八章   風化作用及土壤的形成  (紀文榮 2003/06/03)

 

 

一、風化作用

岩石地殼內部的火成岩、變質岩和沈積岩,埋在地底下時,基本上具有較高的溫度和壓力。

但這些岩石及其組成礦物一旦暴露於地表上,則變成處於低溫、低壓和富含O2CO2 以及生物甚為活躍的環境。

在此種條件之下,其中的礦物和岩石大多會發生機械碎裂。

如再經過進一步的分解與化學作用後,整個岩石會逐漸裂解為碎塊、砂粒和泥土(8-1)

 

 

而其中能溶於水的成份,經過雨水及河水的沖涮後則會隨著水流失,僅留下殘留物在原地堆積,

此種由岩石變為殘留碎屑再變為殘留物的變化過程稱為風化作用(8-1)

風化作用主要可分為物理及化學風化作用兩頪

 

():物理風化作用

 

物理風化作用又稱機械風化作用,此作用為在氣溫反復升降及變化的條件下,岩石在原地發生碎裂的過程。

經過此種過程不改變原岩的化學成份(8-1、圖8-2、圖8-3)

 

 

 

 物理風化作用的進行,主要有三:

 

溫差作用:在熱帶及亞熱帶地區,年溫、日氣溫差的變化甚大。

位於此地區的岩石,由於其中的礦物組成,例如花崗岩由鉀長石、斜長石、石英和雲母等所組成,具有不同的熱脹系數,

因此可使礦物之間產生裂隙。

如果這些小裂隙串通以後,則會成為大裂隙,甚至使岩石裂開,因而導致岩石表層逐層剝離和碎裂(8-4及圖8-5)

 

 

冰劈作用:水結成冰後,其體積可增加9.2%

白天雨水若滲入岩石的裂縫中,到了夜晚,由於溫度下降,裂縫中的水,自外向內逐漸凍結成冰,

此種冰體對裂縫岩壁可產生2000kg/cm2的巨大壓力。

到了第二天冰体溶化,到了夜晚再度凍結。長期以往此種擠壓力會逐漸使裂縫不大擴大,終而導致岩石的崩解(8-5)

 

根劈作用:在乾旱和半乾旱氣候地區,岩石中的細小裂縫,若為大樹如榕樹、松、柏等的根系扎入岩石的裂縫中以後,

日後隨著樹木的成長,樹根加長加粗,致使裂縫岩壁產生極大壓力,加速岩石的破裂與崩落(8-4a)

 

物理風化作用的主要特點為使岩石產生碎裂、崩解、剝落,並使碎塊和岩屑在重力作用堆積成堆積物。

但由於未經淘選,因此大小混雜,層次不清(8-1)

 

():化學風化

 

化學風化作用為指因大氣、水和水溶液的作用,而使岩石產生化學的分解過程。

在化學風化過程中,其中的成份已經改變。

事實上物理作用與化學作用有時為同時進行,劇烈的物理風化作用後,可加速化學作用的進行。

例如桂林的石林即為物理與化學作用共同作用的結果(8-6)。較主要的作用有氧化作用及碳酸化作用二種。

 

 

二、土壤

土壤為地球表面陸地上的疏鬆表層,經風化作用後的殘留物,陸上的動、植物賴以為生。

土壤之所以能够生長植物,是因土壤具有長期不斷地供給植物生長所需要的養份、水份、空氣和熱量。

 

土壤的主要組成有腐殖質、礦物質、水份和空氣。

腐殖質為生物或微生物的遺體,經腐爛和聚集以後形成的。

土壤中的礦物質,多為由風化過程後殘存的粘土礦物以及石英、長石、角閃石、雲母等所組成。

這些礦物質與土壤中的腐殖質、水份和空氣相互作用以後,即可成為植物的養份。

土壤一般厚約50~60cm 1~2m,最厚可達10m以上。一般可分為三層(8-7及圖8-8)

 

 

 

 

表土層:有機質含量豐富。

由於其中含大量的腐殖質多呈黑、灰、淺灰等暗色,為農耕作的對象(8-7及圖8-8)

 

澱積層或心土層:

有機質含量較表土層為低。此層的形成主要由於雨水不斷從上層滲入,經淋濾沈澱作用後下來的部份物質。

 

母質層:此層的生物風化作用影響較弱,為屬於殘積層和半風化層(8-7及圖8-8)

