溶蚀占主导地位。但洞穴已经形成，具有承压性质的地下水流的侵蚀作用也不可忽视，它是溶洞迅速扩大合并的重要动力条件。
由于大型得典型溶洞主要形成于地下水的水平流动带，而地下水的水平流动带又表面大河流的水面控制，因此典型溶洞的分布有成层性，并且这个层的高度与大河流的水面有关。如若大河流因构造和其他条件的变化，水面多次下降的话，在石灰岩地区可以形成多层溶洞，并且各层溶洞的高度和时代也可以和大河流的阶地进行对比。据此我们也可以研究溶洞发育的时代和区域构造活动，地貌演化等。
（二）溶洞堆积物及其堆积地貌形态
溶洞是由地下水的溶蚀和侵蚀作用造成的。但是当地下水在流动过程中因条件的变化有时也发生堆积，形成各种堆积地貌形态和堆积物。发生在溶洞中的各种堆积作用统称为溶洞堆积作用。概括起来溶洞中主要有以下几类堆积：
1、    1、  化学堆积 在可溶性岩石地区，当地下水自洞顶或洞壁字裂隙渗出后，由于压力、温度等条件的变化，水中的Ca（HCO3）2变得过饱和时，CaCO3便沉淀下来形成化学堆积。它可以形成如下形态；
    ①石钟乳（钟乳石）
②石笋
③石柱
④石幕（石幔）
2、重力堆积
3、地下河湖相堆积
4、生物与文化堆积
第三节 岩溶地貌发育的几个问题
   一 岩溶基准面问题
岩溶地貌向地下深处发育的下限称为岩溶基准面。有人认为河谷的河面或海面是岩溶发育的基准面，但大量的资料也表现在地表以下很深的地方也有岩溶过程。西南地区的隧道工程中发现在地表岩溶系统以下100－550m深处仍有溶洞。因此有人认为岩溶作用不存在基准面，有的话那也是可溶性岩石的底板。
但是，客观的说，岩溶作用应当主要是发育在地下潜水面附近，这个潜水面是受河流水面控制的。因此我们倾向于认为河流水面是岩溶基准面。
   二 岩溶地貌的地带性特征
岩溶作用是发生在可容性岩石地区的一类地貌过程。但是岩溶作用的强度特征深受自然地理条件特别是气候条件的影响。因气候条件的差异，岩溶作用的特征、强度及形成的地貌表现出极大的差异性。因此岩溶地貌具有一定的地带性。现将几个主要地带的岩溶作用特征和 形成地貌的特点简述如下：
1、热带，亚热带季风型岩溶（以溶蚀作用为主）
降水多，高温，繁茂的植被，溶蚀作用十分旺盛，形成十分发育的Karst地貌。这不仅表现在地表岩溶上，也表现在地下岩溶上。十分发育的Karst地貌具体表现在如下几个方面:
  ① 峰林发育的最好
② 漏陷地貌和谷主坡发育
③ 石芽和溶沟十分显著，石芽高大
④ 地下溶穴发达
2、亚热带地中海型气候岩溶
以南斯拉夫Karst高原为代表，该带夏季干热，冬季冷湿，水热条件不如热带。故Karst地貌不如热带典型。但地表及地下Karst仍是相当发育的。地表多见落水洞，溶蚀洼地，坡立谷，干谷与盲谷等，缺乏发育完美的峰林。
3、温带湿润气候的岩溶
雨量及热量条件均较上述二带差，故岩溶作用不强烈，地貌不明显，地表Karst以干谷为主，石芽，溶沟，落水洞及溶蚀谷地不发育。地下Karst以溶孔、溶隙和小型溶洞为主。缺乏大型溶洞。
4、寒热及高山型岩溶
气温低，水多以常年冻结和季节冻结的冰的形式存在，因此岩溶作用微弱。因此存在少数圆形洼地和小型漏斗。地下Karst主要是蜂窝状溶孔及小型溶洞，但是在高山地区由于融冻风化强烈，崩解作用常沿断裂、节理和层理面进行。也常形成类似于热带的峰林地貌，但规模很小，并主要分布在断层面附近。
