海南琼中乘坡河谷壶穴的形态及成因

廖如松,余 雷,陈伟海,史文强,潘天望

(1.中国地质科学院岩溶地质研究所/自然资源部、广西岩溶动力学重点实验室,广西 桂林 541004; 2.广西交通职业技术学院,南宁 530023)

乘坡河壶穴群位于海南省中部琼中县和平镇,在河谷花岗岩基岩上发育了数量密集、形态多样的壶穴,其数量庞大、形态众多,是非常罕见的地质现象,具有重要的地貌学和环境学意义[1]。通过壶穴形态及成因的研究,可从另一角度诠释海南地区的区域地貌演化过程,同时具有重要的古气候意义[2]。壶穴是基岩河床上形成的近似壶型的凹坑,是水流磨蚀和水力侵蚀综合作用的现代河床微地貌[3-6],粘土等柔软材料到花岗岩等耐磨基岩都可以形成壶穴。目前,壶穴的成因以定性和定量综合分析方法为主,其中定量分析从经典统计学的角度分析壶穴的形态和分布特征[7-13]。在壶穴的形态方面,主要通过实地测量并定量描述壶穴口径、深度和节理走向等,统计壶穴的形态参数[6-7],模拟壶穴的几何增长模型,拟合各参数间的二维关系函数,分析河流水动力条件、岩性、构造等多因素[6,10]与壶穴形态的相关性,探讨壶穴形态与空间分布的特征[8],分析解释壶穴演化过程和成因。

关于壶穴形成的原因,一直以来争论不断。 韩同林等曾提出南国冰臼[12-13]的观点,并引起了地貌学家的广泛讨论[14-19],部分学者认为壶穴实质上是现代河流作用而成,属河床地貌,与古冰川无直接联系。 冰臼论和壶穴论均认为壶穴是急流旋涡挟带砾石磨蚀河床形成的,主张水流作用是壶穴的主要原因,可将壶穴按水流动力机制分类,其中河蚀壶穴是我国最普遍的类型,其形成是河床局部地质状况、基岩性质、河谷流水特征和地理气候环境在时间和空间上的耦合结果[18-22]。

本文以海南省琼中县和平镇乘坡河段广泛发育的壶穴群为研究对象,对壶穴形态进行详细测量和统计,结合野外调查,利用统计学原理定量描述壶穴的形态特征,进而分析壶穴形成和发育的原因。

1 研究区域概况

海南省琼中县乘坡河位于万泉河上游,发源于五指山北麓,流经琼中县和平镇境内,全长约15 km,海拔在90～190 m,河流流向受地形控制,由西南向东北径流,由西向东汇入牛路岭水库后至万泉河入海,河流流经中低山丘陵地貌区,区域地层属海南五指山地层分区,以花岗岩和变质岩为主。

研究区位于和平镇乘坡河码头约600 m长的河段内,该河段东西宽约140 m,河床基岩主要为燕山期白垩纪晚期细中粒含斑晶黑云母二长花岗岩。该河段上游流向为NE 35°,在码头下游交错山嘴处一级流动方向为NW 330°,二级流动方向仍为NE 35°(图1)。河段内石质浅滩成片出露,纵向剖面坡降比较大,河床基岩裂隙较多,可见两组明显的构造节理。在河段弯曲处,壶穴密集分布,体量较大,同时可见跌水和壶口瀑布。

2 研究方法

对壶穴进行定量测量,从上游到下游依次对壶穴进行编号,利用米尺、罗盘等工具测量记录壶穴的长轴、短轴、深度、走向及节理发育情况,以长、短轴长度的均值作为壶穴的口径,共测量壶穴563个,包含圆形或椭圆形壶穴448个,长槽型等不规则壶穴115个,各类型壶穴见图2。 按标准统计方法计算各指标的统计参数,对比分析壶穴空间分布特征。

