(最新版)饶平县樟溪镇青岚溪河床壶穴形态的形成与发育

广东省饶平县樟溪镇青岚溪河床壶穴形态的形成与发育李智钊,钟裕民,李新荷,陈春艳,张碧娥,赖幸（嘉应学院地理科学与旅游学院，广东梅州514015）摘要：对广东省潮州市饶平县樟溪镇青岚溪溪谷(成为旅游景点后称青岚地质公园) 红军洞门口到下方水潭河段的169处壶穴形态特征进行详细测量并做统计分析, 结合野外观测结果从统计学的角度定量地描述壶穴的形成和发育过程。

研究得出以下结论: 壶穴的形成与发育只与河床局部的地质、地貌、流水特征有关, 其形成始于河床床面薄弱处和三角(撞击) 坑; 壶穴形态受构造节理控制; 壶穴发育过程中, 深度与口径间有很强的(对数) 正相关关系; 壶穴发育过程中, 其形态和流水作用的形式不是固定的; 在下切强烈的河段, 作为河床下切的侵蚀形式之一, 壶穴形成既不需要很长时间, 也不能充分发育, 而且难以长期保留。

以统计方法定量地研究河流壶穴有助于解决广东第四纪环境的有关争论。

关键词：青岚溪溪谷；河床壶穴;；形态特征；统计学20世纪90年代以来，中国南方热带亚热带独特的客观地质体的全球变化和过去全球变化的记录日益受到科学界的关注。

河谷地貌，在地质学研究史中已是一个古老的话题。

然而，当引入全球变化的现代思路之后，我们将会发现一些新的问题，产生一些新的思想。

近一年多来，有关华南沿海低纬度低海拔现代河谷中穴状微地貌(群)成因问题的讨论引起了人们的注意，使人们重新对其动力学成因、气候环境意义及其旅游开发价值产生了必趣。

一些学者认为发育在广东省东部揭西、丰顺以及海南岛等地河谷中的这种穴状微地貌是二三百万年前冰川成因的“冰臼(群)”[1,2]，；另一些学者根据以往数十年积累的经验和资料，认为那只是山区河流常见的一种正常的现代“壶穴”微地貌[3、4]。

此后，学者们陆续展开了实地考察和有益的讨论[5-10]。

壶穴，又称锅穴、瓯穴，根据《地质词典》[11]、《地球科学大辞典》[12]给出的定义是指基岩河床上形成的近似壶形的凹坑，是急流漩涡夹带砾石磨蚀河床而形成的。

壶穴集中分布在瀑布、跌水的陡崖下方及陡坡较陡的急滩上。

类似的地形也可以出现在冰川床底上，由冰川水冲蚀造成，特称之为冰川锅。

壶穴(Pothole) 有多种成因: 河水侵蚀、冰水侵蚀、冰融水滴蚀、冰压刻、风蚀、浪蚀、风化乃至圆砾铸模[13,14], 任一种成因的坑穴都可称之为"Pothole"[14]。

根据已有文献,我国河蚀壶穴见于广东、黄山、黄河壶口、香港等地河谷[13-17], 浪蚀壶穴在台湾花莲、野柳、香港及广东等地海岸均有发现[15,17], 而河北丰宁、内蒙赤峰则有风化风蚀型壶穴形成[13,15]。

值得一提的是, 广东的河蚀壶穴, 河北、内蒙的风化风蚀壶穴被个别学者认为是冰融水侵蚀的冰臼[18,19]。

壶穴是研究人类生存环境变化的良好载体[13], 壶穴的研究不仅有其形成过程中的地貌学意义, 更重要的是其背后的环境学意义, 对壶穴形成不同的见解会导致完全不同的地球环境演化方向结论。

壶穴是广东地区现代山区河流中常见的河床微地貌, 如果广东地区河床上的壶穴是河成壶穴, 那是再普通不过的事情,但如果是冰臼(冰川壶穴), 则广东地区必定出现过冰川, 这无疑对中国及世界第四纪冰川的研究具有重大意义。

