第9章水岩相互作用

岩石圈变动与剥蚀作用反馈关系
地面高程增大
岩石圈的变动 （陆块上升）
均衡补偿
剥蚀（或侵蚀 ）作用增强
岩石圈变动与剥蚀作用反馈关系图
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。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。
海洋面积、深度随时间的变化
冰川均衡
从末次冰期最盛期（大约距今18，000年前）到现在，位于北半球中纬地区 的劳伦泰德冰盖（北美）、斯堪的纳维亚冰盖（北欧）及其他冰盖全部融化了， 世界海平面平均上升了100 m（80～120 m）。在原来冰盖覆盖的地区，由于负 荷的减小，地面均衡上升，如劳伦泰德冰盖区和斯堪第纳维亚冰盖地区冰后期 地面上升量最大可达数百米。而海底由于负荷增加，均衡下沉。
洪（冲）积扇的结构
从平面看，洪积扇扇顶堆积的是粗大的砾石，由扇顶向扇缘的堆积物颗粒 逐渐变细。从剖面上看，洪积扇的底部主要是由粘土或亚粘土物质组成，垂直 向上物质逐渐变粗，由砂砾石组成，这是当洪积扇发育时，每次洪水水量增大， 带来砂砾物质增多，后一次堆积超覆前一次堆积时才能形成。 实际上，洪积扇的结构多是砂砾互层和砾石层中夹砂透镜体或砂层中夹砾 石透镜体，因为每次洪水量不同，带来的砂砾量不等，颗粒大小不一样，堆积 的范围也不同。
第四节 构造-侵蚀-地貌循环
• 侵环（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。
戴维斯的地貌循环理论的局限性：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；对地面剥蚀导 致的地面均衡补偿上升没有考虑；地面稳定的时间不一定会足够的 长，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。
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。
念青唐古拉山 垭口坡积裙
沟谷流水作用与地貌
沟流：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。
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。
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：侵蚀作用、搬运作用与沉积作用。 这三种作用主要受流速、流量和含沙量的控制。一定的流速、流量只 能夹运一定数量和一定粒径的泥沙。当流速、流量增大或含沙量减少 时，流水就会发生侵蚀，从而夹带更多的泥沙；反之，当流速、流量 减小或含沙量增加时，就会发生沉积。 流水地貌：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。流水地貌是水圈与岩石圈相互作用的结果与 标志。流水地貌可以划分为坡面流水地貌、沟谷流水地貌和河流地貌。
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 海岸发育与海岸地貌 第七节 海陆相互作用与河口、三角洲 第八节 水岩相互作用与滑坡、崩岸、海啸及泥石流
第一节 岩石与水的关系
秦岭九龙潭之九潭上的流水下蚀沟谷及凹槽
帕隆藏布峡谷
河 流 的 侵 蚀 与 堆 积
都江堰
都江堰全貌
都江堰鱼嘴和金刚堤
都江堰飞沙堰和宝瓶口
治水宝典
河流的侧蚀作用
由于河水惯性离心力的作用 使河水冲向弯曲河床的凹岸， 造成凹岸被侵蚀。而凸岸水 流减缓，在凸岸河水携带的 泥沙就会沉积，河床不断加 宽，河曲的曲度变大，形成 蛇曲河。蛇曲河最后会裁弯 取直。废弃的弯曲河道称为 牛轭湖。
第三节 水的分布、负荷均衡与岩石圈的形变 岩石圈的变动与 水的分布的变化
水负荷均衡调整与岩石圈的形变
• 水均衡是指，由于地球表面水分布的变化，导致各个地区受到的水 的重力负荷发生改变，从而导致岩石圈变形、地面升降的过程。在 海洋的边缘，由于海水深度向大陆的减小，水均衡下沉量向岸边逐 渐减小，从而导致大陆架、大陆坡地区的掀斜。由于海底的均衡下 沉，软流圈物质从海底流向大陆，从而引起大陆边缘地区的隆升。 这一过程的结果导致：（1）海洋的加深和大陆的增高，海洋与陆 地的高差、起伏增大；（2）大陆架、大陆坡的坡度增大（变陡）； （3）海洋面积的缩小和陆地面积的增大。实际上，自大洋形成以 来，面积在逐渐减小，而深度却在不断增大，除与岩石圈运动有关 外，还可能与水均衡作用有关。
侵蚀循环模式
戴维斯于19世 纪末提出的地貌循 环（侵蚀循环）理 论，刻划了地面发 育的阶段性。由于 这一理论是建立在 构造上升与河流的 侵蚀基础之上的， 因此对说明岩石圈 与水圈的相互作用， 是一个很好的例子。 戴维斯将地面 的发育分为幼年期、 壮年期和老年期。
剥蚀系统模式示意图（Strahler）
武夷山格状断层与九曲溪的发育
岩石圈结构对流域性质的影响
外流流域：指流域的水汇入海洋的流域； 内流流域：指河水不流入海洋的流域。 流域的性质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。另一方面则受到岩石圈结构的控制，内流流域多出现在一些封闭盆 地或封闭洼地。 受构造与地 形控制发育 的西藏羊卓 雍湖
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。 • 空隙的连通性决定岩石的透水性，决定水的下渗与在岩 石中的流动，从而决定水的循环，尤其是地下水循环。