3 测量结果与分析

3.1 壶穴形态与分布

壶穴主要分布于高水位河床基岩面上,在跌水和河曲分流处较多,而低水位河床中相对较少。壶穴形态可分为正圆形壶穴、椭圆形壶穴、岩槽、串珠状壶穴和不规则壶穴等,以椭圆形最为常见。壶穴口径在0.35～7.02 m,平均值为1.38 m,大部分在0.5～2.0 m(图3a);深度在0.08～5.0 m(图3b),约45%的壶穴深度小于0.5 m,约35%的壶穴深度在0.5～1.0 m;除长条形或岩槽外,壶穴的长短轴比相对集中在1.0～2.5(图3c),其中约55%的壶穴为浅型壶穴,约84%为椭圆形(扁率集中在0.1～0.8)， 约14%为圆形(扁率≈0)， 约2%为长条形(扁率值接近1)岩槽(图3d)，其深度与口径比值在0.5～1(图3e),约38%的壶穴为极浅型,深度与口径比值在0～0.5,不足10%的壶穴为深型或者极深型壶穴。

壶穴形态测量结果显示:上游段壶穴口径偏大,且所占比例较多(图4a),表现为岩槽等不规则壶穴大量集中,壶穴深度相对下游偏小(图4b),长短轴之比相对下游偏大(图4c); 上游规则壶穴的扁率较大,下游壶穴的扁率较小(图4d); 上游壶穴深度口径之比相对下游偏小(图4e)。

图1 乘坡河壶穴群河段(a)、位置(b)及现场(c)Fig.1 Reach(a),location(b) and scene(c) of Chengpo river pothole group

图2 各类型壶穴特征Fig.2 Characteristics of various types of potholesa—壶口瀑布及壶穴;b—近圆形壶穴;c—圆筒状壶穴;d—壶穴密集分布;e—擦痕与壶穴底部磨圆砾石;f—跌水处残缺壶穴;g—壶口瀑布处壶穴穿孔;h—象形石

图3 壶穴口径(a)、深度(b)、长短轴比(c)、扁率(d)和深度口径比(e)频率分布Fig.3 Frequency distribution histograms of diameter(a),depth(b),axial ratio(c),flattening(d) and ratio of depth to diameter(e) of potholes

图4 壶穴口径(a)、深度(b)、长短轴比(c)、扁率(d)和深度口径比(e)沿程分布Fig.4 Diameter(a),depth(b),axial ratio(c),flattening(d) and ratio of depth to diameter(e) of potholes along the river

洪水时壶穴被淹没,平水期出露,多分布在乘坡河主流两侧基岩上,上游河段椭圆形或者长条型壶穴发育比较集中,口径偏大、深度较小(图4a、b),水流速度较小,受节理影响较大,水流更容易冲击基岩节理裂隙,顺节理走向比其他方向生长发育更快。 下游河段河床比降增大,多有跌水或者壶口瀑布,伴生跌水壶穴,主要受水流垂直冲刷作用,节理的影响水平较弱,多形成圆形或者近圆形且口径、深度较大的壶穴(图4e),存在背水流深度比顺水流深度大的不规则壶穴,甚至出现顺水流残缺或者壶穴穿洞; 下游段河流产生弯曲和分流,交错山嘴处即跌水或壶口瀑布上游高水位石滩壶穴大尺度聚集分布,受流水冲刷侵蚀和节理的共同控制作用,多形成椭圆形或圆形壶穴。

3.2 河床基岩节理特征

壶穴群所在河段基岩节理发育,主要有两组X型节理和一组近水平节理。 其中X型节理与河段水流流向大致平行,走向分别为NE 20°～60°和NW 310°～345°; 而水平节理与河段走向垂直,倾角5°～10°,为花岗岩的席裂或席状构造(图5)。

三组节理控制了壶穴的发育部位,使得壶穴基本分布在节理汇合处。 壶穴的长轴走向具有选择性,主要集中在NE 15°～45°和NW 300°～345°,与节理走向和水流走向大体一致,说明壶穴倾向形成于岩石软弱处,其形态受构造节理控制(图5)。