5、干燥地带的岩溶
气候干旱少雨
三 古岩溶
青藏高原上的古岩溶问题。
第七章 冰川地貌和冰川堆积物
 第一节 冰川的形成和类型
一、冰川的形成
⑴　雪线：多年积雪区的下界称为雪线，雪线是纯物质的平衡线，在雪线上雪的积累量与消耗量相等，所以有人有成雪线为零物质平衡线。只有在雪线以上，雪的积累量大于消耗量，雪才能积累形成冰川，因此雪线是冰川的生命线。
影响雪线的因素主要有三个：①温度；②降雪量；③地形条件。
⑵　成冰作用：刚从空气中降下的雪称为新雪，具棱角状。新雪降到地面以后在自动圆化作用下，由棱角状转变为圆球状，这种圆球状的雪我们称为粒雪。粒雪形成以后，由于雪越积越厚，粒雪所承受的压力越来越大，在巨大的压力作用下，空气被排走，粒雪发生重结晶作用，聚集变大，便形成了重结晶冰型的冰川冰。这种作用一般发生在十分寒冷的两极地区，所以称为冷型成冰作用。在较为暖的中纬地区，当温度很高时，表层雪冰融水活跃，融水沿孔隙下渗，这时雪层内部的低温使下渗水以粒雪为核心冻结成冰，形成渗浸－冻结型冰川的冰川冰。这种作用主要发生在气温较高的中纬度高山地区，故又称暖型成冰作用。
⑶　冰川运动：在压力作用下，冰的晶体之间的相互位置就可以发生变动，从而产生塑性形变，这是冰川运动的前提条件。导致冰川运动的主要因素是重力和压力。
二、冰川的类型
据冰川的形态、规模和地形条件可把冰川分为以下几种类型：
⑴　山岳冰川。呈线状，一般分布在中低纬度高山地区。
⑵　山麓冰川。由山谷冰川超越山地范围，流出山口，在山前平地汇合而成。
⑶　大陆冰川。规模最大的一类冰川，面积可达数百万平方公里。
⑷　高原冰川。一般发育在中低纬地区的高原上，是大陆冰川和山地冰川的过渡类型。
三、冰川作用
⑴　侵蚀作用。主要有压蚀、磨蚀和掘蚀三种侵蚀作用。
⑵　搬运作用。
⑶　堆积作用。
第二节 冰川地貌
一、冰斗、刃脊、角峰。
冰斗呈半圆形，三面环以陡峭的岩壁，开口处为一高起的陡坎。冰斗的岩盆的最低高度代表发育冰川时的雪线高度。刃脊和角峰是冰斗演化的结果。
二、冰川槽谷。
一般呈U型，故又称U型谷，是冰川地貌中最为明显的地貌类型之一。其在平面上一般表现为中上游宽，下游窄，据此与河流谷地相区分。
三、悬谷。
由干、支冰川的侵蚀能力不同所造成的支冰川谷底高于干冰川谷底的地貌特征，是山地冰川地貌所特有的特征。
四、羊背石（鼻形地形）
在冰川槽谷的底部，常分布着成群由比较坚硬均一的岩石组成的像羊群一样的微微突起的基岩小石，称为羊背石。
第三节 冰渍物与冰川堆积地貌。
一、冰渍物的基本特征：
１．粒度特征：大小差异很大，含十分粗大的砾石是冰渍物的粒度显著特征。
２．岩性特征：受冰川作用地区基岩岩性控制。
３．矿物特征：受冰川作用地区岩石矿物组成的控制。
４．结构特征：一般冰渍物不具备明显的层理，但有明显的定向排列趋势。
５．冰渍物的形态特征：大多数的冰渍物为棱角状和次棱角状，其磨圆度较差。具擦痕和新月形裂口。
６．冰渍物的砂砾特征：在扫描电镜下冰渍石英具有很特殊的表面特征：①冰川环流下的石英砂通常是棱角尖锐的脊；②较大颗粒上具有典型的贝壳状断口；③在海洋性冰川的冰渍物的石英砂上形成很深的圆形深坑和清晰的擦痕。
二、冰渍地貌
⑴　冰渍丘陵：由冰渍所组成的大大小小的圆包状起伏地形。