壶穴研究在国外有很长的历史, 与壶穴研究相关的文献最早可追溯到19 世纪中叶[16]。

我国直到近年来由于与大冰盖理论相关的冰臼引起的争论, 才直接或间接地导致较多专门研究壶穴的文献出现[3-5, 6, 8-12], 国外上世纪初也出现过类似的争论[23]。

目前我国与壶穴相关的研究描述成分居多, 相比之下, 国外相关研究有较高的定量程度[23-26]。

本文以广东省潮州市饶平县樟溪镇青岚溪溪谷(开发成为旅游景点后称青岚地质公园) 红军洞门口到下方水潭段的壶穴为对象（图1-2）, 对其形态特征（图3-10）进行详细的测量并做统计分析, 将计算结果与野外观测结合, 定量地探讨河成壶穴的形成和发育过程，也为冰臼壶穴之争增加案例研究。

目前，学术界关于广东省饶平县樟溪镇壶穴的论文研究为空白。

本文通过野外考察，并首次使用统计定量研究的方法，探究广东省饶平县樟溪镇壶穴的形成原因等，为冰臼壶穴之争增加案例研究。

图1：青岚地质公园位置示意图图3：河床壶穴分布状况图4：河床壶穴的分布状况图5：河床壶穴分布状况图2:青岚溪谷壶穴研究河段示意图图1：青岚地质公园位置示意图1 研究区位置及地质背景青岚溪发源于饶平县北部的山脉，属于青岚溪水系，研究地区基岩为中生代燕山时期的花岗岩。

本文研究的河段是从青岚溪的红军洞门口到下方水潭，因在考察地点的上游及下游均未发现更大的壶穴群，基本为零星分布，不具有典型性，因此选取本段进行研究。

研究河段长约200.2米，河床海拔从70.8m降到33.2米（由GPS定位导航仪测量），河流坡降大，水流急，河床主要为侵蚀基岩河床，由燕山期黑云母花岗岩组成，化学风化较强；中心相时而为大面积岩槛，时而为由次磨圆状砾石和巨大花岗岩岩块组成的石滩。

本文考察的壶穴群为广东省饶平县樟溪镇青岚地质公园里的青岚溪红军洞门口到下方的水潭处（其中红军洞门口经纬度约为：N23°44.413′，E116°49.861′，海拔：70.8米；青岚溪下方水潭经纬度约为：N23°44.336′，E116°49.884′，海拔：33.2米）。

该河段上游是宽阔的河面，向下游忽然收窄，河道从西北——东南流向折向西偏转，流水速度加快。

河床上有巨大完整的花岗岩岩块分布（图11），纵向剖面坡降大，多跌水、瀑布。

河床的基岩上裂隙众多，节理发育明显。

其中主要节理的走向分别为NE56.2°和NW325.6°，呈“X”型相交。

另一组节理为花岗岩自身发育的席裂或席状构造，。

席裂构造是由于地球表面不断被侵蚀夷平，因而下伏岩石的负荷随之减轻，导致在垂直方向上因减压而发生扩张作用所形成的一种节理，以花岗岩最为发育，常将花岗岩体切割成许多平缓的板状或透镜体，成为壶穴形成的“平台”[12]。

由构造作用产生的垂直节理主要有5 组, 实测走向分别为: 56°-60°、96°-121°、249°-268°、315°-330°。

河床形态为典型的山区侵蚀性基岩河床, 河床落差大, 表现为纵向多跌水、瀑布,所以其石质床面纵向坡度并不大; 横剖面石质深槽、浅滩交错(图3-图5), 石质深槽、石质浅滩又分别称低水河床和高水河床[27]。

图6：流水磨蚀壶穴图7：受节理控制的壶穴图8：跌水壶穴图9：槽型壶穴图10：圆形废弃壶穴图11：受节理控制的串珠状壶穴2 野外记录及计算方法青岚溪河谷壶穴平面形态主要有圆形、椭圆形、四边形、多边形乃至长条形(图3-图11)。

借鉴前人的野外测量及计算方法，观察记录壶穴的平面形态，记录壶穴深度, 长短轴长度和相应的长轴走向(短轴走向按与长轴走向正交计算), 其口径大小按长短轴之和的平均值计算, 其中长短轴比超过平均值2个标准差作为槽型壶穴, 其他作一般壶穴; 为知道各壶穴所在的上下游位置, 记录从红军洞门口开始向下游顺序进行, 利用卷尺、皮尺、地质罗盘仪等工具，并对每个壶穴编号, 一直到研究河段流出河谷下方水潭处（图2）。

