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第五章讲稿外营力及其地貌

归档日期:08-10       文本归类:岸滩      文章编辑:爱尚语录

  208第五章 外营力及其地貌 地球外营力按其发生的序列则可分为风化作用、剥蚀作用、搬运作用、沉积作用和成岩 作用。风化作用是地貌外力的起始环节,岩石只有在风化作用下崩解破碎,才能在重力和各种 流体作用力——流水、风、冰川、波浪和洋流等的作用下发生运动,塑造各种外营力地貌。外 营力地貌主要有重力地貌、流水地貌、喀斯特地貌、风沙地貌、黄土地貌、冰川地貌、冰缘地 貌、海岸地貌等。外营力在内营力作用的基础上对陆地地表进行精细、相比于内营力作用通常 快得多的雕刻和塑造,形成千姿百态的地表形态。 第一节 风化作用与块体运动 地球表层的岩石,在太阳辐射、大气、水及生物的作用下,其物理、化学性质不断地发生 着变化,并形成新的物质的过程,叫风化作用。 一、风化作用 (一)风化作用类型 风化作用可以分为机械风化、化学风化和生物风化。 1.机械风化 机械风化是指岩石崩解、破碎而使其物理性质发生变化的过程。机械风化和化学风化是可 以磨损岩石和矿物的两个过程。这两种类型的风化在地球地貌的塑造中同时发生作用。 岩石和矿物分解成更小的碎片的过程称为机械风化,也叫做物理风化。在机械风化中,岩 石的化学成分没有发生变化,仅仅是岩石的大小以及某些情况下形状方面发生变化。影响机械 风化的因素有很多,主要是温度和压力。 (1)温度 温度在机械风化中扮演着一个重要角色。当水结冰时,它的体积会增加大 9%。因此,冰比液态水多占大约9%的空间。在地球表面的许多地方,岩石缝隙和岩层之 间总会聚集一定量的水。如果温度下降到水的冰点,这些水就会结冰、膨胀,并对周围岩石施 压,这可能会造成岩石的开裂。随后,当温度升高时,岩石缝隙和岩层之间的冰会融化。水在 岩石的缝隙间发生的这种反复融化和冻结的现象称为冻融作用。早春时在我国北方的很多公路 上出现的坑洞,也是冻融作用的结果。 (2)压力 压力是机械风化的另一个因素。在地壳深处的基岩承受着来自上方覆盖岩 层的压力。一旦覆盖岩层被剥离,下方基岩所承受的压力就减小了,以前埋在地下的基岩表面 于是就扩展、增长,形成弯曲的裂缝。这些裂缝,亦称联结点,在平行于岩石的表面产生。压 力的减少也使得已有的基岩裂缝加宽。 209 岩石的外层会随着时间的推移逐渐剥落,就像洋葱的外皮被一层层剥去那样。这种岩石 外层剥落的过程称为剥落。剥落经常导致圆顶形状的形成。岩层的减压作用有时是惊人的。例 如,在一个深井中,当上覆岩层中的几层被移开时,突然的减压作用可能会造成大片岩石从矿 井隧道的岩壁上爆裂脱落。 2.化学风化 化学风化是岩石和矿物由于化学反应而发生化学成分变化的过程。重要的化学风化动力包 括水、氧气、二氧化碳和酸。岩石和水之间的化学反应导致新矿物的形成以及可溶性物质的析 出。新的矿物和原岩有不同的性质。例如,铁链上的锈和铸造铁链的铁有着不同的化学成分。 从某种程度上说,岩石的构成决定了它们将要发生化学风化的效果。 一些矿物,比如方解石,可能会完全被溶解。含有方解石的岩石,例如石灰岩和大理石, 同样会受到化学风化作用的严重影响。建筑物和由这些岩石做成的纪念碑,很容易表现出由于 风化作用造成的磨蚀痕迹。 温度是化学风化的另一种重要因素,这是因为在发生化学反应时,温度影响化学反应的速 率。通常,化学反应速率随温度的升高而加快。在其他条件相同的情况下,温度每升高10, 其化学风化的速率就会加倍。 水因为能溶解很多种矿物和岩石,而成为化学风化作用中一个重要的动力。在一些化学反应中,水担任一个活跃的角色,而在另一些化学反应中,水只是作为介质出现。 水和其他物质间发生的反应称为水解反应。硅酸盐矿物分解时会有水解反应发生,例如钾长石 分解后成为高岭石,以及土壤中常见的细颗粒黏土矿物。 (2)氧气 同水一样,氧气能与其他物质结合。氧气和其他物质的化学反应称为氧化。 地球大气层中约有 2l%的氧气。岩石和矿物中的铁随时能与大气中的氧结合,形成含氧化铁 的矿物。含有单质铁的常见矿物包括磁铁矿、角闪石、黑云母和黄铁矿。 (3)二氧化碳 大气中对化学风化过程起作用的另一种气体是二氧化碳,它是生物体 在呼吸作用的过程中产生的。当二氧化碳与大气中的水结合时,就会形成弱酸性的碳酸,并随 着降水降落到地表上。 碳酸与诸如石灰岩和大理石中的方解石这样的矿物发生化学反应,从而使岩石溶解。例如, 在石灰岩溶洞,就是由于碳酸溶解石灰岩中的方解石而形成的。