⑵　鼓丘：由滞积组成的椭圆形丘陵。
⑶　终渍堤：由冰川搬运物在冰川末端堆积成的弧形堤。
⑷　侧渍堤：当冰川融化后退时，在冰川的两侧由融出渍堆积形成的长堤状地形。
第四节 冰水堆积物及冰水堆积地貌
一、冰前沉积。
１．冰水扇，冰水冲积平原。
冰水流出冰川末端后，立即分散为没有固定河床的细小溪流，冰水的搬运能力巨减，冰水携带的多余物质便在冰川外围堆积下来。山岳冰川形成平缓的扇状地形称冰水扇；大陆冰川和山麓冰川形成冰水冲积平原。
２．冰水阶地。
３．冰湖沉积。
二、冰川接触沉积。
冰砾阜阶地和冰砾阜、锅穴、蛇形丘。
三、冰川地貌组合：冰川的侵蚀地貌、堆积地貌和冰水地貌有规律的分布称为冰川地貌组合。
１．山地冰川地貌组合。
２．大陆冰川地貌组合。
第五节 古冰川遗迹的确定。
⑴　深入研究各种地貌和堆积物的特点以及它们之间的相互关系。
⑵　妥善区别冰渍物与其他成因的堆积物。
⑶　注意研究冰川地貌、冰渍物以外的能指示冰期环境的有关证据，如冰缘现象、古植被、古动物群、黄土等。
⑷　冰期的划分。
Ⅰ．地貌划分法：a．冰斗方法；b．槽谷方法；c．冰渍、冰水阶地。
Ⅱ．沉积划分法：a．终渍堤；b．冰渍间的相互关系。
第八章  冻土地貌
第一节  冻土的基本要领
一、冻土的基本特征
冻土：温度零度以下，含有冰/无冰，寒土。
二、冰土的厚度和分布
纬度地带性分布、垂直地带性分布。多年冻土带南界、多年冻土带下界；
季节冻土带、多年冻土带
三、影响冻土发育的因素
气候、海陆分布、土质、地形坡向、植被、雪盖
第二节  地下冰
冻土内所含的冰称为地下冰。按其成因及埋藏方式可分为构造冰、洞脉冰和埋藏冰三类。
一、构造冰
当温度降到零度以下进，土层中原有的水分冻结生成的地下冰称为构造冰。它可分为四类：胶结冰、分凝冰、侵入冰和裂隙冰。
二、洞脉冰
地表水渗入到土层中冻结而成的冰称为洞脉冰。它可分为两类：脉冰和洞穴冰。
三、埋藏冰
原来已冻结的冰被堆积物所埋藏而成的地下冰，即为埋藏冰。它可由冰川冰转化而来，也可由河湖水结冻冰转化而来。
第三节  冻土区地下冰
按其与冰冻层的关系可分为三种：冻结层上冰、冻结层间冰和冻结层下冰。
 第四节  冻土地貌
由于温度周期性变化引起的冻土反复融化和冻结、从而导致的对土体岩体的破坏、扰动、变形甚至移动，称为融冻作用。它是高寒地区主要的地貌塑造营力，表现为三种形式：冰冻风化、冰冻扰动和融冻泥流。
一、石海、石河
石海：基岩经剧烈的冻融风化破坏产生大量的巨石、角砾，它们就地堆积在平坦的地面上所形成的满布石块的地形。富有节理、硬度较大的块状基岩是形成石海的物质基础。严寒而温差较大是其形成的气候条件。石海形成后，很少移动。有人认为石海是多年冻土的村志。有研究认为石海的分布高度总比雪线低200~500m。
石河：山坡冻融崩解产生的大量碎屑充塞、滚落到沟谷中，由于厚度加大，在重力作用下沿湿润土层表面发生整体运动，这种运动的石块群体即称为石河。其运动速率较低。
二、构造土（冰冻结构土）
由松散沉积物组合的地表因冻裂作用和冻融分选作用形成的网格形成的地貌形态。按其组成成分和作用性质的差异，可分为两类：泥质构造土、石质构造土。
其形成过程：垂直分选作用、水平分选作用，形成地区一般比较水平。由于大小砾石抬升快慢不同，可形成大石环内有小石环的现象。
