大连地区典型岩土体风化与侵蚀速率的初步研究

李天德 武钰华

摘 要：该文通过作者对大连市周边典型山体（歇马山、东屏山）进行的实地调查，并结合国内外研究资料，对大连市及其周边典型岩土体风化和侵蚀的主要影响因素进行分析与总结，主要针对的是大连的花岗岩及花岗岩地貌所在地区的一些特征风化成因，气候、降水等因素，以及构造作用对于风化作用与风化壳形成的影响性分析。

关键词：风化侵蚀速率 花岗岩 影响因素 歇马山 东屏山

中图分类号：S151.1 文献标识码：A 文章编号：1674-098X（2015）09（b）-0010-02

对大连地区典型岩石与土体的风化和侵蚀速率的影响因素进行初步研究，对大连各类典型的地貌进行实地考察，分析花崗岩、板岩、石英岩等风化产生的各种土体的风化方式与侵蚀类型，风化壳的组成成分，探讨可能在历史时期中占主导方式的风化与侵蚀方式，从而对数据加以推算，明确找到大连地区典型岩石与土体风化与侵蚀速率。此研究对各类工程地质方面有着比较重要的指导意义。

1 国内外研究概况及其研究

对于研究岩石风化和侵蚀速率来说，如今比较流行利用原地生宇生核素浓度估算地表基岩大侵蚀速率，主要选择的核素是10Be与26Al，宇宙成因核素是指来自外层宇宙空间的高能量宇宙射线粒子（原生粒子与此生粒子）通过轰击地表及其附近岩石中矿物的原子核，使其发生核反应而产生的放射性核素。核素在岩石中的含量受到生成速率和衰变速率的影响，在无侵蚀的情况下，核素的含量在一定时间之后会达到平衡呈现饱和态；如果岩石受到侵蚀，则会因岩石暴露时间少而使核素的含量低于饱和态，因此，可以根据宇宙核素含量随时间的变化来确定地表岩石的侵蚀速率并估算岩石表面的暴露时间。

对大连部分地区出露的花岗岩来说，南方同样出现有典型花岗岩风化形成的花岗岩风化壳，阮伏水等人通过对福建省典型花岗岩特征的总结与描述，主要是以燕山期所形成的黑云母花岗岩为主，也是该文章分析的重点，同时也对风化壳的地球化学特征给予描述，由于位处亚热带的福建的暖湿气候，与中国南方典型红土层的一般特点，也对风化壳几类土层：砂土层、碎屑层、裂隙风化层的一般性特点进行描述；还有对花岗岩风化壳的发育条件如气象因素、地质构造因素、地貌因素的描述；通过数据达到处理具体研究的风化壳的物理特征、风化壳粒度构造特征、风化壳的微结构特征、风化壳团聚与分散特征、风化壳的物理力学特征等。也为笔者研究大连花岗岩风化壳及各类岩石风化壳提供了一个方向。

2 风化作用与侵蚀作用

2.1 风化作用

风化作用是指岩石在物理、化学或生物因素的作用下发生裂解、破碎、溶解并形成次生岩石的过程，是发生在地表的一种重要的地球化学作用。根据其发生的原因来说风化作用可分为物理风化、化学风化和生物风化。

物理风化包括由地壳运动、温度变化、雨水冲刷、冰冻等因素所引起的岩石剥离、断裂和破碎；化学风化主要是指水、大气、有机质及各种阴阳离子对岩石的溶解、转化以及形成次生岩石的过程；生物风化是指生物包括：动物、植物、微生物的生长、繁殖过程及其代谢产物对岩石的机械破坏作用和生物化学溶蚀作用，实际上包含了由生物引起的物理风化和化学风化两种方式。

岩石矿物风化研究的内容主要包括岩石风化速率、岩石风化产物及其演化方向、影响岩石风化的因素包括：温度、压力、时间、pH值、阴阳离子以及生物因素等，以及岩石风化作用的过程和机理等，其中生物风化特别是微生物对岩石风化已经成为研究的热点。

2.2 侵蚀作用

侵蚀作用指风力、流水、冰川、波浪等外力在运动状态下改变地面岩石及其风化物的过程。

侵蚀速率指的是溶蚀速率更多地指可溶性岩石的化学风化过程，剥蚀速率则更多地用来表述岩石的物理风化过程。更偏重岩石总共“丢失”了的物质量，但在有的文献中，侵蚀速率与风化速率的含义相同，但多是测算岩石受风化剥蚀之后的全部绝对损失量，大量文献中还是使用“侵蚀速率”表述此全部绝对损失量。

就目前而言学界较多使用的测算方法是根据测量侵蚀速率变量的属性，大体分为两类：质量测算法与几何测算法，质量测算法通过计算或测量一定时间内岩石减少的质量，而几何测算法则是直接测量岩石表面降低的高度。

