地貌演化阶段

地貌的形成和发展是一个动态过程，地貌的形态是随着造貌的动力条件变化而变化的，而描述这一演化过程是通过沟谷和斜坡的形态变化来展示的。在地貌演化理论方面，以美国地貌学家 W. M. Davis(戴维斯)和德国地质学家 A. Penck(彭克)的工作最出色。
1. 侵蚀旋回理论
这个理论是由 W. M. Davis 提出的，其基本观点是地貌的发展具有阶段性和旋回性，从地貌的产生到发展再到消亡，是一个逐渐发展的过程，但在不同的发展阶段，地貌的特征不同，这就是地貌发展的阶段性。当造貌动力发生变化时，地貌的发展可以重复前一个轮回，即地貌的旋回性(geomorphic cycle)。W. M. Davis 通过对河谷地貌的观察、分析和研究发现:河谷的形态在不同的发展阶段其特征不同。根据这些特征，可将河流地貌的发展划分为 3 个阶段，从早期到晚期依次为幼年期(young stage)、壮年期(ma-ture stage)和老年期(old stage)(图2-29)。

图 2-29 河流地貌发展的 3 个阶段(据戴维斯，1899)

幼年期 是河流发展的初期，河流的侵蚀作用较弱，但正在逐渐加强，发展很快。这个时期的河流短，河谷浅，谷底窄，横剖面为 “V”字形，切割程度低，所以地形起伏不大(图 2-30)。这个阶段的河流特征相当一条河流源头地区的状态。

图 2-30 河流发育阶段及其地形特征(据戴维斯，1899; 修改补充)

壮年期 是河流侵蚀作用最强盛的时期，尤其是下蚀作用更为强烈，也是河谷地形起伏最大的时期。水流湍急，强烈的下蚀作用形成深窄的河谷，河谷横断面为陡峻的 “V”字形，谷底窄，谷坡上可发育窄小的侵蚀阶地。这个时期的河谷特征相当河流的中、上游河段。
老年期 是处于河流作用的衰弱时期，河流的下蚀作用极其微弱，甚至丧失了下蚀作用，河床在宽缓的河谷中极度弯曲并左右迁徙。地形起伏小，谷底非常宽，而谷坡很矮，两河流的分水岭地形模糊或为小的残丘，河谷的横剖面为 “碟”形。
W. M. Davis 提出的这个理论有一个假设的前提: 地壳运动长期稳定，气候特征不变。但自然界环境并非如此，地壳运动和气候经常发生变化，所以一条河流很难完整地走完这 3 个阶段。但这个理论对我们研究河流地貌的发展趋势以及在河谷中进行工程建设是具有重要意义的。

图 2-31 平行下降说(a)与平行后退说(b)的斜坡演化图(据 W. M. Davis，1899 和 A. Penck，1924)

2. 斜坡发展理论
陆地地形变化的一个重要表现是斜坡的变化，如斜坡的坡度和高度的变化。斜坡的特性是流水侵蚀作用和重力作用共同改造的结果，对斜坡的演化发展有两种不同的理论，一是 W. M. Davis 的平行下降说(Peneplain theory)，二是 A. Penck 的平行后退说(Theory of slope retreatedby erosion)。
平行下降说 这个学说强调地面流水的侵蚀作用。在它的作用下，斜坡在降低的同时，坡度也在变缓，所以在一个谷地的横剖面上，谷地的形态从较深窄的 “V”字形向宽缓的 “碟形”发展(图 2-31a)。
平行后退说 这个学说强调重力对斜坡的改造作用。在重力作用下，斜坡不断地崩塌和撒落，谷坡不断平行后退，形成有尖顶残丘和山足剥蚀面的和缓地形，其横剖面形态从较深窄的“V”字形向宽浅的 “U”字形演化(图 2-31b)
这两个斜坡发展理论是将自然界的复杂情况简单化了，侧重表述某些特殊地区的情况。平行下降理论更符合降雨多的湿润地区斜坡发展的过程，而平行后退说比较适合干旱气候区的斜坡发展。实际上，一个斜坡的发展是各种因素共同作用的结果，如岩石、构造、气候、重力、人类活动等都有影响，只是在不同的地区由一、二种因素起主导作用而已，形成不同特征的斜坡形态。