形成条件：有一定比例的细粒土、充足的水分。
形成时间：大雪山的观测表明，砾土埋下2cm，一个月即被抬出，侧向移动2-5cm。
三、融冻泥流阶地
在中等坡度（17-27º）的覆盖含充足水分的细粒土或含碎石细粒组成的缓坡上，夏季溶化，土层水分过饱和，因此具有可塑性，在重力作用下，沿冻结层表面或基岩面向下缓慢滑动，这种过程被称为融冻泥流作用，其土体称为融冻泥流。
四、热力岩溶地形
自然因素（气候转暖）、人为作用（开荒、工程建设等）造成沉陷，这种沉陷作用形成的一系列地貌。如沉陷盆地、热融湖等。
五、冰丘、冰椎
在冻土地区，由于冻结膨胀作用使土层产生局部隆起形成的丘状地形称为冰丘。在寒季流出封冻地表的地下水和流冰面的河水与冻结后形成的丘状隆起冰体，称为冰椎。
六、雪蚀洼地与高夷平阶地
第五节  古冰缘现象研究
一、冰缘沉积物
在冻土地区以融冻作用为主形成堆积物称为融冻堆积物，它含有如下几类：融冻残积物、融冻重力堆积物、融冻坡积物和风积物。
二、冰缘现象
冰楔和冰丘等
第九章  风沙地貌（干旱区地貌）
引言
在干旱地区，日照强烈、昼夜温差大、降水变率大、植被稀疏、地表裸露、风大而频繁。因此，地表径流贫乏、流水作用微弱，代之而来的是物理风化盛行、风沙作用强烈，在风沙作用下形成一系列独特的地貌现象。当然风沙作用并不局限于干旱地区。在半干旱地区，大陆冰川的外缘，甚至在温润气候带的植被稀少的海岸、湖岸和河岸也都出现。因此研究风沙地貌有着重要的实践意义和理论意义。
第一节  干旱区与风沙作用
一、干旱区
1、干旱区的定义
    干旱区一般是指降雨少，年降水量小于年蒸发量，降水不能满足一般作物或植物生长所需的地区。广义的干旱区包括极端干旱、干旱、半干旱三个亚地区或类型。关于干旱区的范围和界限，直至现在仍缺少较一致的认识，不同的学者根据不同的研究目的有着不同的划分标准，在这当中最重要的当属根据气候来划分。
2、干旱区的分布
根据梅格斯的分类，全世界的干旱区面积为4800多平方公里，约占陆地面积的33％，主要分布在长大区域，即：北非、亚洲中部、西南非、北美中部、南美的西南部和澳大利亚。
在我国干旱区是一条弧形条带绵亘于西北、华北北部和东北部、西部地区，总面积达71万多平方公里。其中干旱的沙质荒漠约占60万平方公里，占干旱区面积的84.5％。主要在新疆、甘肃、青海、宁夏和内蒙西部；半干旱地区11万平方公里，主要分布于内蒙东部、陕西北部和东三省的西部。
   二、风沙作用
1、风蚀作用
（1）近地面风特征：
近地面风的性质：运动着的气流也有两种形态，层流和紊流（湍流）。湍流是空气质点做不规则运动或旋涡状运动的一种流动方式，空气质点不仅有水平方向上的流动，也有垂直方向的交换，因此，它能把沙粒等固相物质卷到空中去，从而产生侵蚀。
根据观察和试验，在风洞内（直径L＝30cm），当风速在7cm/s以上时，D.Brunt算出风速大于1m/s空气运动就呈湍流。因此，底层大气的运动始终具有湍流的特点，只要条件合适均能引起沙子起动。
风速沿高程的分布：因为越接近地表，地表的摩擦阻力越大，故风速随高度而增大。实际观测表明，风速与高度的关系呈一定的线性关系。
（2）沙粒起动的临界风速