野外观察发现,在跌水处和节理的交汇处壶穴聚集分布,多发育圆形或近圆形; 河段上游和河段两侧多发育有槽型壶穴(图4a～c),这些岩槽是由水流长期侵蚀节理导致河床下切形成的排泄凹槽,是多个壶穴沿同一节理发育由最初的串珠状槽形连通而成。岩槽长轴走向与水平节理和河流走向一致,在倾斜明显的基岩面上不利于旋转水流的形成,只能转向下游冲刷,形成凹槽,而不能形成规则壶穴。节理控制了河流流向和阶梯状岩坎的形成,岩坎又控制了跌水和瀑布。综上所述,壶穴的形态主要受基岩节理控制。

图5 壶穴长轴走向、节理走向和水流方向Fig.5 Long axis orientation,joint orientation and water flow direction of potholes

4 壶穴成因

4.1 地质构造

壶穴群所在河段发育两组近垂直节理和一组近水平方向节理(图5)。 众多的节理构造将花岗岩基岩切割成许多板块体,为花岗岩壶穴的形成创造了一定的条件。 壶穴倾向形成于基岩的软弱处或节理的交叉处,有节理穿过的壶穴,其长轴走向、口径大小、深度及扁率等均会受到影响。 壶穴长轴方向与垂直节理方向基本一致,在挟带砂砾的水流旋转磨蚀河床过程中,壶穴沿节理冲切,其长轴增长快于短轴,故壶穴扁率也较大,形成椭圆壶穴居多。节理交叉处壶穴比较聚集,说明壶穴的发育与节理的发育存在一定的相关性。

4.2 基岩性质

壶穴的形成与河床基岩岩性密切相关,岩性直接影响了壶穴口径、深度、形成的难易程度和保存程度。 若岩石质地坚硬,壶穴更容易保存[5-6]。

琼中乘坡河一带的花岗岩为白垩纪晚期酸性岩浆侵入形成,锆石U-Pb年龄为82.0±1.3 Ma[23],发育壶穴的花岗岩为灰白-浅肉红色细中粒斑状黑云母二长花岗岩(图6),斑状结构,块状构造,斑晶为钾长石,主要矿物成分为石英(37%)、钾长石(28%)、斜长石(25%)、黑云母(8%)等。 主要化学成分见表1，碱度率AR为2.33; 石英呈他形粒状,粒径一般为2～4 mm,部分为0.8～2 mm; 斑晶成分为钾长石,浅肉红色,半自形柱板状,大小一般为2～5 mm,部分为1～2 mm,个别达6 mm; 斜长石呈半自形柱板状,局部被绢云母所交代,具环带结构;黑云母呈片状。

壶穴群发育的花岗岩节理较发育,多为闭合剪节理,无挤压破碎等构造活动,属成分和机构比较均匀的坚硬致密块状岩石,当高速水流挟带砂砾旋转磨蚀基岩薄弱点时,其周边不易破碎和垮塌,利于壶穴的形成和保存,成熟的壶穴多为圆筒状壶穴,筒壁可见明显螺纹状擦痕(图2c、e)。

将乘坡河花岗岩与同类型V型峡谷河床花岗岩进行取样鉴定,综合对比分析(图7、表2、表3)可知,在其他条件等同时,石英和钾长石含量较高的花岗岩普遍容易发育形成壶穴,保存较好。

图6 乘坡河花岗岩岩样野外(a)及镜下(b)照片Fig.6 Granites in the field(a) and under microscope(b) from Chengpo river

表1 乘坡河花岗岩化学成分 Table 1 Chemical composition of granite from Chengpo riverwB/%

图7 琼中河谷花岗岩样品镜下照片Fig.7 Photos of granites under microscope in Qiongzhong river valley(图a、b,钾长石斑晶含量多,壶穴发育; 图c、d,斑晶少,无壶穴)

表2 海南琼中河谷花岗岩样品矿物成分 Table 2 Comparison of mineral composition from granite samples in Qiongzhong river valley,HainanwB/%

表3 华南地区花岗岩(壶穴发育)矿物成分对比

Table 3 Comparison of granite mineral composition(potholes development) in South ChinawB/%

