地貌的形成与发展

地貌的形成包括两个方面，一是地貌形成的物质基础，如岩石、构造等; 二是地貌形成的动力因素。当物质基础和动力因素不同时，形成的地貌形态也不一样。
1. 地貌形成的物质基础
地貌形成的物质基础包括岩石和地质构造。岩石的性质和地质构造的类型对地貌的形态都会产生影响。
(1)岩石
岩石(rock)或沉积物(sediment)是地貌形成的基础，任何地貌都是由岩石或沉积物构成的。不同类型的岩石可影响地貌的形态特征，因此在野外可根据地貌形态判别岩石的类别。影响地貌形成的岩石特征主要有成分、结构、构造和节理。
岩石成分(lithologic composition)就地貌形成而言，可把岩石分成可溶性岩石和不可溶性岩石两大类。可溶性岩石主要有灰岩、白云岩、岩盐、钾岩等。由于岩盐和钾岩溶解度大，分布也很局限，一般只在干旱气候区形成盐壳地貌。而灰岩和白云岩分布广泛，厚度大，经水的溶蚀作用可形成奇特的岩溶地貌，如广西桂林、云南石林、北京石花洞等地貌。灰岩的纯度(CaCO3)越高，越有利于岩溶地貌的形成。而不可溶性岩石类型很多，这类岩石经水、风、冰川等动力改造后可形成各种各样的地貌。如花岗岩经风化作用和流水的侵蚀作用可形成千奇百态的地貌，常以奇为特征，如黄山、三清山地貌; 若是红色的砂岩、砂砾岩、砂质泥岩等，在南方地区经地面流水的侵蚀作用则可形成类似岩溶地貌的 “丹霞地貌”，如在江西、广东等省; 如果是坚硬的石英岩、石英砂岩可形成险峻的地貌，如湖南的张家界; 若是软硬岩石相间的沉积岩，可形成阶梯状、塔状地貌(图 2-23)。
岩石的结构、构造(rock texture and structure)岩石成分的均一程度越高，越有利于形成规模较大、气势宏伟的地貌，如花岗岩、灰岩、石英岩等构成的地貌。在沉积岩中，厚层状岩石比薄层状岩石有利于形成规模较大的地貌，若是厚、薄岩层相间易形成阶梯状地貌或古塔状地貌(图 2-23)。

图 2-23 岩性特征与地貌形态

岩石的节理(joint)在花岗岩地貌中，它的奇特与岩石发育的3 组原生节理有关，风化作用和流水侵蚀作用沿节理发展，形成各种形态的地貌。在灰岩地区，节理控制地下水的溶蚀方向，也控制了地貌的形成，石林、峰丛、峰林、落水洞、溶蚀漏斗等的形成都受到节理的影响。
(2)地质构造
地质构造既能直接形成地貌，也能影响地貌的形成和形态。把由地质构造直接形成的或直接影响的地貌称为构造地貌，如断层崖、向斜谷等。影响地貌形成的地质构造主要包括地层产状、皱褶和断裂。

图 2-24 地层产状与地貌的关系

地层产状(stratigraphic occurrence)地层产状主要影响地貌的形态，尤其是地形面坡度的变化。水平岩层形成塔状的山丘，山坡的坡度陡缓相间变化; 缓倾斜的地层形成一侧山坡缓、另一侧山坡陡的单面山; 随着地层倾角增大，地形的坡度变陡，如果地层中夹有坚硬的岩层，可形成猪脊岭(图2-24); 直立岩层形成陡峻或直立的山坡。
断裂(fault)断裂构造造成岩石破碎，形成软弱带，使岩石的抗风化和侵蚀能力降低，常形成沟谷地貌(图 2-25)。多条正断层的组合构成地堑或地垒(图 2-25)，在地貌上形成谷地或山地。另外，断裂构造直接形成地貌，如断层面形成悬崖峭壁，如云南滇池西山、华山、武当山等的一些陡崖。

图 2-25 地质构造与地貌的关系(据邦达尔楚克，《地貌学原理》，1957)

