第三章 地貌过程

　　 3．1 坡面发育与流域演化

　　 3．1．1 宏观的观点

　　 坡面发育的最初理论是宏观的．它力图从整体上把握坡面过程．第一个完整的理论起源于威廉·戴维斯(Willam Davis)．他于1899年根据鲍威尔(Powell)早先(1875年)建立的基础概念提出了自己的学说，这一学说可以概述如下．

　　依地质时间尺度，在造山过程中陆块迅速抬升而来不及剥蚀，以致于原有平整地面景观基本保持下来．构造运动平息后，地貌过程是主要的．由于河流发育而切入陆地，狭谷随之发育，下切的极限在河口处是海平面，在内陆不断升高而形成所谓河流均衡剖面．此后坡面的发育只受整个坡面上作用过程的影响，除了偶尔的侧蚀作用外．

　　戴维斯把地貌发育分为三个阶段来完成它的循环．首先是青年期，有一些干流分布在典型的V型谷中，这时下切作用是主要的．河流中有瀑布和湍滩．在此后的壮年期，河网已经发育并更加完善，瀑布和湍滩已经没有了，大多数河流已经达动态平衡．在河谷起始段的坡地坡度，约在30°-90°间，河谷呈V形．在下游地区发育冲积平原，河谷是宽阔张开的，发育了蜿蜒型和分汊型河流．到了晚年期河谷变得非常宽广，地势起伏已经到了一个基本水平线附近，形成了所谓准平原．在戴维斯的图像中，坡面形态呈上凸下凹形，类似于高斯曲线，这在初级教科书中可以查到．

　　 戴维斯学说的主要挑战者是瓦尔特·彭克(Walthef penckt，1923，1924，1925)．彭克认为：下切是在无穷小的地质时段完成的，在每一个时段产生出具有特定坡度的斜坡单元，这个坡度取决于下切量和发育坡面的剥蚀量．在切入均匀物质的坡面上，风化量和剥蚀量在每一小段中应是恒定的，因此迅速下切产生的斜坡单元应比缓慢下切所形成的斜坡单元来得陡，而陡坡单元一旦形成，以后的剥蚀就被假定为在坡度不改变的情况下引起的斜坡单元的后退．在彭克的图像中，坡度是平行后退的，并且顺坡向上移动；当侵蚀迅速时，形成凸形坡面，侵蚀变弱时，发育凹形坡面．

　　在野外观察中，彭克的剖面被发现主要发育于干旱区，而在普遍的湿润半湿润区，戴维斯的剖面是基本的．

　　 Lester King和J．C．Pugh(1955)发展了一个新学说．她们认为一开始上升大陆块是稳定的，陡坡和海岸线环绕着它，而且河流的峡谷深深向下切割．陆块的剥蚀作用是通过谷壁和海岸悬岸的平行后退发生的，悬岸后退引起底部山麓侵蚀面抬升，进而形成广阔的联合山麓侵蚀面平原．

　　 上述学说都是发展在板块学说建立之前的，它们的地质学基础是槽台学说．近年来在寻找古板块缝合线方面发现了一种重要现象：我国的大河上游常与缝合线伴生，列举如下(王荃、刘雪亚，1981，金性春，1984，杨巍然、王豪，1991)：

　　 (1)西拉木伦河西岸，从巴丹吉林沙漠东侧到吉林省东南部，发现中石炭统的蛇绿岩套．

　　 (2)金沙江左岸发现石炭一二叠纪和三叠纪的蛇绿岩套．

　　 (3)怒江沿岸发现侏罗纪的蛇绿岩套．

　　 (4)雅鲁藏布江沿岸发现晚白垩世的蛇绿岩套，长达1600公里．

　　注意到青藏高原缝合线与河流的关系，我们发现：①越年青的缝合线与河流吻合的越好，如雅鲁藏布江缝合线几乎处处与雅鲁藏布江重合；而较古老的缝合线则偏在河流左岸，如怒江偏于缝合线右岸，通天河也有同样现象．②河流的上游为一山间湖泊地区．

　　实际上黄河上游也挨着秦岭-昆仑缝合线(利用金性春附图)．这种现象提示至少有部分大河，其上游最初发育于缝合线上，由于科里奥利力的作用，河道不断右偏，使缝合缝出露于左岸．科里奥利力在地貌发育中的重要性，已为许世远等(1985)证实，他们揭示长江口地区河道由于科里奥利力作用不断右偏．从余光明(1989)提出的青藏高原从侏罗纪到第三纪的演化模式可发现，雅鲁藏布江发育于闭合的海盆位置上，它从来没有隆起得与邻接的喜马拉雅地区相近以形成平整地面．事实上，第四纪以来二者的差距越来越大．据李吉钧等(1979)，更新世青藏高原山地高度可能超过3000m，高原面为2000m，高原外缘河谷海拔约500m．现代喜山高度为6000m，高原面为2000m(据《中国自然地理·地貌》)．雅鲁藏布江在高原外缘巴昔卡降到500m以下(据李吉均图)．在整个高原隆起过程中，雅鲁藏布江地区始终保持在显著低洼的位置，决不像传统模式那样抬升到一定高度，依靠河流下切形成谷地(当然不否认有下切作用)；这种模式在通俗教科书如斯特拉勒氏的各种版本中被强调到了极端．原始的地面平整，下切是造成巨大差异地形的原因，显然与青藏高原的事实不符合．针对这一事实，我们提出一种适合于板块辐合地区的地貌发育模式①：

　　 设想最初的两个板块在碰撞、俯冲后关闭了海盆而联成一体上升的陆地．在俯冲带就会出现两种情况：其一是两板块缝合处，由于俯冲下去的板块的拖曳作用，必然在缝合线附近形成一个下陷的狭长地带，这个狭长地带比邻区由于挤压挠曲隆起和发生混杂堆积的地带在地形上要低得多，如雅鲁藏布江的海拔仅在3500m左右，极少超过4500m，而相邻的喜马拉雅山平均海拔在6000m以上，这样的高差是构造运动而不是外力侵蚀形成的．在狭长地带形成的同时，发生第二种现象：由于扰曲作用碰撞的边界条件不同以及剪切断裂的存在，会形成一系列的对狭长地带的盆地式分割，形成狭长地带内部的起伏．一旦构造运动比较平静，狭长地带就可能形成固定河道的河流，相对下陷的盆地，会形成湖泊，河道也会因狭长地带的相对扭曲、剪切错动形成宽窄相间的曲折的河道，这一点为班公湖-怒江缝合线、通天河、金沙江所证实．在缝合线地带形成最初河流后，只要构造运动平静，河流就会正常发育下去．在海盆闭合不久，新形成的河流(它可能是某些消失了的古三角洲的上游地区)流域降水丰富，在科里奥利力的作用下，河道可能明显右偏(北半球)，从而将缝合线撇在左岸．此后陆地继续上升，环境变得干燥，降水减少，这种右偏的动力反而可能变小，但始终是存在的．由于海盆闭合、构造上升是“灾变”性的分阶段的，所以活跃的隆起区可能会发生几期夷平面(高原面)和次生的、废弃河道．在构造运动完成后，地貌发展进入壮年期，地貌循环进入Davis或Penck的发育阶段．

　　 必须指出，上述模式是针对板块辐合区的．在板块拉张区，King的学说可能是适合的．事实上，她的学说是南非地貌发育研究结果，正好位于拉张型板块边缘地区．