• 根据储水和透水的能力，可将岩土层分为含水层和隔水 层。 • 含水层：岩层空隙中含水且能透水的岩层，如砂岩层、 砾岩层等；而不含水或隔水层：含水但不透水的岩层， 如粘土层、泥岩或页岩层通常为隔水层。
沟谷的发生、发展，与岩性、气候、植被等因素有密切关系。
沟谷发育初期，谷底不断下蚀加深，沟头不断溯源侵 蚀后退，使沟谷伸长。沟谷进一步发展，在其下段下蚀减 弱、旁蚀作用加强，使沟谷加宽。随着沟谷的加长和加宽， 流域面积加大，当沟谷内有常流水时，沟谷也就变成了河 谷。
河 流 的 下 蚀 作 用
黄土上发育的细沟
水流不间断的作用于河床，而河床反过来约束着水流。当水流所携带的泥沙量小 于它的输沙力时，发生冲刷。相反，如果水流挟沙太多，超过了它的挟沙力，其 中一部分较粗的泥沙就会堆积下来。河床冲刷使过水断面增大，导致河流流速减 小，引起河流输沙力降低。最终使得冲刷作用减弱、停止，从而出现淤积。而淤 积将会缩小过水断面，使得流速加大，输沙力加强，从而导致河床淤积的停止和 河床侵蚀的发生。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。
下蚀作用与侧蚀作用的关系
时间上河流发育 的早期以下蚀作 用为主，随着坡 度减小，逐渐转 为以侧蚀作用为 主。 空间上河流的上 游以下蚀作用为 主，河流的下游 以侧蚀作用为主。
洪积扇
间歇性的洪流把冲刷下来的物质带到沟口堆积，形 成半圆锥状或者扇形堆积体，称为冲出锥或洪积扇。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。洪积扇一般 坡度较缓，面积较大。
岩石的风化、剥蚀离不开水的参与
• 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； • 正是由于有了水，才有了生物，才有了生物风化作用； • 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。 • 如果没有水的参与，风化剥蚀的效率将会大大地降低。
• 孔隙水：存在于松散的砂、砾或者砂岩等孔隙中的水； • 裂隙水：坚硬岩石裂隙中的地下水； • 喀斯特水：可溶性岩石溶穴中的水。
水对岩石的侵蚀改变了岩石圈表面的形态
第二节 岩石圈的结构与流域性质和水系发育
岩石圈结构与水系发育： 岩石圈结构，决定流域的大小、形状和性质。 岩石圈的结构，决定水系的形状； 水沿水系运移，塑造出各种地貌景观。
岩石圈与水圈的相互作用
地球表层环境的变化
岩石圈形变
水圈结构的改变 （水的分布的改变）
负荷均衡作用
岩石圈与水圈相互作用、相互影响，形成正反馈作用的循环。岩 石圈形变，改变水圈的结构（如水的分布或厚度）,导致负荷均衡作 用。由于负荷均衡作用，引起新的岩石圈形变，从而进一步改变水 圈的结构（如水的分布或厚度）。当然，这样的反馈作用，也可以 由水圈结构的改变开始。
流速增大
流速减小
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。 海平面是河流侵蚀的最终基准面，干流水面可以作为 支流的侵蚀基准面。 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。
• 岩石的形成离不开水 • 岩石的风化、剥蚀离不开水的参与
• 岩石的性质决定了水的下渗、流动与循环
• 水对岩石的侵蚀改变了岩石圈表面的形态
岩石的形成离不开水
• 沉积岩：其形成经过的四个阶段：风化剥蚀阶段、 搬运作用阶段、沉积作用阶段、成岩作 用阶段。无论是哪个阶段，都离不开水 的作用。 • 火成岩：岩浆活动过程中，伴有水汽的逸出，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：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。
坡度—侵蚀强度关系示意图
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。 坡面坡度增大，径流流速加快、动能增大， 对坡面的冲刷增强。但当坡度增加到一定 程度时，却因为受雨面积减小而使坡面流 量减小，对坡面的侵蚀反而减弱。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。
地面负荷均衡升降量计算公式
假设地面物体（物质）与地幔软流圈之间处于静力平衡状态。根 据静力均衡原理，单位面积上地面所承受的负荷重量等于上地幔 软流圈对它的上浮力。即有
ρ ΔH A = ρ ΔH A f f r
其中 ρf和
ΔH
f
分别是负荷物质的密度和厚度， ρr和ΔH则分别为
上地幔软流圈物质的密度与地面均衡调整的量（均衡升降量）。 由此可得地面负荷均衡升降量：ΔH= ΔH f （ ρf /ρr） 研究表明，上地幔软流圈物质的密度大致在3.2~3.4g/cm3之间， 平均取3.3 g/cm3。因此，只要知道负荷物质的密度与厚度，即 可求出地面可能发生的负荷均衡升降的量。
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。细流在流动过程中时分 时合，没有固定流路，因而能比较均匀地冲刷地表松 散物质。 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。
河流作用与地貌
水流不间断地作用 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。
泸定大渡河
河流作用与地貌
河流作用与地貌
长江源地貌
长江源地貌
雅鲁藏布江上游的宽谷地貌
小三峡
长 江 小 三 峡
长江三峡
长江下游的开阔河床地貌
河流的自调节作用(河床动力-形态反馈机制)