皱褶(fold)皱褶的类型影响或控制地貌的形成。在背斜的形成过程中，其轴部处于拉张状态形成一系列断裂和节理，因此沿轴部经侵蚀作用常形成谷地。由于沟谷与皱褶横剖面的地层弯曲方向相反(图 2-25)，这种地貌称为逆构造地貌，但背斜也是可以形成穹窿或山丘的，这种地貌称为顺构造地貌。沿向斜的轴部多形成山，但也可形成谷地，相对比较少。总的来说，背斜成谷，向斜成山。
从区域地貌来看，地质构造控制了地貌单元的分布格局，如山脉、盆地、谷地等的走向都是受地质构造控制的。中国的几大山脉，如秦岭、祁连山、昆仑山、横断山、太行山等都是沿着构造带(造山带)发育的。
2. 地貌形成的动力因素
地貌形成的动力因素可分为内动力和外动力两部分，这两种动力在地貌形成上所产生的影响不同。内动力包括构造运动和火山作用，而外动力比较复杂，地球表层的运动介质都可成为地貌形成的外动力，如流水、风、冰川等。
(1)内动力
构造运动(tectonic movement)这是地貌形成最为重要的动力，是地貌形成的初始动力来源，可以说控制了从巨型地貌到小型地貌的形成和发展。按照构造运动的方向，它可分为水平运动和垂直运动两种形式。这两种运动形式对地貌形成的作用有所不同。水平运动导致山脉的形成，也可造成一些小型地貌的变形，如河流、山脊、洪积扇、阶地等的水平位移。垂直运动对面状地貌或台阶状地貌形成影响比较明显，如构造运动间歇性上升，就能形成阶地、夷平面等地貌。构造运动不仅使海陆格局发生变化，而且也可使地形起伏发生变化，从而引起地表的外动力条件的改变。随着山脉的隆起，地貌形成的外动力作用可由地面流水作用向冰川作用转变，化学风化作用和生物风化作用向物理风化作用转化。在我国西北地区，由于青藏高原的隆起，阻隔了印度洋的暖湿气流，导致外动力条件的改变，形成了分布广泛的风成地貌。
火山作用(volcanism)火山喷发作用直接形成火山地貌，如火山锥、熔岩平原、熔岩高原、火山口等; 在海底，形成海山、平顶山、大洋中脊等。
(2)外动力
地貌形成的外动力，按照地质营力的特点可分为地面流水、地下水、冰川、湖泊、海洋、风等动力，形成各种外力地貌(表 2-13)。
表 2-13 外动力作用及其地貌


地表的形态是外动力和内动力共同作用的结果，但这两者在改造地表形态的趋势上是不同的。内动力作用的总趋势是使地表起伏增加; 而外动力却相反，使地表起伏降低，即削高填低。内、外动力在不同规模的地貌中所起的作用也不一样，内动力对形成巨、大型地貌具有重要控制作用，而外动力在形成中、小型地貌中起的作用比较大(图 2-26)。内动力与外动力这一对矛盾的统一体，相互作用共同推动地表形态的发展和演化。

图 2-26 动力作用与地貌规模的关系


图 2-27 地貌的成因分类

3. 地貌的成因分类
根据地貌形成的动力因素，将地貌分成内动力地貌、外动力地貌和人工地貌。内动力地貌主要由内动力因素形成，像构造运动、火山活动形成的地貌，如断层崖、火山锥等; 外动力地貌主要由外部动力形成，又可分为地面流水地貌、冰川地貌、岩溶地貌等(图 2-27)。人工地貌是由人工改造形成的地貌，如运河、梯田等。

1899年戴维斯提出地形循环论，将地形的发展分为幼年期、壮年期和老年期，并定出各地形演化阶段的标准，成为一个从山地到准平原的下降式演化序列。早期盛行的“地文期”，即袭用这种地形循环说，以区域地貌发育阶段来划分时期。该地形演化模式，只能说明地貌发育阶段距离地貌开始发育的程度，没有地貌绝对年龄的实际含义，也不能确定地貌发展的先后。40年代后期，国外学者对地貌演化的循环论提出了质疑。近年来非循环观点在国外地貌学界发展很快，英、美等国地貌学者基本上不用循环论，中国也出现非循环观点。如侧重地形形成过程的“动力均衡”及“同时异形”观点等。按动力均衡观点，地貌变化是因某种占统治地位的地貌作用过程所建立起来的稳定状态，被分裂作用（如植被破坏造成的侵蚀作用）所破坏而致。这时分裂作用的能量已强大到足以超过抵抗力，即穿越其阈值地貌要恢复到稳定状态，就要调整这种地貌过程和作用力，从长时间来说，一个地貌演化过程是平衡的，但短时段内却不稳定。最早提出此概念的是吉尔伯特哈克认为河床下切速度和谷坡侵蚀速度呈准平衡。舒姆修订了平衡和临界。塞尔比认为动力平衡包含3种状态：①地形的形成作用；②伴随地形形成作用的地形形态调整；③在稳定状态时期中，形态实际上不调整。同时异形论者认为地貌演化不是按固定的时序，从年轻向年老地貌演化，而是同一时期、不同岩性和不同高程部位，因内外营力作用的差异，在横向上可形成不同的地貌形态，地貌发育和演化与地貌的动力过程性质（如垂向侵蚀和侧向侵蚀）有关。

