第-九-章--水圈与岩石圈的相互作用

第九章水圈与岩石圈的相互作用第一节岩石与水第二节岩石圈的结构与水系发育及流域性质第三节水的分布、负荷均衡与岩石圈的形变第四节构造—侵蚀—地貌循环第五节流水作用与流水地貌第六节海岸线与海岸带第七节海啸、泥石流、崩岸、滑坡——水圈和岩石圈相互作用的实例第八节河口地貌第一节岩石与水一、岩石的形成离不开水岩石,可以划分为沉积岩、火成岩与变质岩。无论是哪种岩石的形成都离不开水。沉积岩的形成经过了四个阶段:风化剥蚀阶段、搬运作用阶段、沉积作用阶段、成岩作用阶段。在风化剥蚀阶段,先成岩石的风化、剥蚀,离不开水的参与。成岩作用包括压固作用、脱水作用、胶结作用和重结晶作用。压固作用、脱水作用,实际上就是沉积物排水、脱水的过程;胶结作用过程中,许多胶结物质是由水(如地下水)带来的。重结晶过程中,也有水的吸收和释放.火成岩主要是由于岩浆冷凝而成的。比如,火山喷发,常常伴随着二氧化碳、水蒸气的逸出,故喷出岩往往气孔比较发育。岩浆侵入过程中,也常伴有水汽的逸出。可以说岩浆岩的形成与水的散失等因素有关。并且火成岩中也含有一定量的水,水是火成岩的组成成分之一。变质岩是由沉积岩或火成岩变质而成的。在变质过程中,也少不了水的参与。尤其是交代变质,气水热液起到了至关重要的作用。二、岩石的风化、剥蚀与水有关无论是火成岩、沉积岩,还是变质岩,岩石的风化、剥蚀,都离不开水的参与。正是由于有了水的参与,冰冻风化(冻融作用)才得以进行;正是由于有了水的参与,溶解作用、水化作用、水解作用、氧化作用、碳酸化作用等化学风化作用才能够发生;也正是由于有了水,才有了生物,才有了生物风化作用;也正是由于有了水的侵蚀作用,才使得新的岩石不断出露,岩石的风化作用得以不断地进行。三、岩石的性质决定了水的下渗、流动与循环岩石是否含水,含水多少,决定于岩石的孔隙率与裂隙率。固结的坚硬的岩石,一般来说在颗粒之间很少存在孔隙。岩石中的空隙,主要以各种成因的裂隙为主。岩石分化形成的风化产物或还未固结的松散沉积物的空隙率要大的多.通常将存在于松散的砂、砾、砂岩等孔隙中的水,称为孔隙水;把坚硬岩石裂隙中的地下水,称为裂隙水。根据储水和透水的能力,可将岩土层分为含水层和隔水层。岩层空隙中含水且能透水的岩层为含水层,如砂岩层、砾岩层等;而不含水或含水但不透水的岩层为隔水层,如粘土层、泥岩或页岩层通常为隔水层。在地表水循环过程中,水的下渗与地下水的流出,也是其中的一个重要环节。岩石的结构与性质,影响并控制了水的下渗与地下水的流出.四、水对岩石的侵蚀改变了岩石圈表面的形态岩石圈的结构和岩石圈变动(或构造运动),决定岩石圈表面的轮廓与构架。例如,海陆的分布,高原、山地、盆地、平原的形成等。外动力的作用则在这样的背景基础上,对其进行改造,从而改变了岩石圈表面的形态。水是外动力作用中最活跃的因素。在水的作用下,形成了河谷、阶地;在水的作用下形成了海滩、海蚀柱、海蚀崖;在水的作用下,形成了峰林、峰丛、石笋、石柱、钟乳石;由于水的侵蚀作用,在黄土区形成了塬、梁、峁,在高原边缘、在山地与平原或山地与盆地过渡区域,形成了峡谷、悬谷和飞瀑;由于固体水(冰川)的作用,形成了冰斗、U型谷、角峰、刃脊。在水的作用下,往往使高地变矮,洼地填平。第二节岩石圈的结构与水系发育及流域性质(不讲)一、岩石圈结构与水系发育在穹隆构造发育的地方,由于裂隙呈放射状或环状,发育的水系也呈放射状或环状,称之为放射状水系或环状水系;在褶皱岩层上,岩层走向与裂隙的走向多平行和垂直,易形成格子状水系;在水平岩层出露的地方,多发育树枝状水系。水沿水系运移,对岩石侵蚀、切割,刻画、塑造出千姿百态的地貌景观。二、岩石圈结构对流域性质的影响岩石圈结构,还决定流域的大小、形状和性质。流域可以分为外流流域和内流流域。外流流域是指流域的水汇入海洋的流域;内流流域则是指河水不流入海洋的流域。是外流流域还是内流流域,一方面,受到区域水分平衡的影响。例如,内流流域多出现在干旱少雨的区域,水分平衡为负值,没有足够的水使之流到海洋。