碳酸也会影响硅酸盐矿物,例 如云母和长石,这种影响是通过与矿物中的一些元素,如镁和钙,发生反应而产生的。这种化 学风化过程的结果是形成了黏土矿物。在有腐烂的有机物质和植物呼吸作用产生高含量二氧化 碳的地方,土壤中有高浓度的碳酸积累。当落到地面的降水渗入地下,并与二氧化碳结合时, 就会产生大量碳酸而参与化学风化过程。 (4)酸雨 另一种化学风化的动力是酸雨,酸雨主要是由于人类活动而被释放到大气 中的二氧化硫和氮氧化物的氧化作用造成的。二氧化硫来自工业上化石燃料的燃烧和机动车尾 气排放的氮氧化物。这两种气体与氧气及大气中的水结合形成硫酸和硝酸。 我们通常使用pH 来描述溶液的酸碱性。正常降雨的pH 大约为5.6,而酸雨的pH 低于5.6。 由于酸性物质会危害许多生命体,并对非生命体造成破坏,因此酸雨给自然界带来了很大的危 害。它对湖中的鱼类和水生植物的生存造成严重的影响。多数淡水湖的自然酸碱度在6~8 间。这些湖中可以生长许多两栖动物、水生无脊椎动物和鱼。然而,当湖水变得太酸时,物种210 的多样性就会减少。与其他种类相比,林蛙能生存在酸性的环境里。 3.生物风化 生物风化是指岩石在生物作用下,其物理性质和或化学性质发生变化的过程。实际上,生 物风化包括生物物理风化和生物化学风化。生物对岩石的机械破碎作用,叫做生物物理风化。 比如,随着植物的生长,生长在岩石裂隙中的植物加速了岩石破碎的过程。生物生长过程中, 释放出一些化学物质与岩石发生化学反应,使岩石的化学性质发生变化的过程,叫生物化学风 化。比如,生物呼吸释放出二氧化碳,二氧化碳溶解于水生成碳酸,生物残体分解生成腐质酸, 它们对岩石的溶蚀、溶解作用,即为生物化学风化。腐烂的有机物和植物的根会产生二氧化碳, 与水结合产生酸,提高风化速度。 (二)影响风化速度的因素 地球物质的自然风化过程是非常缓慢的,比如,1 cm 厚的石灰岩的风化也许需要 000年的时间,而大多数岩石的风化速度更加缓慢。某些环境因素及其相互作用能够加速或减慢风 化过程。 1.气候 一个地区的气候是影响地球物质化学风化速度的主要因素。气候的变量包括降水量、温度 和蒸发量。温度和降水量之间的相互作用会对一个地区的风化作用产生最大的影响。在气候温 暖、降水量丰沛、植被茂盛的地区,化学风化更容易发生。这种气候条件下可产生厚实且富含 有机物的土壤。当丰富的降水与有机物中的二氧化碳结合产生高水平的碳酸时,化学风化的过 程就变得更快了。 2.岩石的表面积 物理风化使岩石破裂成较小的碎块。当石块变小后,它们的表面积就会增加。这意味着参 加化学风化的总表面积变得更多。 3.地形和其他的因素 地球物质覆盖着地表的坡面和平面。位于平面的物质在它们经历变化时可能会保持在原来 的位置,而在坡面的物质由于重力的原因,更有可能产生移动。当地表物质向坡底移动,其下 部的岩石表面会暴露在外,从而提高了风化的可能性。 花岗岩有三组相互正交的原生节理。它们把 岩体分割成许多长方形或近似正方形的岩块。由 于化学风化,特别集中在三组节理相交会的棱角 部位,当经过一段时间之后,棱角即逐渐圆化, 方形岩块逐渐变为球形岩块,这种现象称为球状 风化。在球状风化进行迅速情况下,球状岩块变 小、变少,而被大量风化砂泥碎屑所包围,这样 如受流水的强烈侵蚀,则风化泥沙被冲刷搬走, 只残留或大或小的球形石块,它们或散铺在地面 或互相堆迭在一起。个别大石球栖息在岩坡上, 似乎摇摇欲坠,称为摇摆石(图5.1)。 图5.1 福建东山岛上的摇摆石 211 从地质循环角度看,风化作用为沉积岩的形成准备了沉积物质,它们经过搬运堆积和成岩 作用后形成沉积岩。有的岩石在一定的气候和地形条件下,经过风化作用形成风化矿场,例如 高岭土、铝土矿、次生铜和镍、稀土及砂矿等。风化壳形成后,可能被新的堆积物覆盖,或在 平缓的地形条件下保存下来成为古风化壳,这可以反映古气候和古地理环境的特征。 二、风化壳 风化产物虽经风化与剥蚀而依然残留原地覆盖于母岩表面者,即是风化壳或称残积物。也 有人把被搬运后再堆积的风化产物称为堆积风化壳。风化壳尤其是厚层风化壳的形成必须具有 两个方面的基本条件。一是有利于风化作用持续进行的气候、岩性和构造条件,如高温多雨, 温度较差大,岩石多节理、裂隙,构造破裂显著等。二是有利于风化产物残留原地的地貌、植 被、水文与水文地质条件,如地势起伏和缓,地貌较稳定,植被覆盖度高、地表流水侵蚀较弱、 地下水流动显著且地下水位较低等。 (一)风化壳的基本特征 1.分布不连续 各地风化作用强度与风化产物就地残留的条件不同,风化壳空间分布上呈不连续性,厚度 差异也很大,厚者可达100~200 m,薄者不足1 2.以粘土和碎屑为主组成物质以粘土和碎屑为主,也可包括少量残存液体。 