影响侵蚀速率大小的基本因素主要包括气候、岩性、构造活动、降水、环境差异、生物因素。

3 影响大连花岗岩风化侵蚀速率的主要因素分析

3.1 降水与温度的影响

大连市年平均气温10.5 ℃，从6月～8月，年平均降雨量在550～950 mm之间，由西南向东北递增。年降水量60%～70%年内分布十分不均匀，在6月～9月间多年平均降雨量占全年降雨量的72.5%。年降雨量最大、小差值达到4.5倍，大连降雨量年、月间变化大，使得风化作用并不是十分强烈，夏季较为充沛的降雨加大了地表水的下渗和与地下水的交换，水解作用强烈，有利于岩体的风化；昼夜温差较小，会形成温差风化，但并不强烈，对于花岗岩体来说，也不太会形成干湿变化所引起的胀缩作用，同时大连地区也没有如南方一样的长时间湿润的气候，所以生物有机酸等物质并不会对风化产生较大影响。

3.2 影响花岗岩风化侵蚀速率的主要因素实例分析

3.2.1 东屏山的花岗岩岩性及风化特征

东屏山花岗岩的长石含量较高，在东屏山南侧山顶东经121°52′21.77″，北纬39°42′41.24″，海拔207.5 m的位置处可以观察到花岗岩风化的程度属于发展的阶段，不仅仅是这一个点，在东屏山的山顶所暴露于地表的花岗岩岩体普遍风化程度比较好，风化裂隙十分明显，基岩表层在各种风化作用下形成的裂隙，规模小，延伸短，均匀密集，构成岩体表层密集裂隙体系。在流水侵蚀的作用与山顶较大的风所带给岩石的较为强烈的风化双重作用下，形成了明显的风化裂隙的发育与花岗岩风化坑；同样该点也明显有流水冲刷的现象，风化裂隙较为短小等特点。

东屏山的花岗岩风化还有一些其他的特点，由于长石含量较高，且风化程度也比较高，可以看出在基岩表面会出现一些黑色的泥质物质出现。这不同于歇马山的风化特点，歇马山所出现的松散的粒径较小的圆形石英的颗粒不同，东屏山并不能看见这些物质的出现，而是粒径更小的泥质，这也反映了不同成分的花岗岩风化程度十分不一样，所形成的风化壳类型也大不相同，因此东屏山从远处就能见到标志的地貌在歇马山并不会出现，近景就会看出所形成的较陡的山顶的地貌形态。

通过一些表层砸出来的新鲜面，也可以看出来东屏山的花岗岩颜色较浅，经过风化后普遍为肉色、粉红色，夹杂着粒径较大的石英。石英碎屑不规则有棱角，边缘参差不齐，土壤颗粒多以团聚体的形式存在，团聚体之间呈孔隙接触式胶结成蜂窝状结构，土体较疏松。

东经121°52′21.25″，北纬39°43′02.03″海拔192.1 m处的点发现了一个花岗岩岩穴，长轴60 cm、短轴27 cm、深度4.5 cm，在此坑中有红色的磨圆的小石头子，因此对于此坑来说东屏山花岗岩风化在风化凹痕中加速速度被记录，速度比岩石表面其他部分要高10倍。而且对于这些小颗粒来说，它们的岩性要比所在风化坑的岩性要坚硬，因此在风化过程中由于流水的作用或是坡度的改变，这些小的石头不断去磨蚀周围的基岩，导致其风化坑的面积不断扩大。

同时也由于这些小石头颗粒的粒径不一，影响着风化坑的形状。风化坑的形状为长条的形，此点在东经121°52′24.61″，北纬39°42′59.98″，海拔203.4 m。内部有碎屑物，但粒径相较于上一个点来说就大了很多，应该是刚刚破碎的花岗岩，棱角分明，该坑有一出水口一进水口，表示流水作用有着很大程度的影响，对于风化坑的冲刷，破碎岩体的磨圆都有十分重要的意义，由此看来并没有足够的证据，来证明我国东部的冰川发育，实地调查发现，这坑确定为风化成因。

3.2.2 东屏山的花岗岩岩性及风化特征

歇马山位于庄河以北20 km处的银石滩，是一座主要以花岗岩地貌为主要类型的山，主峰海拔718 m左右，山東坡趋缓，西坡地势则较为险，歇马山花岗岩的特点：较为坚硬，石英含量较高，黑云母含量也比较多。

我们是从歇马山的东面的山庄入口上的山，由于有植被的覆盖也是在山体较为陡的坡有明显的岩体出露。歇马山的花岗岩特点较为明显，一般的基岩处分布有比较大块的石英岩，岩石颜色较暗没有东屏山的花岗岩的颜色亮，暗色岩石较多，东经123°01′19.62″，北纬39°52′38.44″，也是歇马山入口处河流的位置所在，可以看见岩石下部的流水冲刷的痕迹。

东经123°01′00.87″，北纬39°53′30.53″该点处的岩石表面十分光滑，这个点同样位于上，长时间经过河水的冲刷，一些生物体的附着，导致存在很多泥垢，这些有机质的附着也代表着这些机械冲刷下的岩石，没有如东屏山一样十分细小的花岗岩裂隙的存在。