地貌的形成发展过程实际上是内外动力的作用过程和相互作用过程。当地表主要表现内动力作用所形成的形态时，则称为构造地貌或内动力地貌。地表主要表现为外动力地质作用所塑造的形态时，则称为外动力地貌或补动力地貌。内动力地貌是区域地貌，是大地貌。外动力地貌是叠加于构造地貌之上的次级地貌。本区内动力地貌十分典型，外动力地貌类型繁多。

(一)构造地貌的形成与发展

遥感调查和前人工作资料表明，本区内动力地貌主要表现为断块构造地貌。断块剥蚀构造山岳和丘陵，断陷和断坳堆积平原都有发育。根据本区内动力作用的特点和剥蚀与堆积的相关性原理，本区内动力地貌的形成与发展可以划分如下几个阶段。

1.中生代晚期构造地貌奠基阶段

已有的地貌研究表明，当代地貌的基本轮廓奠基于新生代初。中生代晚期的构造轮廓是新生代初构造地貌形成的基础。区域地质研究表明，本区中生代开始已进入大陆边缘活动带的发生发展阶段，受太平洋板块和欧亚板块相互作用的影响，中生代早、中期，该区地壳表现为挤压作用，中生代晚期和新生代则表现为拉张作用。这一地质过程中，在刚性基底上产生大量的张性正断层及地壳大规模裂陷，形成一系列以大量沉积同生正断层为特征的大小断陷盆地。区内松辽断陷和伊通－舒兰断陷盆地等雏形形成。松辽断陷雏形形成之后，由最初的断陷，后期演变成坳陷，并堆积有厚度大于5000m的堆积物。由上不难看出，中生代晚期的构造为新生代初构造地貌的形成奠定了基础。

2.古近纪构造地貌雏形形成阶段

本区地壳进入古近纪地质时期之后仍处于北西－南东的拉张作用环境中，产生一系列继承性张性正断层和张性断陷盆地，如舒兰、敦化盆地等等，盆地中有相应的古近纪含煤地层、含硅藻土和油页岩地层形成，不整合覆盖于前古近纪地层之上。

对本区当今地质和地貌研究可以看出，本区地壳在经过晚中生代相对剧烈的构造变动之后，进入古近纪地壳相对稳定的地质时期，内动力地质作用相对微弱，外动力地质作用盛行。这一地质过程的标志是:不管在东部长白山区还是在西部大兴安岭山区，都存在有夷平面。夷平面是准平原上升或下降形成的一种地貌。上升形成山地夷平面，下降形成埋藏夷平面。准平原是在地壳活动相对宁静时期经准平原化形成的一种地貌。古近纪本区进入准平原化阶段，外动力地质作用削高补低形成新生代第一准平原面。新近纪初，本区地壳结束了古近纪的相对稳定阶段进入地壳运动相对活跃时期，东部区伊通－舒兰东支和西支断裂发生差异性升降运动，介于伊通－舒兰东支和西支断裂之间的地块下降，接受堆积，长白山地和大黑山地垒上升，并遭受剥蚀，伊－舒地堑断陷堆积平原形成，断陷堆积平原两侧的断块山地显现，地形出现起伏，奠定了东部区当代地貌的雏形。

早古近纪末新近纪初，西部区嫩江断裂和永茂铁矿断裂两盘发生差异性升降运动，当今的大兴安岭断块山岳上升并遭受剥蚀，形成剥蚀断块山地。松辽平原区下降，接受堆积，形成断陷堆积平原。西部区以上述北北东向断裂为界，地形出现西高东低的地形起伏，具有了当代地貌的雏形轮廓。