3.无层理 结构疏松,表层分散性强,分解程度高,粒径细,中下层相反,但不具有类似沉积岩的层 4.可划分三个层带发育和保存均较好的风化壳,可以划分强度风化、中度风化和微风化三个层带。以红色风 化壳为例,强度风化带氧化作用强,代表性稳定矿物为铁铝氧化物,粘土矿物主要是高岭土, 颜色棕红、有新生块体和铁质化现象。中度风化带位于强度风化带之下,水呈垂直运动,氧化 及淋滤作用较弱,但水解作用强,为高岭土及过渡性粘土矿物组成的夹碎屑粘土层。微风化带 接近母岩并为潜水层,水化和淋滤作用强,粘土矿物以水云母、绿泥石为主,本质上仍属疏松 岩石。 (二)风化壳基本类型及其分布 高温多雨的热带、亚热带地区,风化作用可全年进行,矿物分解最彻底,风化壳厚度最大, 代表性风化产物为铁锰氢氧化物、铝的氢氧化物和高岭土类新生粘土矿物,K、Na、Ca、Mg SiO2淋失强烈。富铝型酸性风化壳和硅铝铁型酸性风化壳为典型的风化壳类型。前者主要分布 于热带,铝铁高度富集,并可形成铁、镍风化矿床。后者广泛分布于热带、亚热带,铝铁分离 不及前者显著,硅与铝形成高岭土类粘土矿物。以花岗岩为母岩的风化壳常形成优质高岭土及 稀土元素风化矿床,以石灰岩为母岩的风化壳则质粘、少硅、多铝,下层含钙质。 温带森林带的水热状况均不如热带亚热带,水分循环、生物循环、淋滤作用相对减弱,仅 碱金属与碱土金属淋失较强,其他阳离子很少淋失,总体上属中度化学风化、代表性产物为高 212 岭土类粘土矿物。风化壳较薄,含褐铁矿、颜色棕或黄,多属硅铝粘土型弱酸性风化壳类型。 半湿润半干旱森林草原与草原带淋溶作用较弱,水的垂直运动自上而下与自下而上交替进 行,广泛发育碳酸盐型中性至微碱性风化壳,色浅、层薄,含钙质、硅铝铁氧化物、蒙脱石类 粘土矿物、黄土和少量岩屑,化学风化轻至中度。 在干旱荒漠地区,化学风化更加微弱,发育的为含碎屑的碱性风化壳,颜色更浅,厚度更 高寒区与极旱荒漠区物理风化占统治地位而化学风化极微弱,典型风化壳为残积粗岩屑型风化壳 (图5.2)。 三、块体运动与重力地貌 松散的沉积物和被风化的岩石由于重力作用向下坡方向的运动称为块体运动。在大多数地 貌形态的变化中,侵蚀是紧随风化作用的。岩石被风化后变得脆弱并破裂成小的块,这时就有 可能发生块体运动。并将风化后的岩屑带到下坡。由于气候对某个特定区域里所发生的风化活 动以及其中的植被有重大影响,因此气候情况决定什么物质、多少物质可能会发生块体运动。 所有的块体运动都发生在斜坡上。由于地球上很少有地方是绝对水平的,所以几乎所有的 地球表面都有可能发生块体运动。块体运动可能非常缓慢,也可能非常迅速。从细小的泥浆到 大石块,地球上的物质都在发生移动。 (一)影响块体运动的因素 影响块体运动的因素主要有以下几种: 1.物体的重量 重力作用可以将物体拉到斜坡下方。 2.物体对滑动或流动的阻力 物质抵抗向下坡方向运动的重要力量是物质和斜坡之间的摩擦力。山坡坡度陡,物体对滑 动的阻力相对小,则易发生滑坡。 图5.2 不同温度带地表风化壳分异规律图式 213 3.诱发作用 地震可以将物体从斜坡上震松。当使物体沿斜坡下滑的作用力大于抵抗物体滑动、流动和 落体的阻力时,就会发生块体运动。 在斜坡上,水分少不易使沉积物之间相互粘连,从而增加物体运动的可能性。这是因为土壤和沉积物中水分过多时,其重量大大增加。另外,水会填充在颗粒之间的细小缝隙间,它就 像润滑剂一样减少了颗粒之间的摩擦力。因此,在重力的作用下,水分饱和的物体更容易沿斜 坡下滑。虽然水对块体运动起着重要作用,但水不是块体运动的搬运介质,而是随块体一起运 动。这与河流搬运物体不同,在河流搬运过程中,沉积物是随着水一起移动的。 (二)重力地貌 块体运动可以形成与发育蠕动、滑坡、崩塌等重力地貌。 1.蠕动 松散的风化物质,特别是土壤,缓慢地、平稳地向下坡方向的运动叫蠕动。15~30的 坡度最适宜发生蠕动。由于这种运动的速率每年只有几厘米,因此蠕动作用通常需要经过很长 时间才能被观察到。判断是否发生了蠕动的方法是观察建筑物和物体位置的变化。如图 5.3 所示,蠕动可能会使竖直的电杆、栅栏、墓碑倾斜,也可能会造成树木扭曲、墙壁裂缝,并且 破坏地下管道。在几乎所有的斜坡上,即使坡度非常平缓,松散物质都会发生蠕动。土壤的蠕 动每年搬运大量的地表物质。 2.滑坡 滑坡是斜坡上的岩(土)体,在重力作用下,沿着一定的滑动面作整体缓慢下滑的现象。滑 坡经常发生,危害很大。我国西部山地是著名的滑坡频发区,一次暴雨常诱发成千上万次滑坡。 20 世纪90 年代长江三峡地区曾发生滑坡体阻塞河道、影响航行的事例。甘肃舟曲境内也曾发 生滑坡阻断白龙江致使水位上升淹没部分县城。