取样编号取样位置岩样室内名称石英钾长石斜长石黑云母其他矿物 CPS海南乘坡河细-中粒黑云母花岗岩37282582 YFH海南咬饭河压碎状钾长中-细粒花岗岩28561033 GDQL1广东青岚峡谷下游细粒文象花岗岩48301831 GDQL2广东青岚峡谷上游中-细粒花岗岩38352511 GDSDX1广东石肚溪上游细-中粒黑云母花岗岩34283251 GDSDX2广东石肚溪下游细-中粒黑云母花岗岩37342621 YND2海南呀诺哒三道谷微钠长石化细-中粒黑云母条纹长石花岗岩30452122

综合各花岗岩样品微观结构(图7)分析可知,花岗岩均为细中粒黑云母含斑、巨斑状二长或者条纹长石花岗岩,其中斑晶矿物为钾长石,富钾碱长石,巨晶中包裹有小颗粒斜长石、黑云母和石英等形成的同心环带。 当花岗岩裸露地表时,钾长石易于高岭土化,在含量较大(>25%)且钾长石相对集中地方,在水的旋磨下容易形成壶穴雏形; 相反,当钾长石含量<20%,花岗岩或花岗闪长岩内几乎不发育壶穴。 因此,在见有肉红色含钾长石斑晶的黑云母花岗岩时,耦合局部地势(平坦、跌水)和河道弯曲,形成水平或垂直水流挟带砂砾旋转磨蚀花岗岩,此时钾长石斑晶硬度相对石英低两度,又有钾长石高岭土化后的凹穴雏形,在差异磨蚀作用下,钾长石斑晶先于石英被水流磨蚀脱落形成空洞,给壶穴形成创造有利条件。

乘坡河壶穴群花岗岩具有半自形结构(图7b),矿物晶粒较粗,斑晶矿物钾长石含量为28%且与基质矿物的粒度差别较大,矿物硬度和解理发育程度悬殊,在磨蚀过程中,片状黑云母和钾长石容易遭受破碎崩落形成穴状岩窝,而石英硬度高、无解理、较难剥离母体,这种差异磨蚀有利于壶穴形成和发育。

4.3 水动力条件

壶穴的形成、发育与河床局部的流水特征密切相关,流水及其挟带的砂砾对基岩的侵蚀和冲刷是壶穴形成的主要动力。海南琼中地区属热带海洋季风气候区北缘,年平均降雨量1 800～2 700 mm,保证了该区现代河流具有丰沛的水量和充足的水动力资源,为河床中壶穴的形成创造了前提条件。壶穴大部分分布在河道主流线附近河床基岩面上,洪水期淹没,枯水期则露出。河段上游和中部基岩面比较平坦,壶穴小尺度零星分布,水流动能偏低,多形成顺长轴方向侵蚀发育的壶穴或岩槽。在岩坎或壶口瀑布处,水力坡度明显增大,水流速度大,向下方排泄时遇局部阻塞流量分离并产生漩涡流,沿基岩破碎处或者浅坑侵蚀作用强烈,有利于壶穴的形成与发展。因此,在河段流量分离和跌水岩坎处,壶穴分布密度较大,多为跌水壶穴,多形成圆形或者近圆形且口径、深度较大的壶穴,深度口径比平均值约0.8(图4),形成较深的桶壁(图2b、c),是由水流垂直侵蚀作用所致。

河道水流在下游产生弯曲和分流,下蚀作用强烈,河床下切形成交错山嘴,当河床下切使壶穴脱离河流流水作用,出露于水流两侧岩质滩上,壶穴产出密集且易于保存。而壶口瀑布或者跌水处,壶穴受水流垂直作用和水平作用,口径和深度不断加大最终导致壶穴形成背水流桶壁高、顺水流桶壁低的不规则形态,甚至出现壶穴连通、残缺或消亡(图2 f、g),不利于长期保存。