假定某一地区的原始地貌是一个简单的平原，这个平原经地壳运动而被抬升，抬升到一定的高度后转变为稳定。在这样的条件下，流水为主的作用将使地貌按如下模式发展。
（1）幼年期阶段
河流循被抬升的原始倾斜地面发育，开始时水文网稀疏，在河谷之间存在着宽广的分水地（图8—19A）。随着河流的下切侵蚀，河流比降开始加大，坡折增多，横剖面呈“V”字形，坡谷坡陡。坡顶与分水地面有一明显的坡折。这时谷坡上的崩塌、坠落和滑坡很活跃。后来，水系逐渐增多，地面分割加剧，河谷加深，较大的河流逐渐趋于均衡状态。此后，谷坡的剥蚀速度相对大于河流下切的速度，河谷不断展宽。整个时期的地势起伏最大，地面最为破碎（图8—19B、C）。
　

　
（2）壮年阶段
谷坡不断后退，使分水岭两侧的谷坡日益接近，终于相交，原来宽平的分水岭最后变成狭窄的岭脊（图8—19D）。但这时的谷坡仍然较陡峭，崩塌、滑坡过程仍然很活跃。随着谷坡侵蚀过程的不断进行，谷坡逐渐减缓，山脊变得浑圆，谷坡上的岩屑很多，谷坡上部的岩屑通过土溜或土壤蠕动向下搬运，下坡的岩屑主要是受流水片状冲刷和谷坡侵蚀，这时在谷坡下半部常形成凹形坡。壮年期阶段的主河一般都已趋于均衡状态。到壮年期最后阶段，较小的支流也渐渐趋于平衡状态，这时的河谷比较开阔，山脊也浑圆低矮（图8—19E）。
（3）老年期阶段
河流停止下切侵蚀，分水岭将渐渐下降，地面成微微起伏的波状地形。河流蜿蜒曲折，河谷展宽，谷坡较稳定。如果有局部坚硬岩石区，因抗侵蚀力强而保留有突出的山丘，孤立在周围平缓起伏的地形之上，称为侵蚀残丘。整个地面称为准平原，它代表河流地貌发育的终极阶段（图8—19F）。例如我国江苏北部的徐州一带，安徽滁县以北张八岭一带都可见到第三纪形成的准平原的残迹。
上述流水地貌的发育过程是一个理想的简化模式。其实流水地貌的发育还受以下因素的影响：a．与地壳上升的同时，河流就开始下切；b．地壳运动的方向和强度是经常变化的；c．河流地貌在长期形成发展过程中的自然地理条件变化；d．河流侵蚀作用和堆积作用是矛盾的对立统一；e．地貌发育的长期趋势和短期发展的变异等。

一、地貌发育阶段的区域对比

总结张家界地区的地貌结构可以发现，其与华北地文期之间具有很好的可对比性。综合各地貌面的特征，笔者认为，湘西期夷平面应与华北太行山地区的太行期夷平面相当，而张家界宽谷面与华北的唐县面(Willis，1907;叶良辅，1920)对应。而索溪峪期切割和澧水期切割可分别与华北的云台期切割(赵逊等，2005)和汾河期切割(Willis，1907)对应。根据以上对应关系，可大致推断上述四个主要地貌演化阶段的时代。其中湘西期夷平面的主要发育阶段应该在是古近纪期间，至古近纪末期成型，形成了发育广泛的准平原状高原面;随后的古近纪末至新近纪早中期，发生了索溪峪期切割，形成了深切达700～800 m的沟谷;在之后的中新世晚期至上新世，区域内在经历了长期的侧蚀夷平后形成高出现今河谷150～250 m不等的张家界期宽谷面;之后，在河流下切再次复活后，在澧水期阶段性切割过程中形成了现今河谷中普遍可见6～8级河流阶地。需要强调的是，上述地貌演化阶段是根据目前有限的调查资料和区域对比资料初步总结的，由于实际年龄资料的缺乏，其中各地貌演化阶段的时代具有较多的推测性，更准确的时代还有待于今后更可靠的资料来补充。

二、砂岩峰林地貌的发育演化史

通过总结该区的岩石地层、地质构造和地貌结构及其特征，并对比中国及邻区的构造地貌演化历史(吴珍汉等，2001)，可将武陵源石英砂岩峰林地貌的发育演化大致归纳为以下6个大的阶段。