土壤的類型與分佈,主要受氣候與岩性的控制及生物的影響。

主要的土壤類型有紅土壤、黃土壤、棕土壤、褐土壤及黑土壤,在石灰岩地區則以形成鈣質土壤為主。

 

中國大陸西北的黃土,以厚層的黃土所的黃土高原著名,它的形成目前認為它是風成沉積(8-9、圖8-10)

 

 

 

九章  河川作用  (紀文榮  2003/06/03 )

 

一、緒論

河流遍佈全球,如同人體的血脈。

其侵蝕作用為地球上最重要的外營力地質作用,和人類之關係非常密切。

影響河流作用關係最密切者為雨水及大氣作用。

 

雨水(Precipitation)降落到地面上以後,大部份直接蒸發(Evaporation)到大氣中去,

一部份則為植物所吸收後再蒸散(Transpiration)到空大氣中,

另外一部份則滲入(Infiltration)地下成為地下水,其餘的則成為逕流(Runoff)在地表上流動,再匯聚而成為河流(Stream)(圖9-1)。

 

 

影響逕流的因素有降雨量、岩性如滲透率、地面植物的分佈狀況、溫度、風力的、和地面的坡度等。

河流為由逕流所造成,沿著河道及坡度由上向下流,由於挾帶石塊、石屑或溶解物質,

因此,河流具有侵蝕、搬運和沈積等作用,為最重要的一種地質營力。

 

此種雨水(包括雪、霜、雹等)下降滲到地面,一部份蒸發為水蒸氣,大部份經由河流流到海洋,

最後再經蒸發後會到大氣之中,此種系統稱為水文循環(Hydrologic Cycle)

 

河流的逕流水量用以下列公式表示: 

逕流(表流)=降雨量- (蒸發++滲入) 

而流量則與河道的寬度和深度、流速及坡度有關,可以用下列公式來表示。 

流量(立方公尺/)=河床寬度(公尺) x 河床深度(公尺) x 流度(公尺/)

 

河流對人類的日常生活非常重要,除了為人類生活所必需的主要飲用水源外,也是供應都市、鄉村以及工業用水的主要來源。

河水也可供水力發電、船隻航行、交通及觀光娛樂之用。

 

二、河流之侵蝕作用(Stream Erosion)

(1):侵蝕作用的性質 

河流的河逆剖面為一上游較窄而深,向下游逐漸加寬但變淺(圖9-4及圖9-5),因此其侵蝕作用及形式也不相同。

 

 

 

 

造成河流的侵蝕作用可分為三種

 

水力作用(Hydrolic Action)-河水之動能可產生沖撃力量,並對河床之底部及兩側產生破壞及侵蝕作用。

在河流上游,沿基岩裂縫可將大塊之岩石沖刷下來,以流水挾帶前進;

在下游則沖刷河流兩岸及河床底部的鬆軟沈積物(圖9-5、圖9-6、圖9-7)。

 

 

 

磨蝕作用(Abrasion)-由水力作用所沖出之砂泥土,對河床基盤產生磨蝕作用,同時砂礫泥土彼此之間,

亦相互磨擦使砂粒逐漸地變圓及變小(圖9-6及圖9-7)。

 

 

 

在有瀑布(圖9-8)的地方常造成湡流,並以水中所挾帶的泥砂將河床研磨成許多甌穴(Pot hole) (圖9-9),

如此繼續磨蝕,可使甌穴相互連通進而可使河床加深。

 

 

溶解作用-此種作用以石灰岩區地區較為發達,主要為河水進入岩石的裂縫而產生的溶蝕作用(Corrosion) (圖9-10)。

 

 

一般言之,河流中較粗大的礫石,其移動多以推移搬運為主。

礫石一般呈橢圓形或近圓形,在河水推動下,沿河底向前移動,一旦水流推力減弱小時,即停止下來。

位於主流附近的礫石,長軸方向多平行水流方向,有時並呈疊瓦狀排列,據此可研判古水流的流向。

 

顆粒中等的砂粒,以不均勻地運動為主,推移與跳動相互交替出現為主。

而細粒、粉砂級以下的顆粒通常以懸浮搬運為主(圖9-6及圖9-7)。

 

河流的搬運能力除了與流速、流量有關外,尚與流域內的自然條件有關,

例如氣候旱燥、風化強烈及地面缺少植被的地區,進入河流中含有大量的的泥沙;

反之,河流的泥沙則較少(9-10、圖9-11)