1998 年我国汛期,全国发生滑坡达 万次。(1)滑坡形成的主要条件和地貌 一是地面具有一定的斜坡。坡度不需太大,在岩石地面上的坡度约30~40,在松散 堆积层上的只需20以上即可。 二是岩(土)体内存在滑动面。这些滑动面有岩层层面、片理面、节理面、断层面、堆积 图5.3 坡地上的蠕动现象(据A.K.洛贝尔) 214 层的分界面及地下水含水层的顶、底面等。当滑动面与斜坡倾向一致时,最易发生滑坡。 三是地下含水量大。地下水可使岩(土)体重量增加,加大滑动力,减小抗滑力,导致滑 坡的产生。所以滑坡最多出现在雨后和冰雪融化季节。 滑坡后,地形上主要出现滑坡体和滑坡壁。滑坡体是下滑的岩(土)体(图 5.4);滑坡 体有时分成几块,其地面(台阶)向后倾斜,树木成醉林,它的前缘鼓起(滑坡舌),并向前推, 可将房屋、田地挤压掩埋。滑坡壁是滑坡体下滑后,在后缘露出的滑动面,其坡度很大,一般 60~80以上。它的高度代表了下滑的滑距。新鲜的滑坡壁上会留下擦痕。 (2)滑坡的防治 对滑坡进行综合治理时,要针对不同的情况,采用排、减、固、挡等工程措施。 一是排水工程:在滑坡体外围开挖截水沟,使流水不进入滑坡区内。在滑坡区内修建与滑 坡方向平行或斜交的排水沟,以减少滑坡体的含水量。 二是减重与反压工程:在滑坡体上部挖方,减轻重量;在下部或前缘填方,以增加滑坡体 的抗滑力。 三是抗滑拦挡工程:在滑坡体前方建立挡土墙,以固定滑坡体,但只能适用于中、小型滑 坡。挡土墙根部要切入基岩0.5m 以下或至稳定的土层2m 之下,而且墙背后和墙上也应分别修 渗水沟和泄水孔,使地下水排出墙外。 3.崩塌 崩塌是斜坡上的岩(土)体,在重力作用下突然坠落的现象。它广泛出现于山坡、河湖岸及 海岸上,是一种突发性的灾害。发生速度极快,一般以5~200m/s 的自由落体速度进行。发 生时可摧毁森林,破坏交通,堵塞河道,掩埋村庄和建筑,造成人畜伤亡与经济损失。如1994 ,形成长110m的乱石坝,使乌江 断流半小时,江水猛涨10m,造成煤矿被毁、码头被掀、船被击沉。 (1)崩塌形成的条件和地貌 崩塌一般发生在急陡山坡或河、湖、海岸上,坡度在30~60以上。而且这里的岩(土) 裂隙发达,结构被碎,特别是岩层层面及裂隙面与山坡倾向一致时,则更容易发生崩塌。 崩塌主要发生在暴雨、冰雪融化季节,因为此时岩土体大量吸收水分,负荷急增,同时又 图5.4 滑坡形态示意图(据D.J.伐尔奈斯) 1.滑坡体;2.滑动面;3.滑坡壁;4.滑坡阶地;5.滑坡垄丘;6.滑坡洼地;7.滑坡裂缝 215 减少了岩土体内部的摩擦力,因而最易崩塌。此外在地震和人工大爆破时,都会破坏岩土体结 构,引起崩塌。 崩塌后,在山麓或陡崖下,常常形成倒石堆,呈半锥形,由大小石块及泥沙混杂堆积而成, 结构松散(图5.5)。 塌陷多发生在石灰岩分布地区,塌陷地面出现圆形或椭圆形洼地,直径一般为数十米,深 10m。因为在石灰岩区,常有地下溶洞的崩塌而引起地面塌陷。或石灰岩上覆的土层,被潜蚀,或地下水位的急剧下降,使下部土层含水量减小,承压力降低,从而引起上部土层向下压 缩,造成地面下沉。地下水位下降的原因除了气候干旱外,大多数是人为过量抽取地下水所致。 塌陷会破坏土地及建筑物。 (2)崩塌的防治 在崩塌可能发生的地区,对不稳定的岩(土)体,可采用清挖、锚固、网包及拦挡等加固工 程。特别是在开采地下水时要合理建井,严格控制抽水量。对已出现的喀斯特塌陷洼地,应按 不同情况和要求,采用填、堵、跨越、灌浆、围封和加盖等工程。 小结 风化作用是地貌外力的起始环节。风化作用包括机械风化、化学风化和生物风化。风化壳 类型多样,主要取决于:气候、岩性和构造条件以及有利于风化产物残留原地的地貌、植被、 水文与水文地质条件。块体运动可以形成与发育蠕动、滑坡、崩塌等重力地貌。这些地貌类型 亦称为灾害地貌,对灾害地貌应了解它的形成条件,进行积极的防治。 复习思考题 崩塌形成的条件是什么?图5.5 崩塌形成的地貌(据E.B.桑采尔) 216 第二节 流水作用与流水地貌 地表流水是最主要的地貌外力之一,它具有侵蚀、搬运和堆积三种作用,而三者均受流速、 流量与含沙量等因素制约。流速、流量增加或含沙量减少,将导致侵蚀作用加强;反之则堆积 作用旺盛。由地表流水作用塑造的各种地貌,统称流水地貌。 一、沟谷流水地貌 (一)坡面流水 坡面流水是雨水或者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。细流 在流动过程中时分时合,没有固定流路,因面能比较均匀地冲刷地表松散物质。 