1.距今约4.4～2.5亿年间的准地台区滨海沉积过程———沉积盖层发育阶段

在此期间，该区处于相对稳定的地台型滨海地区，沉积了厚层的滨海相砂泥岩、砂岩和灰岩等沉积地层(志留系、泥盆系和二叠系)。其中，在距今约3.6～3.0亿期间，该区可能曾经历过地壳抬升而出露地表，使得泥盆系砂岩遭受长期风化，在顶部形成数十米厚不等的红色铁质砂岩风化壳———俗称铁帽。随后的地壳沉降又形成平行不整合地覆盖在砂岩之上的二叠系中厚层灰岩地层。

2.距今约1.5～1.0亿年间的燕山运动所导致的逆冲褶皱过程—造山隆起阶段

在晚侏罗世—早白垩纪世的燕山运动期间，在北西-南东向的强烈挤压作用下，武陵山地区的沉积地层普遍发生逆冲褶皱变形，尤以褶皱作用最为显著，形成了背斜与向斜相间分布的构造格局。圆穹状的武陵源向斜即形成于此期间。在地层断裂和褶皱变形过程中，在其中的断陷和坳陷区沉积了厚度不等的侏罗系和白垩系地层。同时，整个武陵山地区开始逐渐抬升，脱离了之前的滨海环境而隆起成山。

3.距今约1.0～0.3亿年间(古新世-渐新世)的剥蚀夷平过程———湘西期准平原状高原面形成阶段

在燕山运动逐渐减弱之后，武陵山地区与整个中国东部地区类似，整体隆升成为高原山地，地势起伏远大于现今。而在之后长期的地壳相对稳定过程中，地表经历了长期的剥蚀夷平作用，形成了整体海拔可能在2000 m以上的低缓起伏的准平原状高原地貌。这时的高原面就是所谓的湘西期夷平面。同时，在高原面上的继承性盆地中局部堆积了厚度不等的古近-新近纪陆相碎屑堆积。

4.晚渐新世—中新世期间(约30～8Ma)的夷平面切割解体过程———索溪峪期切割阶段

伴随喜马拉雅运动的逐渐兴起，中国东部地区又进入新一轮的地壳变动中。在晚渐新世—中新世期间，中国东部发生了强烈的地壳差异升降运动，特别是第二大地貌阶梯相对于第三地貌阶梯的强烈抬升过程，最终导致了湘西期夷平面的解体和随后的山地强烈下切，这是中国东部山岳地区普遍存在的、最重要的一期河流切割阶段，其中河流的切割幅度多在600～800 m或以上。在武陵源地区的索溪峪上游流域，此切割阶段表现得尤为显著，形成了深切的嶂谷和峡谷地貌，因此这里称此切割阶段为索溪峪期切割阶段(图4-18)。由于受到下伏地层岩性差异的影响，这一切割过程在武陵源地区可被划分为以下3个次级阶段:

第一个阶段(索溪峪切割阶段Ⅰ)，伴随着武陵山地区相对于洞庭湖盆地的强烈构造抬升运动，区域内各大小河流从夷平面上向下垂直下切了200～300 m(图4-18)。在武陵源地区，当河流下切至二叠系灰岩底部后，由于受到下伏的厚层石英砂岩顶部坚硬的铁帽层的阻挡，迫使下切过程暂时停顿，转而进入以侧蚀拓宽作用为主的阶段。

第二个阶段(武陵源剥蚀期)，在下伏坚硬铁帽层的阻挡下，该区内的河流经历了长时间的侧蚀拓宽过程，经过长期的河流摆动和侧向侵蚀后，在武陵源穹状向斜的腹地中产状平缓的泥盆系“铁帽层”的顶部形成了海拔850～900 m左右地形平坦的剥蚀面———武陵源期剥夷面(图4-18)。由于此剥夷过程主要受下伏坚硬岩层的控制，属于局部性地貌发育阶段，虽然对武陵源砂岩峰林地貌的发育极为关键，但在区域上缺乏代表性。因此，这里称其为武陵源剥蚀期，相对应的剥蚀面命名为武陵源期剥夷面。