东部和西部上述断裂的差异性升降运动肢解了古近纪形成的第一准平原，在长白山和大黑山地垒等上升区形成山地(上升)夷平面，在吉林长白山地区称之为长白期夷平面。在西部上升的大兴安岭地区形成的山地(上升)夷平面称为布西期夷平面，松辽平原区和伊－舒地堑区形成了埋藏于古近纪地层之下的埋藏夷平面。此期形成的夷平面称第一夷平面。

由上可见，本区地壳运动经历了古近纪末新近纪初的活跃时期之后，地形有了东部和西部高、中间低的起伏，具有本区当代构造地貌的初始形态。

3.新近纪早中期构造地貌基本形成阶段

本区地壳经历了古近纪末新近纪初的活跃期后，再度进入了地壳运动相对宁静时期，外动力作用盛行，进入第二准平原阶段，削高补低形成第二准平原。至上新世末第四纪初，本区地壳运动再度活跃，继承性构造运动使东部和西部山区再度上升，伊－舒地堑和松辽平原区继续下降，本区地形起伏进一步加大。第二准平原被肢解，在上升的大兴安岭地区形成兴安期夷平面。上升的长白山区形成临江期夷平面。第四纪初上新世末，在上述地区形成的夷平面称为本区的第二级夷平面。此外，松辽平原东缘断裂四平－长春－德惠断裂发生差异性升降运动，断裂东盘的大黑山地垒上升，西盘松辽平原下降，当今工作区构造地貌的基本格局形成，具有当今工作区构造地貌的基本形态。

4.第四纪构造地貌进一步形成与发展阶段

本区地壳进入第四纪阶段后，继承新生代早中期构造运动的特点，东部断块山岳和丘陵，西部大兴安岭断块山岳继续上升并遭受剥蚀，松辽断陷平原和伊－舒地堑平原持续下降，接受堆积，当代断块构造地貌的宏观轮廓和形态进一步显现。

此外，在松辽平原区，隐伏断裂活动亦十分活跃，松辽平原内的高平原断块地貌、低平原断块地貌以及怀德－优龙泉－王府断块隆起等形成。这些断块之间的断裂虽然不像松辽断坳平原的边缘断裂和伊－舒断陷平原的边界断裂差异性升降的幅度如此大，但平原区的这些新断裂活动的速度也是十分惊人的。至此，本区当代构造地貌的完整轮廓形成。

(二)火山地貌的形成与发展

在本区构造地貌的形成及发展过程中，无论是山区还是平原区，沿张性断裂火山活动十分频繁，几乎贯穿于整个新生代阶段。在工作区的北部，形成五大连池火山群;东部地区形成伊通火山群、舒兰火山群、范家屯火山群和双辽火山群等;在西部大兴安岭山区也有零星的火山活动。这些火山主要沿北东向与北西向二组断裂的交叉汇点发育以中心式喷发为主，喷溢的玄武岩浆和喷发形成的玄武质火山碎屑堆积于地表，形成一座座拔地而起的火山锥和火山盾地貌，成为本区火山地貌的一大特点。本区火山地貌和火山堆积物的形成反映出本区继承性新断裂切割深度和活动的强度。

(三)外动力地貌的形成与发展

外动力地貌的形成与发展实际上是与内动力地貌的形成与发展同步进行的，也就是说，内、外动力地貌的形成与发展是相互伴随和不可分割的。例如，在地壳上升阶段，山岳和丘陵形成时，必然会出现流水的下切，形成沟谷地貌和流水堆积地貌等。在这里将外动力地貌的形成与发展单独列为一个章节进行讨论，主要是讨论那些规模较大而且对本区环境有重大影响的外动力地貌的形成与发展。以揭示本区主要外动力地貌形成发展时的内外动力特点。此外，还应该指出的是，有的外动力地貌，如风成地貌，它的形成与发展除与构造地貌相关外，还受到气候等因素的控制，因此在讨论诸如本区的风成地貌、冰川地貌时，还要涉及本区气候演变的一些过程和特点等等。

1.古湖积平原的形成与发展

遥感调查结果表明，古湖积平原是区内外动力地貌形成最早的一种地貌单元，分布于整个松辽断陷盆地之中，南抵辽东海湾，北至小兴安岭，东西到山前断裂，其分布范围之广，面积之大，属松辽平原地貌单元之最。它形成于早更新世中期。此期，古气候温暖、湿润，约相当于亚热带－温带气候。