坡度、坡长、坡面组成物质、降水强度与降水持续时间、植被覆盖度等,对坡面侵蚀强度 都有很大影响。坡度增加,流速与动能相应增加,侵蚀力亦随之加强。但坡度超过 40后, 坡面积与径流量显著减少,侵蚀力随之减弱。坡面长度增加有种于增加水量及其动能,进而增 加侵蚀力,但泥沙量增加将反过来抑制侵蚀作用。可见坡度、坡长与侵蚀力之间关系十分复杂。 降水强度大而且持续时间长有利于产流,不同植被类型及覆盖度将不同程度减少径流从而影响 侵蚀过程。 坡面侵蚀物质堆积于缓坡、洼地与坡麓,形成由亚粘土、沙粒和细岩屑组成的、分选差和 磨圆度极低,仅粗具倾斜层理的坡积物。坡积物连片分布于坡麓形成类似展开的裙裾的地貌, 称之为坡积裙或坡积裾。 (二)沟谷地貌 坡面细流顺坡而下,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, 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显著增强,是形成沟谷地 貌的主要营力。 岩性软弱、植被稀少 与降水强度大,对沟谷的 形成与发展起着促进作 用,对谷坡形态也有很大 影响。沟谷通常较短小, 纵剖面上游陡下游缓,横 剖面呈V 形,水平产状且 垂直节理发育的岩层上 的沟坡常呈直立状或阶 状。较大的沟谷沟头有集 水盆地、沟口常发育冲出 锥。冲出锥由间歇性洪流 堆积物组成,呈半圆锥 图5.6 冲出锥 217 型,锥顶坡度略大,向下逐渐变缓,分选差、磨圆度低,面积通常不足1000 (图5.6)。(三)泥石流 泥石流是山区常见的一种突发性灾害。它是由大量泥沙、石块等固体物质与水混合组成的 固液两相流。其中固体物质大多超过15%,最高可达80%。容重一般大于1.5 。泥石流发生时,山摇地动,来势凶猛,短时内可将千万吨沙石从山上搬往山外,把沿途的交通道路及桥梁摧毁,掩埋农田和村镇,破坏性极大。 1.泥石流类型 按泥石流的流体性质可分为黏性泥石流和稀性泥石流两种。 (1)黏性泥石流 这是典型的泥石流,固体物质含量很高,一般占40%~60%,最高 达80%,容重在2t/m 泊=0.1Pas)以上。泥石流运动时水和固体稠成一个整体,大石块在泥浆中呈悬浮状态,作等速运动,液、 固两相无垂直交换,属层流性质,故又称层流性泥石流。在运动过程中,前锋突起,形成高数 米至十多米的“龙头”,沿山谷咆哮而下,泥浆飞溅,地面震动,有着强大的冲击、冲刷、爬 高和掩埋能力,破坏性极大。 (2)稀性泥石流 固体物质含量较少,一般为 15%~40%,容重 1.5~1.8t/m 浆黏度小于5泊。稀性泥石流在运动过程中,水和固体分离,两相有垂直交换现象,具有紊流 性质,又称为紊流型泥石流。如黄土地区的泥石流。这类泥石流与含沙量大的洪流相似,也具 有较大的破坏能力。 2.泥石流的形成条件和地貌 (1)丰富的物源 固体物质的多寡是决定泥石流是否产生以及影响泥石流规模的物质 条件。一般在岩石软弱、物理风化强烈的山区,或者洪积、坡积物、黄土堆积和冰碛物来源丰 富的山区,固体物质都相当丰富,因此多成为泥石流经常发生的地点。此外,人类不合理的毁 林开荒,陡坡垦殖,废弃矿渣等都成为泥石流的物质来源之一。 (2)集水盆和急陡的沟谷地形 泥石流大多数发生在有储存固体物质的集水盆及排泄 固体物质的沟谷地形(图 5.7)。集水 盆是积累固体物质的场所,平时固体物 通过崩塌、滑坡、洪积及坡积等方式, 从周围的山坡搬至盆内,成为泥石流发 生时的物质供应地。沟谷是泥石流发生 时排泄固体物质的通道,一般沟床坡度 越大,所造成的动能也大,最有利于泥 石流的发育。 (3)充足的水分 水是泥石流 发生的必须条件之一,它不仅增加固体 物质的重量和下滑力,以及诱发泥石流 的发生,而且还是加强泥石流发展的主 要动力。因此暴雨和冰雪融化季节,是 泥石流发生频率最多的时期。 图5.7 泥石流流域示意图 1.泥石流供给区;2.泥石流通过区;3.泥石流堆积区; 4.泥石流堵塞河流而成的深潭与宽谷 218 泥石流发生后,地貌上发生巨大的变化,原来上、中游的沟谷迅速深切、扩宽和伸长,成 为峡谷状。一次溯源侵蚀可达数百米,下切深度百余米,拓宽沟谷数十米以上。峡谷的出口, 沙石大量堆积,形成巨厚的砾石扇形地,其上分布着长条形的砾石垄岗,与泥石流流向平行排 列。前缘呈舌状伸出。堆积物无分选、无层理,大小混杂。如果泥石流进入河谷时,则可阻塞 河道,以至改变河床的形态。 3.泥石流的防治 防治泥石流可从生物和工程二方面着手,从长期和根本上看,应以生物措施为主,工程措 施为辅。 生物措施主要在可能发生泥石流的范围内外做好护林造林工作,这样既可改善生态环境, 又可保持水土,减少固体物质的积累。