第三阶段(索溪峪期切割阶段Ⅱ)，在河流与铁帽层经历了长时间的较量后，河流最终切穿了坚硬的铁质砂岩层，并切入下伏的厚层泥盆纪石英砂岩地层中，最深可达300 m左右(图4-18)。由于石英砂岩地层在燕山运动期间受构造挤压作用而形成了众多不同方向的近直立节理和破裂，其中尤以北北西和北东走向的两组节理最为发育。因而在该阶段，伴随河流的下切和溯源侵蚀过程，地表水流顺先期形成的节理和裂隙对岩层进行切割和分离，加上伴生的岩层崩塌作用，砂岩峰林地貌的雏形开始出现，不过在此切割阶段，峰林地貌可能不是当时的主要地貌形态，最高峰林也不会超过300 m，而台地、方山、嶂谷、隘谷、峰墙、陡壁长崖和高大的河流裂点等地貌景观可能会占据相当重要的地位。

5.晚中新世—上新世期间(约8～2.5Ma)的侵蚀夷平过程———张家界期宽谷面形成阶段

在此阶段，由于地壳相对稳定，气候进一步变冷，再加上局部地区下伏的相对较软、易侵蚀的志留纪中薄层砂、泥岩地层开始出露，有利于区域内河流侧蚀拓宽作用的进行。因此，地貌演化进入了新的阶段———张家界期侵蚀夷平过程。在此河谷拓宽过程中，澧水、溇水和索溪峪等河谷的大部分地段都形成了宽阔的河谷地貌———即现今可观察到的高出河床150～200 m左右的张家界期宽谷面(图4-18)。在索溪峪河上游的武陵源地区，河流在侧蚀拓宽过程中通过掏蚀其中的相对软弱的泥质岩层，造成云台观组厚层砂岩地层的不断崩塌和崖坡后退，从而使得早期的台地、方山、峰墙、嶂谷、隘谷和河流裂点等被进一步分割、解体，砂岩石峰、石柱逐渐增多，砂岩峰林面积逐渐扩大，武陵源砂岩峰林地貌在此阶段基本定型。

图4-18武陵源地区地貌结构剖面及其地貌演化阶段演示

6.第四纪(约2.5Ma以来)河流切割和溯源侵蚀过程———澧水期切割阶段

进入第四纪期间，随着全球气候的进一步变冷，海平面下降，河流再次回春，下切作用复盛，河流切割张家界期宽谷面，受到下伏岩性差异和构造的控制，在区域内形成宽窄不一的最新一期峡谷和宽谷地貌。这一阶段的下切幅度在150～200 m左右(图4-18)，由于下切是阶段性的，在澧水、溇水和索溪峪等流域的河谷中形成了普遍可见的6～7级河流阶地。在索溪峪河上游的武陵源地区，由于河流主要发育在厚层石英砂岩中，河谷较窄，河流阶地不甚发育，河流主要表现为强烈的溯源侵蚀作用。通过强烈的溯源侵蚀作用，河谷及支谷进一步向山脉腹地延伸，厚层的石英砂岩地层被进一步切割、分解，石英砂岩峰林、峰丛发育的面积进一步扩展，而早期的一些峰丛和峰林在此阶段中逐渐发展为残余峰柱或残林景观，现今的砂岩峰林地貌最终形成。

由上所述可以看出，武陵源石英砂岩峰林地貌是在特定的地貌部位———第二与第三大地貌阶梯间的过渡地带，具有1000～1500 m的地形高差;特定的地层岩性与地质构造条件———近乎水平分布的厚层、坚硬的石英砂岩及其中的多组垂直节理;特定的地壳运动与地质发育历史与河流沟谷的流水侵蚀作用———新生代的地壳间隙性隆升与河流的阶段性下切的产物。武陵源石英砂岩峰林地貌的主要形成阶段有两个:一是晚渐新世—中新世期间的索溪峪期切割阶段中的第二个下切过程:主要形成峰林上半部的250～350 m，当时的砂岩地貌景观应以台地、方山、嶂谷、峰丛和少量峰林地貌更为常见;二是第四纪时期的澧水期河流切割和溯源侵蚀阶段，主要形成峰林下半部的100～150 m，在此阶段大面积的峰林出现，并且局部开始向残林景观发展。当然，上述的两三个大的地貌发育阶段主要是指整个砂岩峰林地貌的整体，而不是单指每一个具体的石峰，因为它们形成、演化的历史可能长短不一，有的甚至是短命的，各自有自己的演化历史。