5 讨 论

5.1 乘坡河壶穴是典型的河成壶穴,与古冰川融水作用无关

研究区位于海南岛中部,低纬度、低海拔,而普遍认为，冰川形成需至少满足高纬度、高海拔条件之一或中低纬度地区必须达到雪线之上海拔高度[17]。 研究区气候属海洋性热带季风气候,年平均气温在22～26 ℃,按第四纪冰期气温比现在低5～10 ℃计算,第四纪冰期琼中地区年平均气温在16 ℃左右,根本无法形成雪线以上地区[16-17,19]。壶穴群所在河段,河曲、交错山嘴、河漫滩和河流阶地等地貌形态俱全,是典型的构造抬升和河流地质作用的产物,尚未发现冰川地貌形态特征。 对比发现,本研究区的花岗岩壶穴的形成和发育机制与广东揭西壶穴、广东大峡谷壶穴具有相同之处,皆为现代河成壶穴。

5.2 风化作用不是壶穴形成的主要因素

野外观测发现,河床下切使河流两侧岩滩河床相对抬升,花岗岩出露地表受流水沿节理裂隙切割作用和节理裂隙经风化剥蚀作用发育有石柱、象形石(图2h)等花岗岩地貌景观。 同时,高河床基岩上壶穴脱离水面受流水作用减弱而停止发育,沿节理风化剥蚀痕迹明显,基岩高岭土化,洪水期冲刷搬运导致壶穴消亡,而正经流水作用的壶穴底部、边缘光滑,多为浅肉红色。 由此说明,风化作用或风蚀是改造或破坏壶穴的原因之一,但不是壶穴形成的主要因素。

5.3 壶穴形成的模式

壶穴形成的模式过程: 6 500万年前,海南岛完全上升为陆地,渐渐形成了五指山、鹦哥岭、黎母山三大山脉与南渡江、昌江、万泉河三大水系(乘坡河是万泉河的上游),及以五指山-琼中为中心的多阶梯多边形断块地貌;第四纪以来,形成了乘坡河河床,在海南热带季风气候的降雨条件下,充足的水源从山区到平缓河床上水力坡度变化较大,在乘坡河花岗岩河道拐弯处流水沿节理裂隙、跌水冲蚀逐渐形成壶穴雏形。此外,乘坡河上游坚硬石块在水流搬运的过程中跌落在河床花岗岩低凹处(壶穴雏形)滞留,随水流长期旋磨冲击花岗岩凹坑及薄弱点,最终形成深度和宽度达数十厘米至数米的深穴-壶穴地貌景观(图8)。

图8 壶穴的形成模式示意图Fig.8 Formation pattern of potholes

6 结 论

(1)乘坡河壶穴是现代河成壶穴,其形成与发育与河床局部地质、基岩性质、水动力条件、节理构造等因素有关。

(2)壶穴趋向形成于地质软弱带,在节理交叉点壶穴发育最为聚集,河流弯曲或是分流地带壶穴发育密度较大。

(3)壶穴形态受节理即河流走向控制,而形成和发育过程主要受流水动力控制。节理裂隙控制水流形成漩涡流,沿节理冲刷侵蚀,形成椭圆、凹槽等各种形态壶穴;跌水或壶口瀑布等水力坡度较大处,流水垂直作用和水平作用给壶穴发育提供了有力动力条件,壶穴多密集分布。

(4)壶穴形成的内动力因素是:① 河床基岩性质——浅肉红色细中粒斑状黑云母二长花岗岩(钾长石含量25%以上,钾长石斑晶出露水面易于高岭土化,被水浸泡、冲蚀易于形成坑洞,先于石英磨蚀脱离形成凹坑或壶穴雏形)提供了壶穴形成的物质基础;② 基岩节理发育造就了壶穴形成的条件,乘坡河有两组呈X型节理和一组近水平节理,3组节理控制了壶穴的发育部位,壶穴基本分布在节理的交叉点上。

(5)壶穴形成的外动力因素是:水力坡度和海南特殊的地理气候,琼中乘坡河有热带气候的湿热降雨提供了充足的山川水源,从山区到平缓河床上由于水力坡度较大,在河道拐弯处流水沿节理裂隙、跌水冲蚀逐渐形成壶穴雏形。