对已经发生的泥石流区,也能把地表堆积物稳定下来。 工程措施,当生物措施尚未生效时,局部和短期内仍需使用工程措施。 (1)修筑蓄水工程 在泥石流形成区的上游,选择适宜的地点,修建水库,以拦截及储 蓄洪水,削弱泥石流区内的流量及其所产生的动力。 (2)建立拦沙坝工程 在主沟或小流域内筑大型的拦沙坝,在支沟内筑谷坊,以便层层 拦截沙石,提高局部侵蚀基准面,削弱下切作用,避免泥石流出现。 (3)建立排导沟工程 为了保护某些建筑和工程设施,如城镇、乡村、农田、铁路、公 路、灌溉站、电站及矿山等地,选择适宜地点开挖导流沟,把泥石流引向保护区外下泄。 (4)修建停淤场 利用天然的有利地形,加上导流沟、导流堤、溢流坝、停淤场等工程, 引导泥石流排向所设计的地区堆积,制止其任意性的破坏。 二、河流地貌 (一)河谷的发育 河谷是以河流作用为主,并在坡面流水与沟谷流水参与下形成的狭长形凹地,是一种常见 地貌形态。河谷通常由谷坡与谷底组成(图 5.8)。谷坡位于谷底两侧,其发育过程除受河流 作用外,坡面岩性、风化作用、重力作用、坡面流水及沟谷流水作用也有不小影响。除强烈下 切的山区河谷外,谷坡上还常发育阶地。谷底形态也因地而异,山地河流的谷底仅有河床,平 原盆地河流谷底则发育河床与河漫滩。 河谷发育初期,河流以下切为主,谷地形态多为V 形谷或峡谷;尔后侧蚀加强,凹岸冲刷 图5.8 河谷的结构 ——平水位„„洪水位 1.河床;2.河漫滩;3.谷坡;4.阶地 219 与凸岸堆积形成连续河弯与交错山嘴。河湾既向两侧扩展,又向下游移动,最终将切平山嘴展 宽河谷,谷地发生堆积形成河漫滩(图5.9)。 河流下切深度受侵蚀基面制约。入海河流以海平面为基面,湖盆、干支流交会处,坚硬岩 坎甚至堤坝,也可以成为局地的或暂时的基面(图5.10,图5.11)。如果不发生地壳运动、气 候变化与海平面变化,河谷纵剖面比降将因河流的长期下切而逐渐变小,河流亦将以侧蚀为主, 最后达到侵蚀作用与堆积作用相对平衡,河谷纵剖面将成为平滑下凹曲线。但实际上,河床纵 剖面形态总不免时有起伏,河床也总是深槽与浅滩相间分布的。 (二)河床与河漫滩 河床是平水期河水淹没的河槽,河漫滩则是汛期洪水淹没而平水期露出水面的河床两侧的 谷底。 1.深槽与浅滩 平原上的冲积性河床,由于某一河段水流能量集中而发生侵蚀,相邻的上下河段能量分散 而发生堆积,因此深槽与浅滩必然沿河交替出现。弯曲河床的深槽位于弯曲段,浅滩则位于过 渡段,相邻深槽或浅滩的间距大约为河床宽度的 5.12)。侵蚀性河床中深槽与浅图5.9 河谷的发育 a.初期的V 形谷;b.出现交错山嘴;C.河谷展宽并发生堆积 图5.10 侵蚀基准面下降发生的溯源侵蚀 5.11侵蚀基准面下降造成河流的溯源 侵蚀及形成的裂点(a1,a2 为河流裂点) 220 滩的形成还受岩性与构造影响,岩石软弱或因构造作用而比较破碎时易形成深槽,反之则形成 浅滩。 弯曲河床的水流在惯性离心力作用下趋向凹岸,使其水位抬高,从而产生横比降与横向力,形成表流向凹岸而底流向凸岸的横向环流(图 5.13)。凹岸及其岸下河床在环流作用下发生侵 蚀并形成深槽,岸坡亦因崩塌而后退。侵蚀物被底流带到凸岸形成小边滩。边滩促进环流作用, 并随河谷拓宽而不断发展成为大边滩。汛期大量悬移物质堆积于大边滩上。细粒悬移质即河漫 滩相冲积物如粉沙、粘土和亚粘土覆盖于粗粒推移质即河床相冲积物之上,形成二元结构,边 滩也发展为河漫滩(图5.14)。河漫滩表面常有微小起伏,但其地势多向谷坡或阶地方向微倾 斜,沉积物也在同一方向上由粗变细,并有水平层理,与河床相冲积物上部的斜层理或交错层 理形成鲜明对比。 河漫滩或冲积平原上,河流凹岸的侵蚀与凸岸的堆积持续进行,可形成自由摆动的河曲。 自由河曲两相邻凹岸间的曲流颈因河流侧蚀而变窄,最终可被洪水冲决,这就是曲流的裁弯取 直,被裁去的河弯成为牛轭湖。由于地壳上升,河流切入河曲地段的基岩,自由河曲即转变为 深切河曲。深切河曲的曲流颈被切穿,曲流颈与废弃河曲间的山丘即成为离堆山。 心滩是复式环流作用下在江心堆积而成的。当河床横剖面形态不规则时,水流被河床分为两股或多股主流线,从而形成复式环流。泥沙在河底受两股相向底流作用的地段堆积即逐渐形 成心滩(图5.15)。心滩淤积高度超过中水位,便成为江心洲。江心洲一年中大部分时间露出 水面,但洪汛期可能淹没并接受悬移质泥沙沉积。入海河流的河口附近,水流受潮流阻滞也易 形成心滩与江心洲。 边滩与心滩可在一定条件下互相转化,边滩被水流切割后转化为心滩,心滩侧向移动并与 河岸相连,即为边滩。江心洲因其规模较大,在分汊河床消亡时与河岸或河漫滩相连接,可成 为河漫滩的一部分。 