我国的内流流域多分布在西北地区和青藏高原中北部干旱气候区,就是其中的一个例子。另一方面则受到岩石圈结构的控制。比如,内流流域多出现在一些封闭盆地或封闭洼地,如柴达木盆地内流区、准格尔盆地内流区、塔里木盆地内流区、吉隆盆地内流区、亚东内流区、羊卓雍错内流区以及东北地区的乌裕尔内流区和白城内流区。流域的形态也受到岩石圈结构与构造的影响与控制。流域是水循环的最有效、最基本的地域单元。反过来,改变了的水循环,又在一定程度上影响水动力对岩石圈的改造。第四节构造-侵蚀-地貌循环构造-侵蚀-地貌循环,反映了构造运动对水力侵蚀的控制和水力侵蚀对岩石圈表面塑造和改造的关系,是水圈与岩石圈的相互作用的良好的例证。一、侵蚀循环理论戴维斯于19世纪末提出的地貌循环(侵蚀循环)理论,描述了地面发育的阶段性。幼年期：水系尚未充分发育，河谷间分水地带宽广而平坦。壮年期：地面起伏最大，地面最为破碎、崎岖。老年期：地面由原来的高峰深谷变为低丘宽谷。最终形成一个高度接近于基准面的由基岩组成的微缓起伏的地面———夷平面或准平原。当地面再一次抬升,将会开始下一个侵蚀循环。在这样的地貌循环(侵蚀循环)过程中,岩石圈与水。二、剥蚀系统模式戴维斯的地貌循环(剥蚀循环下图)理论,在一定程度上揭示了地面演化的阶段性,以及地球内动力与外动力相互作用对地面演化的影响与控制,对地貌学的发展具有重要的促进作用。然而,这一理论也存在着一定的局限性:(一)地面的剥蚀不完全发生在地面上升以后,而是在地面的上升过程中就已经开始；(二)对地面剥蚀导致的地面均衡补偿上升没有考虑;(三)地面稳定的时间不一定会足够的长,以保证地面的演化能够经历从幼年期到老年期的所有的阶段。为了克服上述不足,斯特拉勒发展了一种新的地面演化模式———剥蚀系统模式。侵蚀循环模式如（见下图）所示,假设有一块宽度约为100km(现代许多山脉的宽度与此相当)地块,从接近海平面(基准面)的位置迅速上升到海拔6000m的高度。尽管该原始表面在抬升时已经被河流所切割,但它的空间位置仍然可以在剖面图上表示出来(参考面)。假设原始地面的上升是在500万年内完成的,其中大部分又是在200万年内上升的,上升停止于时间坐标为“0”的时刻(见书上图9-6)。(a)(b)(c)(d)(e)剥蚀系统模式示意图（Strahler）陆块海拔随时间减小的程序就是所谓的指数式衰减。把指数式衰减率用于陆块的剥蚀作用,可以简单地反映出这样一个道理,即完成剥蚀作用的有效能,与高出海平面以上的大陆块体的高度成正比。因此,平均海拔下降时,其变化强度成正比地减小。在地面剥蚀循环过程中,陆块(地面)的抬升导致地面高程的增大;地面高程的增大,引起地面剥蚀作用(包括河流侵蚀作用)的加强;由于地面的剥蚀,岩石圈均衡补偿上升。构成了一个岩石圈与水圈相互影响、相互反馈的作用模式(见下图)。值得注意的是,均衡补偿引起的陆块(地面)上升量小于陆块(地面)剥蚀降低量,在地面剥蚀循环过程中,如果没有进一步的构造抬升,地面总是倾向于降低。岩石圈的变动（陆块上升）地面高程增大剥蚀（或侵蚀）作用增强均衡补偿岩石圈变动与剥蚀作用反馈关系第五节流水作用与流水地貌流水对地貌的改变具有三种作用,即侵蚀作用、搬运作用与沉积作用,叫做流水作用。这三种作用主要受流速、流量和含沙量的控制。通过侵蚀、搬运、沉积,流水作用于地表岩石或沉积物形成各种各样的地貌形态,即流水地貌。一、坡面流水作用与地貌坡面流水是雨水或冰雪融水直接在地表形成的薄层片流和细流,出现的时间很短。坡面流水的侵蚀强度主要受降水性质、地形、坡面组成物质和植被等的影响。在一定地形条件下,如果地表组成疏松、植被稀疏、降水量多且强度大,坡面流水的侵蚀就强烈。坡面坡度与坡面水层厚度,是坡面流水进行冲刷的动力条件。它们决定水层重力沿坡面的分力,即反映水流动能的大小。