第四纪初期，即早更新世，伴随松辽断陷平原的周边断裂发生的差异性升降运动，断块山岳抬升，盆地断(坳)陷下沉，接受厚度约50m至上百米湖相砂层、含砾砂层沉积，早更新世地层形成，为松辽古湖积平原的形成奠定了物质基础。

早更新世中期，松辽断陷平原的周边山岳与断陷盆地山前地带同时隆升，并导致东西边部湖积物面水露出，形成边缘隆升平原。而代表湖相沉积的灰白色粘土层区域分布稳定，并在依－舒断陷盆地东缘的长春伊通大南镇该套沉积物中首次发现纯净小玻璃介和疏忽玻璃介。此时，由于松辽断陷东西两侧抬升，湖泊中心向辽宁昌图双城子镇、长春腰分水岭、哈尔滨、北安、讷河一线迁移，接受厚度约几米至数十米的粉砂层和中砂层的沉积。而盆地边部隆升平原接受剥蚀，形成厚20～30cm红色风化壳。

2.冰碛冰水堆积水平原(台地)的形成与发展

区内冰碛－冰水堆积平原是区内规模较大的地貌单元，环松辽断陷盆地边缘分布，一般宽度为10～25km，最大的北部冰碛冰水堆积水平原宽度达可80km。

根据组成冰碛－水堆积平原物质的地质年代及其下伏地层为早更新世中期湖积层，上覆地层为中更新世黄土状粘土层，该平原形成于早更新世晚期至中更新世早期。

如前所述，本区地壳进入第四纪时，大兴安岭和长白山已隆生为山地，松辽断坳平原已下降形成盆地，东部和西部山区高而中间低的地貌格局已经形成，长白山和大兴安岭遭受风化剥蚀，成为松辽盆地碎屑物质的主要源区，松辽盆地成为来自东部和西部山区的碎屑物质的主要沉积场所。

早更新世晚期，本区气候干冷，大兴安岭、小兴安岭和长白山区有规模不等的山岳冰川和冰帽冰川形成，冰碛与冰蚀作用主要发育在周边中低山区，现今在长白山和大兴安岭仍然可见冰蚀地貌和堆积地貌。山谷冰川循谷流动至大兴安岭和长白山山麓和山前地带，冰川融化，冰川携带的大量碎屑物质经冰融水运迁移到下游沉积于松辽盆地地区，形成冰水河流和冰水湖泊堆积平原。

冰水堆积平原形成之后，当今冰水平原前缘陡坎断裂发生差异性升降运动，断裂两盘上升，露出水面，东盘下降，继续接受来自山区的碎屑沉积，这一过程自冰水堆积平原被肢解，一直延续到全新世。下降的松辽盆地区形成中、晚更新世和全新世地层，上升的冰水平原没有再接受新的堆积。

3.冲湖积高平原的形成与发展

冲湖积平原是本区重要的和规模较大的流水地貌单元之一，分布于松辽断陷平原的东部。它形成于晚更新世初期(516.1±39.7)ka。

中更新世中期，受第四纪地壳运动影响，山区不断上升而平原稳定下沉，松嫩古湖达到极盛时期，接受来自山岳、丘陵区的若干条河流搬运大量的亚粘土等细颗粒物质，堆积于当今松辽断坳平原的东部，形成以亚粘土(或称黄土状土)为主含有少量磨圆好砾石的土状堆积。这些含少量砾石的冲洪积亚粘土最初充填于中更新世之前的低洼地形中，填洼补平，呈现出当今所观察到的亚粘土和亚砂土具有厚度不同而且覆盖于不同的新老地层之上的地貌现象。来自山岳、丘陵区的亚粘土源源不断的堆积，渐渐形成了当今松辽断坳平原东部的冲湖积高平原的组成物质，中更新世地层形成。此时松嫩大湖南部到达辽北隆起南缘，西部以白土山冰水台地为界，东部抵依－舒断陷盆地，形成即早更新世古大湖之后，松辽平原中的第二期古大湖。

中更新世末－晚更新世初，本区进入地壳运动活跃期，松嫩断坳东部受抬升隆起作用影响，隆起的冲湖积区露出湖面，形成冲湖高平原。由于松嫩断坳盆地北部地区断隆，东部地区隆升和东西地区断陷的差异作用，导致湖泊继续向西部低平原区迁移，使西部地区同期沉积地层隐伏于地下深处。