临界起动风速：沙粒要运动主要从气流中获取足够的能量以克服起阻力，因此，只有当风速达到一定条件时，它才能运动。使一个沙粒开始脱离静止状态发生运动的风速称为临界起动风速，一切超过起动临界风速的风，谓之起沙风。
影响临界起动风速大小的因素：
a.       沙粒粒径；
b.       地表的性质，植被和水份状态；
c.       风本身的性质，主要指风中含沙量的大小。
 （3）风蚀的方式：吹蚀、磨蚀。
2、风沙的搬运作用
含有沙粒的风称为风沙流。
（1）       沙粒的运动方式
悬移：沙土颗粒保持一定时间悬浮于空气中，并以与气流相同的速度向前运移，此即为悬移运动。小于0.05mm的粉沙和粘土物质才能发生悬移运动，并随风悬移数千里之外。
跃移：0.1—0.15mm直径的沙粒最易跃移。
蠕移：0.5—2.0mm直径的沙粒一般属于蠕移。
（2）       输沙量（风沙流及其输沙量）
输沙量：单位时间内通过单位面积沙的量（g/cm2），决定输沙量的因素是风速和高度。 当风速达到或超过沙粒的起动速度以后（我国的沙漠沙粒径0.1～0.25mm对裸露的沙质地表来说，当距地表2m高处的风速达到4m/s左右，或者气象台站风标风速大于等于5m/s沙子就可起动），沙粒被起动，空气中夹杂大量颗粒，这时的风称为风沙流。
风沙流的结构：气流中所搬运的沙粒在搬运层内随高度的分布称风沙流的结构。因为风的搬运作用主要是跃移，因此风沙流的固体物质主要集中在沙粒跃移的高度范围内。拜格诺的研究发现，在沙粒地区沙的最大跃移高度为2m；在沙面上，最大高度为9cm。因此风沙流中的固体物质主要集中在近地面层。切皮尔观察发现，在土壤表面90％的固体物质集中在近地面31cm，0～5cm高度内搬运着总搬运质60％～80％的物质。
3、风的堆积作用
（1）沉降堆积作用
气流中悬浮运行的沙粒当风速减弱，其下降速度大于湍流的垂直分速度时，发生降落沉积的作用，此即为沉降堆积。
（2）遇阻堆积作用
风沙流运行时，遇到障阻使沙粒堆积的作用称遇阻堆积。
 第二节  风沙地貌
    一、风蚀地貌
1、  风棱石
2、  石窗（风蚀壁龛）
3、  风蚀蘑菇和风蚀柱
4、  风蚀垄槽（雅丹地貌）
5、  风蚀洼地
6、  风蚀谷地与风蚀城堡
 二、风积地貌
风搬运的沙土物质，在一定条件下堆积下来形成的各种地貌称为风积地貌。沙丘是风沙堆积作用形成的基本地貌类型，其形态多种多样。沙丘的形成取决于风（包括盛行风向、风速、风频）、水文、植被、地形等多种因素，但风是最根本的。根据沙丘延展方向与形成沙丘的风向的关系，可将沙丘分为三个主要类型：横向沙丘、纵向沙丘、多风向沙丘。
 1、  横向沙丘：沙丘长轴方向与风向垂直，包括如下类型：
 （1）       沙堆：沙堆是一种特殊的沙丘形态。它主要是风沙流遇到障碍物（灌丛、地形变化）时，风速减弱，大量沙粒堆积在植物根部形成的。蝌蚪状沙丘是沙堆形成的最初形态。
（2）       新月形沙丘：该类型沙丘在平面上呈月牙形，交伸向前的两个角成为沙丘的两翼。两翼之间的夹角成为新月形沙丘的开张度，开张度的大小与风速的大小有关，风速越大，开张度越小。新月形沙丘在纵剖面上两坡呈不对称状，迎风坡较缓，坡度一般为5—20度，背风坡较陡，坡度在28—34度之间，相当于沙粒的休止角。这种沙丘一般不太大，多在3—8m，很少超过15m。典型的新月形沙丘多零星分布在沙漠的边缘地区。