东经123°59′54.88″，北纬39°53′41.09″处有一个大的圆形石球，而在其下方出现了一样的风化颗粒，主要是以石英岩为主颗粒较大，风化的程度较高，用手可以掰下小的石块，一搓即松散。对于花岗岩风化的碎屑层来说由于岩体风化程度较低，粘粒含量少，骨架颗粒之间以镶嵌接触为主，胶结物以长石初步分解而形成的碳酸盐粉末为主，颗粒之间的胶结力非常弱。

同时这些小的石英磨圆性差，分选型也不算高，通常都是杂乱无章的堆置在大石块周围。就是在上述这个点东经123°59′54.88″，北纬39°53′41.09″处，存在着大块风化的花岗岩。基岩体的下部有着这么一个风化的特征，凸出和凹陷的两块岩石体的硬度应明显高于周围岩体，因而在风化作用之后仍然可以保留下来，凸出处的岩体明显粒径较小更为密实。

可以说，使岩石产生裂隙，使岩粒之间失去胶结力，造成散碎状态，有利于层状风化。一些细粒花岗岩因岩石晶体粒径小，岩石结构致密，抗风化能力强，这也就是花岗岩岩性不同所导致风化侵蚀速率不同的特点之一。此点为东经123°59′52.11″，北纬39°53′47.88″，海拔375.7 m，出现的风化晕，同时也是一个风化坑，其长轴为34 cm，短轴为25 cm，深度为3 cm。

3.3 地形地貌对风化侵蚀的影响

不同的地形条件下，风化有明显差异，因为它影响到岩石风化强度深度和风化物保存厚度。地貌条件是风化壳发育的基本条件之一，如果地貌条件不利于风化壳的发育，即使再优越的气候或地质基础，也不可能导致厚层风化壳的形成。500～800 m的低山，绝大部分地区由于坡度较陡，岩石破碎后，容易剥落，风化壳厚度也较薄，多为2～4 m。400 m以下的广大地区，生物—化学风化作用已十分旺盛，但相对高度为200 m以上的高丘陵区，由于坡度较大，坡地受到长期侵蚀，风化壳较薄，为一般为2～6 m，相对高度为50～100 m的盆谷低丘，风化壳最厚，一般可达10～70 m左右。所以在低海拔的山地区有更多的花岗岩风化，风化的强度更大，就例如东屏山西侧的大量的花岗岩风化壳一样由于坡地受到长期侵蚀且坡度较大，所形成的如今美丽的地貌景观。

3.4 其他因素对风化侵蚀速率的影响

生物作用也是对风化有一定程度的影响，虽然效果不是很大，但简单的植被覆盖与存在于岩石裂隙中的大量根劈作用，也会造成对已有裂隙岩石的破裂的加剧。如东经123°59′41.33″，北纬39°53′16.11″的十分明显的植物根劈作用。

更多时候则是根劈作用与流水作用和植被覆盖所锁住的水分子共同作用下对岩石的多重影响，风化所形成的土壤风化壳土壤的特点像土壤颗粒多以团聚体的形式存在，集合体之间呈孔隙接触式胶结成蜂窝状结构，土体也较疏散。

4 结语

对于大连这样存在的低海拔地区的山地来讲花岗岩，岩石风化侵蚀的影响因素最为主要的条件就是，不同岩性的花岗岩所形成的不同的地貌类型与风化壳类型十分不同，风化壳各异则也代表着风化侵蚀速率的明显差异，土壤较多的地区风化已非常成熟，在东屏山顶就有一部分，但更多数则是如东经123°59′54.88″，北纬39°53′41.09″点处这种碎屑层或者还没有变成碎屑的但已经可以手掰的基岩。

海拔更低风化壳更厚，这样的地区风化也更明显，如歇马山的200 m、300 m左右出现的所谓的“飞来峰”“求子石”等等景观。东屏山则更为明显，因为其山的高程普遍集中在200、300多米的位置。

气候和流水作用对花岗岩的侵蚀更为强烈，充沛的降雨加大了地表水的下渗和与地下水的交换，水解作用强烈，有利于岩体的风化。流水与各类风化相结合，所产生的各类地貌也是花岗岩风化侵蚀的影响因素之一。

参考文献

[1] 张继，韦方强，于苏俊，等.泥石流对岩性的敏感性研究现状及展望[J].安徽农业科学，2008（31）：13835-13837，13841.

[2] 孙晓猛，许强伟，王英德，等.川西北龙门山冲断带北段油砂成藏特征及其主控因素[J].吉林大学学报：地球科学版，2010（4）：886-896.

[3] 单玄龙，罗洪浩，孙晓猛，等.四川盆地厚坝侏罗系大型油砂矿藏的成藏主控因素[J].吉林大学学报：地球科学版，2010（4）：897-904.