图5.12 弯曲河床的平原与剖面形态 221 图5.14 河漫滩的形成(据E.B.桑采尔) 示河流迁移方向;——前期河谷位置 A1。河床相冲积物;A2。河漫滩相冲积物 a.小边滩;b.大边滩;c.河漫滩 图5.13 弯曲河床的横向环流 a.平面图;b.横剖面图 1.惯性离心力引起的横向力分布 2.水面横比降引起的横向力分布 3.二者相结合的结果 222 (三)三角洲 对入海河流而言,河口三角洲是河流与海洋共同作用下,由河流挟带的泥沙在河口地区的 陆上和水下形成的、平面形态近似三角形的堆积体。三角洲沉积速度很快,沉积物向海岸一侧 延伸可形成三角洲平原。无论从平面上还是剖面上,三角洲沉积都可分为三角洲平原、三角洲 前缘和前三角洲三带(图5.16)。三角洲平原带是由河流沉积物组成的三角洲的陆上沉积部分。 大量沙质沉积物形成河口沙坝及水下天然堤及河流下游天然堤决口使河流循最短途径入海,都 易使河流产生分汉,并呈放射状向海洋方向伸展。因而三角洲平原的沉积常包括分汊河床沉积、 天然堤沉积、决口扇沉积以及低地、泻湖的沼泽沉积等类型。三角洲前缘带呈环状分布,沉积 物为分选好,成分纯净的沙质物质,并可分为汊流河口沙坝与三角洲前缘席状沙两类。后者是 河口沙坝在海水作用下重新分布的产物。前三角洲带是由河流挟带的粘土悬浮物和胶体溶液在 海底沉积而成,沉积物富含有机质。 依据形态特征差异,三角洲可分为四类: (1)鸟足状三角洲 多形成于汊流发育的弱潮河口,河流作用占绝对优势,挟沙丰富 图5.15 心滩的形成 图5.16 三角洲沉积分带示意 a.平面图;b.纵剖面图 1.三角洲平原分流沼泽;2.三角洲前缘河口沙坝和席状沙;3.前三角洲泥 223 的河流成几股从不同方向入海,各分汊河口泥沙迅速堆积成向海伸出较长的沙嘴,整个外形如 鸟足,因而岸线),例如密西西比河三角洲(25 250 km (2)尖头状三角洲独流入海的河流,没有汊流或虽有汊流但规模不大,泥沙在河口 堆积成沙嘴,形成明显向海突出的尖头形三角洲,其岸线平直,沿岸发育沙嘴或沙堤(图5.18), 例如西班牙埃布罗河三角洲。 (3)扇形三角洲 它是在河流泥沙丰富,口外海滨水浅情况下形成的三角洲。前缘受 海浪作用,岸线圆滑并基本上被沙堤和堡岛封闭,例如尼罗河三角洲(20 000 km )与尼日尔河三角洲(28 000 km )(图5.19)。我国的黄河三角洲属于这一类型。(4)多岛型三角洲 它的形成一般是通过河口心滩——分汊——沙岛发展而成,星罗 棋布的沙洲和沙岛和纵横交错狭长的汊河构成三角洲平原的主体。形态主要受潮流作用控制, 汊流河口多成喇叭形,口门外有长条状潮流沙坝(图5.20)。例如湄公河三角洲(12 500 km 是这种类型的典型。我国的珠江三角洲也属这一类型。(四)河流阶地 河流因下切而抬升到洪水位以上并呈阶梯状分布于河谷两侧,即为河流阶地(图5.21)。 一般河谷中常有一级或多级阶地,每一级阶地都是由阶地面和阶地坎所组成。阶地面比较平坦, 微向河流倾斜。阶地面以下为阶地坎,坡度较大。阶地高度一般指阶地面与河底平水期水面之 间的垂直距离。阶地的形态要素如图5.22 所示。 图5.17 鸟足状三角洲(密西西比河) 图5.18 尖头状三角洲(埃布罗河) 图5.19 扇形三角洲(尼日尔河) 图5.20 多岛型三角洲(湄公河) 224 阶地的级数是由下而上按顺序分级的,即把高于河漫滩的最低一级阶地,称为一级阶地, 向上依次为二级阶地、三级阶地等。因此,在同一河谷横剖面上,阶地相对年龄一般是高阶地 老,低阶地新。 根据河流阶地的物质组成,可将河流阶地分为侵蚀阶地、堆积阶地和基座阶地三类。 1.侵蚀阶地 它由基岩构成,其上很少有河流冲积物覆盖。侵蚀阶地多发育在构造抬升的山区河谷中, 这里水流流速较大,侵蚀作用较强,所以沉积物很薄,有时甚至在河床中出露基岩。当后期河 流进行强烈下切时,河谷底部抬升形成阶地,因而在侵蚀阶地上很少找到冲积物,即使原先有 薄层的冲积物分布,在阶地形成以后的长期剥蚀作用中,也可能被冲刷殆尽。阶地面上往往只 有一些坡积物。这类阶地面是河流侵蚀削平的基岩面,故称为侵蚀阶地. 2.堆积阶地 堆积阶地在河流中下游最为常见,阶地全由河流冲积物所组成。它的形成过程,首先是河 流侧向侵蚀,展宽谷底,同时发生大量堆积,形成宽阔的河漫滩,然后河流强烈下切,形成阶 地。可是河流下切的深度,一般不超过冲积层的厚度,因此,整个阶地全由松散的冲积物组成。 3.基座阶地 基座阶地的特点是由两种物质组成,上部为河流的冲积物,下部是基岩。这主要是由于后 期河流下切深度超过了原冲积层的厚度,切至基岩内部而成。