研究河段壶穴形态比较统一，三角形或不规则形状的壶穴产出数量较少，形态不完整，未形成典型壶穴，如刚发育雏形，已被侵蚀至难以复原的壶穴因其不具有代表性，因此不列入研究范围。

最终共测量壶穴169个, 其中圆形壶穴4 个, 一般壶穴155 个, 槽型壶穴10个。

按标准统计方法计算各指标的统计参数(平均值、众数、方差、标准差、离散系数等)、分布特征等; 对有关数据进行分布类型对比, 相关分析和回归分析, 必要时对非线性数据进行线性转换[22], 并按标准统计方法对各种计算结果进行统计检验[26]。

数据处理和计算所用到的软件包括Excel，Matlab，GeoDa，CrimeStat，Variowin等。

3壶穴形态的影响因素3.1壶穴形态与产出部位青岚溪地质公园的（考察时间是3月份，处于枯水期，大部分壶穴露出水面）壶穴分布于河床的基岩面上，大量出露在坚硬的花岗岩表面。

壶穴的长短轴的平均值分别是125.1cm和80.7cm，长短轴之比的平均值约为1.68，口径平均值为103.2，深度平均值则为67.3。

长轴、短轴和深度的极大值、极小值相差悬殊，并且三者的离散系数均大于或等于0.85，最高值深度达到0.95，离散程度大（表1）。

表1 青岚溪壶穴形态指标统计数据均值/cm 中值/cm众数/cm标准差/cm 方差离散系数极大值/cm极小值/cm长轴125.1 91 50 113.63 12911.9 0.91 975 16 短轴80.7 63.5 33 68.18 4675.5 0.85 490 13 深度67.3 48.5 10 63.31 4032.3 0.94 490 5另外，壶穴的深度、长短轴之比和平均口径沿测量河床的上下游段的变化无明显的规律，即壶穴的大小，深度和形态不同的壶穴是随机分布的（图13）。

这意味着壶穴由小变大的发育过程河流的流速和平均流量没有直接的关系，但是与河床的地质、地貌、流水特征有关。

一般深度小于30cm的壶穴约占样本总数的40%（图14a），而且多分布于河床的基岩面上。

壶穴的垂直剖面可分为蝶形和圆柱形，没有发现明显三角坑壶穴。

大部分蝶形壶穴深度较小，口径远大于深度，但有极个别的深度达到上百厘米。

圆柱形壶穴深度相对较大，有明显的桶壁，大部分圆柱形的壶穴也是口径大于深度。

而且壶穴桶壁的上游高、下游低，两者高度相差较大（图12h），有些壶穴在水流的溯源侵蚀作用下导致桶壁缺口（图12b）。

图12 壶穴形态特征3.2壶穴形态与河床岩石节理野外观测发现河床基岩面上(包括槽型壶穴)或跌水背水一侧的壶穴底部多为构造裂隙(节理或节理交汇处)。

一般壶穴长短轴比等于1(正圆)的相对较少,不到1%,等于 1.5的占56%(图14b),但长短轴走向是有选择性的,主要有两个方向,大部分在北东东之间,另一组北西西之间(图15a)，其次壶穴的走向与壶穴的节理控制走向有密切的关系（图15b）。

以上说明壶穴其形态受构造节理控制。

此外，长短轴比超过平均值两个方差的槽形壶穴的长轴多与河流走向一致,这些长条形的壶穴往往不是简单的槽形,而是串珠状的槽形,其剖面和侧面形态表明它们是由多个壶穴沿同一节理发育,最后连通而成(图12g),显然是流水沿纵向节理侵蚀的结果。

图13 壶穴形态、深度、口径的沿程变化图14 壶穴深度（a）、长短轴比（b）频率分布图15 各壶穴走向及节理控制走向3.3壶穴形态与发育过程壶穴的长轴与短轴作对数变换后可以看到有很强的正相关关系（R=0.882）,其最佳回归方程是幂<1的函数（图16a,c）。