据研究,在坡度小于20度时,坡面冲刷强度随着坡度的增加而迅速增大;在20～40度之间,坡面冲刷强度仍然随着坡度的增加而增大,但增加的速度有所减缓;在40度时,坡面冲刷强度达到最大;在40～90度之间,随着坡度的增大坡面冲刷强度逐渐减小(见又图)。坡度—侵蚀强度关系示意图坡面侵蚀强度坡面流水冲刷下来的物质,要么汇入沟谷和河流,要么在坡麓堆积起来形成坡积物。成片的坡积物围绕着山麓分布,形似衣裙,故称为坡积裙。二、沟谷流水作用与地貌坡面细流顺坡而下时,流速流量加大,并转变成线状集流,形成冲刷能力增强的沟谷水流,简称沟流。沟流比较集中,有比较固定的流路,其侵蚀能力比坡面流水有显著增强,是形成沟谷地貌的主要营力。沟谷的发生、发展,与岩性、气候、植被等因素有密切关系。我国黄土地区,由于植被稀疏、土质松散、降雨强度大,沟谷发展很快;在我国南方植被受到破坏的厚层风化壳上,沟谷也很发育。间歇性的洪流把冲刷下来的物质带到沟口堆积,往往形成半圆锥状或扇状堆积体,称为冲出锥或洪积扇(见下图)。冲出锥的规模不大,面积一般只有几百平方米,顶部与沟口相连的地段,坡度较大,向外坡度变缓。冲出锥和洪积扇是间歇性洪流携带的物质不断堆积而成的。其特点是分选差,磨圆度不好,有不规则的层理。冲出锥与洪积扇在干旱、半干旱地区分布比较广泛。洪积扇三、河流作用与地貌水流不间断的作用于河谷,而河谷又反过来约束着水流。两者相互作用,形成了各种各样的河流地貌。(一)河床动力-形态反馈机制冲刷会使河床降低,扩大过水断面;而淤积引起河床抬高,缩小过水断面。由于过水断面的扩大或缩小,又改变了水力条件。在河流水量保持不变的情况下断面扩大流速减小,输沙力降低,冲刷就逐渐停止;断面缩小,流速加大,输沙力加强,不再发生堆积,甚至发生侵蚀(见下图)。这种自反馈机制,称为河流的自动调节作用。它反映了水动力、泥沙与河床形态之间相互作用的关系。实际上,反映了水与岩石(包括松散沉积物)相互作用,塑造河流地貌的过程。河流的自调节作用(河床动力-形态反馈机制)(王建,20)河流的自调节作用(河床动力-形态反馈机制)(王建,2000)(二)河流侵蚀基准面及其作用河流下切到某一水平面以后,逐步失去侵蚀能力,不能侵蚀到该面以下,这种水平面称为河流侵蚀基准面。侵蚀作用首先发生在靠近基准面的地方,然后逐渐向上游推进,即向着河流源头的方向发展,故称为溯源侵蚀。溯源侵蚀是引起河床纵剖面调整与变化的主要过程。(三)均衡剖面整个河流纵剖面达到了相对稳定的状态,这时的河流纵剖面称为均衡剖面。一般来说,处于均衡状态的河流纵剖面是一条平滑的下凹曲线。(四)河床类型根据河床的平面形态,可以将冲积性河流的河床划分为顺直微弯、弯曲、分汊和游荡型河床。顺直微弯型河床:在平水期深槽、浅滩交替出现,两侧边滩犬牙交错,而在洪水期河水淹没犬牙交错分布的边滩,河水顺直奔流。弯曲河床:无论是平水期还是洪水期,行水河道均是弯曲的。分汊河床:由江心洲将河床分为两个或两个以上的汊道的河床。游荡型河床:河床宽浅,沙滩众多,洪水时汪洋一片,枯水时河汊密布、水流散乱,有时难以分辨主流所在，主流摆动不定，心滩变化模测。(见下图)弯曲河流游荡型河床(五)河漫滩发育与地貌当河流发育到一定阶段,旁蚀(侧蚀)作用占主导地位,河谷不断展宽,为河漫滩的发育奠定了基础。分布在河床两侧洪水时被淹没的平整地面,叫做河漫滩。河漫滩的表层往往为细粒的粘土和粉沙,而其下往往是粗粒的河床沉积物,这就是典型的二元相沉积结构。在河漫滩的近河床地带,由于水深突然变小,阻力变大,流速变小,挟沙力降低,使泥沙沉积下来,形成贴近河床并与河岸平行的沙堤———河岸沙堤(滨河床沙坝)。由于河床的快速侧向移动,形成了多条大致平行的河岸沙堤,它们组合成扇形,称为迂回扇(见下图)。弯曲河流发展到一定程度,发生裁弯取直,废弃的河床形成像牛角一样形状的湖泊———牛轭湖。迂回扇形成剖面(六)河流阶地由于地壳上升、气候变化或者基准面的变化,河流下切,原来的河漫滩高出一般洪水期水面,呈阶梯状分布于河谷两侧,称为河流阶地。河曲阶地形成过程河流阶地不一定对称地分布于河谷两侧，在弯曲河流，阶地大都分布在河流