晚更新世初期，伴随地壳的差异隆升作用，松嫩平原东部、北部抬升，使湖泊向西南迁移，并接受来源于早期高平原物质的补给，形成早更新统(Qp^al－l₃)亚粘土、亚砂土层的沉积。

晚更新世中期，松嫩平原东部继续隆升，导致晚更新世初期沉积亚粘土、亚砂土层露出水面，第二期湖成地面形成。

致此，松嫩冲湖积高平原雏形形成，之后经历了晚更新世中期－全新世阶段地壳运动和各种外动力剥蚀与堆积，形成规模大小不等的沟谷，使冲湖积高平原的表面更加凹凸不平，形成人们称谓的垄岗状、波状高平原。

4.冲湖积低平原的形成与发展

据本次遥感调查结果显示，晚更新世晚期，即18.3～18.1ka，松辽坳陷盆地不但存在大湖，而且西部边界已到达西辽河的通辽地区，空间范围分布巨大。其沉积厚度为几十米的细粒石英砂层，分选均匀、成分单一、区域分布稳定，其上砂层水平层理发育，含贝壳碎片。

晚更新世末，受长岭弧形断隆作用的影响，使原本相连通的晚更新世松辽古大湖，以其为界分解为北部的松嫩古大湖泊和南部东西辽河古大湖泊，并突显出新构造活动的重要性。

全新世早中期，地壳缓慢上升，北部地区晚更新世晚期湖泊逐渐缩小，湖积中心已缩小到齐齐哈尔以南至大安一线，形成千岛湖，并接受了淤泥质、砂土质冲湖积堆积。

此时，南部地区伴随长岭断隆作用，在晚更新世晚期冲湖积堆积物质的基础上，形成断隆与断陷相伴生的网格状构造格局，其逐渐缩小的古湖泊向断陷区迁移，并接受了早中全新世黑色淤泥质物质的沉积。同时个别断隆区接受剥蚀，直至中全新世初已达到接受沉积的环境，同样沉积了黑色淤泥质物质，并与下伏晚更新世晚期沉积的白色石英砂层呈假整合接触。这就是在野外为什么见到黑色淤泥直接覆盖于白色石英砂层之上的原因。

晚全新世，松辽平原整体抬升作用加强，湖泊退缩，冲湖积低平原的形成。由于地表水位较浅，供给量小于蒸发量，湖泊逐渐干涸，为区内盐渍化发育提供了物质及地貌环境，而退缩的湖泊沿新构造断裂发育呈现代河流，并猛烈下切，形成深切河谷。南部冲湖积低平原区地区的东西辽河、养牧畜河等河流形成宽约几十至上百米，深度可达3～5m槽形河谷。北部冲湖积低平原地区的嫩江、松花江方真正的连通流入黑龙江。

除上述低平原的湖泊外，本区还有残留湖和热融湖等，残留湖是由于早期的规模较大的湖泊萎缩后形成的小型湖泊。热融湖是由于冰缘地带的冻土融冻、埋藏冰块融化或残留岩块受冻融作用上拱(图版1.4.8)，当它们融化后形成地表塌陷，并积水形成湖泊，如乾安地区的独立湖泊。

5.风成地貌的形成与发展

本区风蚀地貌和风积地貌虽然都有发育，但风积地貌分布的面积和规模远远大于风蚀地貌。

晚更新世中期(70～30ka)，本区进入冰期阶段，气候干凉，植被稀疏，受蒙古高压的控制，西北季风盛行，西北大风吹扬大兴安岭山区和沟谷中的沙物质，向松辽平原方向迁移，并在松辽平原的中西部地区堆积了风积黄土和砂土，形成广阔的风积平原，风积前缘到达乾安一带，晚更新世末期至全新世是区内风积地貌发展的盛形时期，主要以东西辽河平原、长岭断垄和乾安地区最为发育。它们是在晚更新世末期，伴随长岭弧形断垄发生，导致晚更新世晚期湖积砂层外露水面后经风蚀与风积作用，原地起沙并经过搬运所制。这就是区内全新世沙漠和沙化形成的根本原因。

总之，通过松辽平原地貌形成与新构造运动、组成物质、地形高度的关系分析研究，首次提出区内风积地貌形成于晚更世末期至全新世。晚更世晚期湖积砂层是沙化形成的母体;东北部高平原控制区内黑土的形成、退化与空间分布范围;低平原区是盐渍化发育的地貌单元。