若阶地形成以后,由于地壳下降 或基面上升,引起河流大量堆积,使阶地被堆积物所覆盖,埋藏于地下,形成埋藏阶地。 河流阶地是一种分布较普遍的地貌类型。在阶地上往往保留大量第四纪冲积物。阶地的形 5.22 河流阶地形态要素 R..河流 A.河漫滩 BD.阶地面 S.一级阶地坎 DE.二级阶地坎 H1.阶地前缘高度 H2.阶地后缘高度 H3.二级阶地前缘高度 图5.21 河流下切形成阶地图示 a.河流下切前在河漫滩上流动;b.河流下切后形成一级阶地 225 态特征和分布规律的分析,组成阶地的第四纪冲积物性质的研究,对于认识这一地区第四纪古 地理面貌,了解该地区的新构造运动和气候变迁的历史过程都是十分重要的。 (五)河谷类型与河流劫夺 1.河谷类型 河谷类型以河谷发育与地质构造的关系为依据,通常将河谷分为顺向河(谷)、次成河(谷)、 逆向河(谷)、先成河(谷)与叠置河(谷)等类型。顺向河指顺原始地面或构造面发育的河 谷,海滨倾斜平原上、火山锥上、背斜或向斜两翼顺岩层倾向及沿向斜谷发育的河谷均属这一 类型。次成河是沿背斜两翼或轴部软弱岩层及构造破碎带发育的顺向河支流河谷,背斜谷、单 斜谷与断层谷皆属此类。次成河进一步下切致使逆岩层倾向的斜坡上也发育河流,因其流向与 岩层倾向相反,被称为逆向河。河流形成后流域内发生局部地壳上升而河流下切速度超过构造 上升速度,河流仍将保持固有流路,故称先成河。河流最初在松散堆积物上流动,后随流域地 壳整体上升而不断下切并基本上保持固有流路切入基岩,则称叠置河,河谷与地质构造不协调 是其显著特征(图5.23)。 2.河流劫夺 一条河流溯源侵蚀导致分水岭外移,从而占据相邻河流流域的过程称为河流劫夺(图 5.24)。河流劫夺与分水岭的迁移有关。分水岭的移动常常导致主山脊线与主分水线不一致。 例如,嘉陵江上游支流的溯源侵蚀已使西秦岭的长江—黄河分水岭向北推进到主山脊线以北, 中秦岭渭河支流的溯源侵蚀则使最高峰太白山几乎全部置身黄河流域。 侵蚀基面高低差异及分水岭距局部基面远近不同,分水岭两侧岩性、构造与地貌特征不一 致,都可引起溯源侵蚀差异和分水岭移动(图5.25)。河流通过分水岭外移发生劫夺后,劫夺 河在劫夺点附近的谷地走向必然发生急剧转折,形成劫夺湾,劫夺点上下作为侵蚀裂点常形成 急流,/谷地亦因强烈下切而发育成阶地或形成谷中谷。被夺河上游改道,下游因失去源头而 成为断头河。而被夺河原有谷地的一部分成为劫夺河与断头河的分水岭,即所谓“风口”(图 5.26)。我国岷江一支流曾劫夺大渡河,使后者由南注安宁河,金沙江改注岷江,安宁河成为 断头河。被夺河大渡河与断头河安宁河的分水岭——菩萨岗即是一个“风口”。 图5.23 褶曲构造地区河谷类型 226小结 地表流水包括坡面流水、沟谷流水和河流三类。流水具有侵蚀、搬运和堆积作用。沟谷流 水主要有泥石流这样的灾害地貌类型。河谷在不同的发育阶段可形成各种河流地貌类型。 复习思考题 1.泥石流形成的条件是什么? 2.什么是河漫滩?在沉积结构上有何特征? 3.什么是侵蚀基准面?在山区如何应用这个概念采取措施来阻击土壤侵蚀? 4.阶地与河漫滩有何区别?在成因上又有何关系? 图5.25 分水岭的迁移 图5.26 河流劫夺平面图 图5.24 河流劫夺 a.劫夺前;b.劫夺后 227 第三节 岩溶作用与喀斯特地貌 凡是以地下水为主、地表水为辅,以化学过程(溶解与沉淀)为主、其他过程(流水侵蚀、 重力崩塌等)为辅的对可溶性岩石的破坏和改造都叫岩溶作用。这种作用所造成的地表形态和 地下形态就叫喀斯特地貌。喀斯特(Karst)原是南斯拉夫西北部沿海一带碳酸盐岩高原的地 名,那里发育着各种碳酸盐岩地形,以后,就借用这个地名来称呼碳酸盐岩地区一系列特殊的 地貌过程和现象。 一、岩溶作用 水中含CO2 时,水对石灰岩的溶解能力很强。当水与空气中CO2 减少,碳酸含量亦减少,CaC03 将发生沉淀。湿热气候条件下土壤CO2 含量比空气中高数十倍,且反应速度很快,因而岩溶作 用强,喀斯特地貌分布广。 岩石的可溶性、透水性,水的溶蚀性、流动性,是岩溶作用的基本条件。 (一)岩石的可溶性与透水性 可溶性岩石基本上分为三类:碳酸盐类岩石(石灰岩、白云岩和泥灰岩等);硫酸盐类岩 如(石膏、硬石膏);卤化物盐类(盐与钾盐)。按溶解度排序,卤化物盐类最大,硫酸盐类居 中,碳酸盐类最小,但喀斯特地貌却主要是发育在碳酸盐类岩石尤其是石灰岩分布区。这显然 与其分布极广且常露出地表有关。 石灰岩的矿物成分主要为方解石;泥灰岩兼有大量不溶解粘土;白云岩则以白云石为主。

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