 

 

():侵蝕作用的方式

 

河流的下蝕作用

由於河床底部大多為傾斜的,河流水在重力作用使其河床底部受到沖擊而產生破碎;

另一方面,河流常挾帶沙石,對河床底部也會產生沖撃和磨蝕作用,使其產生剝蝕,

因此,河床就不斷地降低,河谷加深同時也延長河流之長度(圖9-6及圖9-11)。

 

河流的側蝕作用

河水以自身的動力及所挾帶的砂石對河床兩側或谷坡進行破壞的作用,稱為河流的側蝕作用(或稱旁蝕作用)

(圖9-5及圖9-11)。側蝕作用結果可使河床彎曲、谷坡後退、河谷加寬。

事實上河流的下蝕作用和側蝕作用兩者幾乎為同時發生的。

在河水對河床岩石下切同時,也對河床兩側進行側蝕作用。

 

但由於不同河流及不同河段的河水流速、河床的坡度、岩性等因素不同,因而侵蝕作用的強弱也就不同。

有的地區或地段表現出以下蝕作用為主,而有的卻以側蝕作用為主。

一般言之,在河流的上游常以下蝕作用為主,河谷的橫剖面以「V」字形河谷地形為主;

在下游則以側蝕作用為主,以谷底寬平的碟形河谷地形為主((圖9-4及圖9-11)。

 

三、河流之搬運(Stream Ttansportation)作用

 

河流搬運的方法有三種(圖9-5、圖9-6、圖9-7): 

 

懸濁搬運-所侵蝕的碎屑物懸浮於水中,隨水流向下游搬運 (圖9-5--9-7及圖9-10--9-11)。

 

滾動搬運-粗大顆粒的石塊體,大多藉流水之沖力推動,沿河床滾動而前進(圖9-6及圖9-7)。

 

溶液搬運-溶解於水中的礦物,隨流水而前進,最後導入湖海之中。

 

四、河流的沈積作用

當河流的搬運力減低或消失時,主要由未膠結石樂、砂土及粗土組成。

例如河流的流速和流量減低,和河床寬度增加。或支流搬運而來的岩屑進入主幹河道以後,則會產生沈積現象 (圖9-12)。

在陸地上河流交口所沈積的物質稱為沖積層(Alluvium) (圖9-13),

此沈積物經固結後即可成為沈積岩。如河流中的碎屑物被搬運進入海洋以後沈積即可形成海相沈積岩(圖9-11及圖9-14)。

 

 

 

五、河流所造成的地質現象及地質景觀

 

(1):上游地地區: 

狹小河谷主要以快速向下切蝕作用為主((圖9-11及圖9-14)。常見的地質現象有二種:

 

瀑布(Waterfall)

河流的突然下降例如由軟弱岩層進入堅硬岩層時就可以形成瀑布(圖9-15及圖9-16)。

 

 

 

 

甌穴或壼穴(Pothole)

甌穴為亂流水流不停地在河流的底岩上穿鑿而形成的圓柱狀洞穴(圖9-16--9-17)。

 

 

洞穴的深度由數公分到數公尺不等,常呈圓形橢圓形,而洞穴的口徑可以大到數公尺(圖9-9)。

壼穴的形成大多由於河床基岩上已先有淺窪或小穴,當亂流中的漩渦水挾帶砂礫進入小窪穴內後,即產生磨銼作用,

使小穴逐漸加深及變大,因而形成各種形狀大小不一的圓穴。

因此壼穴內大多可見小圓石子(圖9-17)。

 

(2):中、下游地區

 

中、下游地區的河床,河谷較為寬廣,而河道兩壁,由於時常產生塊體運動和山坡的沖刷作用,

以致有大量的岩塊沖蝕下來,使河道向兩旁開展,如此河床可逐漸擴大而形成標準的V形河谷。

河流進入下游地區以後,由於有強烈的側蝕和河曲作用,因而形成很

 

寬廣的河谷(圖9-11)。寬廣河谷所形成的地質現象和沈積物如下:

 

沖積平原(Alluvial Plain)

河流經平原地區以後,由於速度頓減,其所挾帶之泥砂,則沈積於河流的兩岸,稱為沖積層(Alluvium)

而沖積層所覆蓋的地區,稱為沖積平原(圖9-18)。

 

 

在河流的中、下游地區由於側蝕作用致使形成產生曲流,在此河流曲流帶內側,亦可形成沖積平原(圖9-11、圖9-18及圖9-20)。

當河水氾濫時,其河濱地區,因流速驟減而沈積以粗砂礫為主的沈積,久而久之即可形成一平緩傾斜的沈積,

稱為天然堤(Natural Levees)(9-19 )

 

 

距河稍遠處,沈積物以較細的細砂及黏土為主。沖積平原上的土壞,甚為肥沃,

例如大陸黃河、美國密士西比河及非洲之尼羅河等之沖積大平原,為農產富庶之地區。

 

 

曲流(Meander)

河流在寛潤的河谷中常呈來回彎曲稱為曲流(Meander) (圖9-20及圖9-21)。

 

 

曲流的形成具有侵蝕和沈積雙重作用,在河曲的外側亂流作用強,以側蝕作用為主,

其所侵蝕的岩屑慢慢向下游移動,並堆積在曲流的內側。

曲流的內側亂流作用比較弱,流速比較慢,以堆積作用為主。

 

當曲流造成的時候,河流不時迂迴曲轉,在曲流的外側或凹側(Concave)產生侵蝕作用;

而在它的內側或凸側(Convex)發生堆積作用。

在河谷內側的沈積稱為曲流沙洲(Point Bar) (圖9-20--9-22)。

 

 

三角洲(Delta)

當河流進入海洋或大湖泊後,由於河面變寬、河速驟減,因此所挾帶的泥砂逐漸沈積下來,

日積月累下來後即可造成沙灘,稱為三角洲(圖9-23及圖9-24)。

 

 

 

三角洲的沈積大致可分三層:底層(Bottom Set ),以細粒的沈積整齊平舖於海底上。

前層(Fore Set),顆粒較粗,微向海洋方向傾斜,傾角的大小隨沈積時水面的深淺而定。

而頂層(Top Set)多呈水平層,覆於前層之上,因沈積時已出水面,故多屬陸相沈積(圖9-25)。

 

 

 

三角洲生成之條件為:

(1)河流進入海洋或湖泊處,潮汐微弱;

(2)河水所挾帶之泥砂,為量甚鉅;

(3)海岸與海底坡較為平緩之地區。

 

台地(Stream Terrace)

河谷兩旁比較平坦而高出河床的平面地區稱為台地。

台地多由於地盤上升或河床下切古河床的沖積平原所遺留下的,亦即新河床切過古河床面而下降到較低一個水面。

台地多在河床兩側成對稱狀,也有不成對者。

如前後有數期河流的切蝕作用發生,即可以造成數級階梯狀台地(圖9-26)。

 

 

河流的襲奪(Stream Capture)

相鄰兩條河流之中,有一條河流的侵蝕力較強,河床向下切割較深,向源侵蝕快,容易向上切蝕,

穿過分水嶺而將分水嶺另一條河流的上游部分截奪,使該河的河水流入侵蝕力較強的另一條河流中,

此種作用稱為河流的襲奪。

截奪他條河水流者稱為截奪河,而另一條被截奪河水流者則稱為斷頭河(圖9-27

 

 

 

六、河流的侵蝕循環(Cycle of Erosion)

河流河谷的發育史歷經了幼年、壯年及老年三個階段(圖9-28、圖9-29),

稱為侵蝕循環,最早由美國的台維斯(W.M.Davis)所創立。

 

 

 

河谷的發育始自幼年期,幼年期的河谷以河道快速向下侵蝕為主,

其所形成的地形特徵包括標準V型河谷及峽谷瀑布。

到了壯年期河谷,河流的下切作用與速率逐漸降低,河谷的坡度更為平緩,以側向侵蝕用為主,

大部份的瀑布或急流多已消失,開始出現沖積平原及曲流。

到了老年期河谷,河流以側向加寬作用為主,下切作用為輔,最明顯的特徵包括泛濫平原、牛軛湖及自然堤的發育。

最後河流間的山地逐漸被夷平為準平原地貌(28--30)

 

 

 

準平原地區如經構造抬升,已達老年期的河流則會因位  差增大而使侵蝕作用再度活躍。

由於此時河流的侵蝕作用及河谷地形發育又再度由老年期或壯年期重新回到幼年期階段,

此種現象稱為作回春作用 (Rejuvenation)

此種因河流作用而使地形面產生週而復始的演化及作用,稱為河流的地形循環(Fluvial Geomorphic Cycle)(圖9-29及圖9-30)。 

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