通過河流剪切力獲取河道侵蝕速率和基巖可蝕系數(shù)
——以龍門山為例

葉軼佳 譚錫斌 錢 黎

(中國(guó)地震局地質(zhì)研究所， 地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029)

0 引言

河流地貌是地球上主要的地貌之一。河流作為主要的外動(dòng)力載體之一， 它的侵蝕、 搬運(yùn)、 沉積等作用對(duì)地表形態(tài)甚至斷裂活動(dòng)性有著強(qiáng)烈的影響(Zhangetal.， 2014； Tanetal.， 2018； Liuetal.， 2020)。構(gòu)造活動(dòng)同時(shí)也會(huì)影響河流的侵蝕、 搬運(yùn)和沉積等過程(Molnaretal.， 2007； Kirkpatricketal.， 2021)。河流形態(tài)的變化受控于內(nèi)、 外地質(zhì)營(yíng)力， 同時(shí)也可記錄內(nèi)、 外地質(zhì)營(yíng)力變化的信息， 故可用河流的形態(tài)提取構(gòu)造和氣候信息(Whippleetal.， 1999； Kirbyetal.， 2003； 王一舟等， 2016)。隨著地貌學(xué)的發(fā)展， 河流形態(tài)的演變及其與內(nèi)、 外地質(zhì)營(yíng)力的關(guān)系在地貌學(xué)中的研究也越來越多。

現(xiàn)今獲取剝蝕速率的方法主要包括： 1)利用低溫?zé)崮甏鷮W(xué)(裂變徑跡、 (U-Th)/He)可得到巖體百萬年尺度的隆升-剝蝕速率(Arneetal.， 1997； Kirbyetal.， 2002； Godardetal.， 2009)； 2)利用河流沉積物石英顆粒的10Be濃度， 結(jié)合生長(zhǎng)、 衰減模型， 計(jì)算流域千年尺度的剝蝕速率(Ouimetetal.， 2009； Wangetal.， 2021)。然而， 上述2種方法都需要進(jìn)行樣品采集、 制備、 測(cè)試等步驟， 且價(jià)格昂貴。隨著地貌學(xué)的發(fā)展和DEM分辨率的提高， 我們可以通過地貌參數(shù)直接獲取侵蝕速率(Lavéetal.， 2001； Godardetal.， 2010； Maetal.， 2020)。在河流剪切力模型下， 通過河流侵蝕速率與河流剪切力的冪級(jí)函數(shù)關(guān)系獲取河流的相關(guān)參數(shù)， 可以將地貌參數(shù)轉(zhuǎn)化為侵蝕速率(Lavéetal.， 2001； Godardetal.， 2010； Zhangetal.， 2017)。而通過上述年代學(xué)方法， 在已知侵蝕速率的情況下， 對(duì)侵蝕速率與河流剪切力進(jìn)行線性擬合， 可得到可蝕系數(shù)(Erodibility，K)(Lavéetal.， 2001； Godardetal.， 2010)。除巖性會(huì)影響可蝕系數(shù)外， 構(gòu)造活動(dòng)造成的地震晃動(dòng)和巖石破壞同樣可對(duì)可蝕系數(shù)產(chǎn)生影響。因此， 該系數(shù)可用于判斷斷層活動(dòng)對(duì)基巖的影響程度以及影響范圍， 并進(jìn)一步判斷斷層活動(dòng)對(duì)地表形態(tài)產(chǎn)生的影響(Kirkpatricketal.， 2021)。

前人在龍門山地區(qū)通過低溫?zé)崮甏鷮W(xué)以及宇宙成因核素年代學(xué)進(jìn)行了大量剝蝕速率研究， 為該地區(qū)地貌演化、 構(gòu)造抬升等問題的研究提供了重要約束(Arneetal.， 1997； Kirbyetal.， 2002； Godardetal.， 2009， 2010； Wangetal.， 2012； Tanetal.， 2017； Shenetal.， 2019)。本文將對(duì)龍門山南段的出河以及龍門山中段的岷江進(jìn)行河流剪切力分析， 獲取雙石-大川斷裂上、 下盤的侵蝕速率以及汶川-茂縣斷裂下盤的侵蝕速率。由于出河和岷江都流經(jīng)斷裂， 我們計(jì)算了沿河調(diào)查點(diǎn)的可蝕系數(shù)， 并據(jù)此揭示出斷層活動(dòng)對(duì)基巖可蝕系數(shù)的影響程度和影響范圍。

1 地質(zhì)背景

龍門山逆沖斷裂帶位于青藏高原東緣， 是四川盆地與青藏高原的分界線。龍門山斷裂帶整體呈NE-SW向帶狀展布， 全長(zhǎng)500km， 寬30～60km。受多期復(fù)雜構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和構(gòu)造反轉(zhuǎn)的影響(鄧起東等， 1994； Clarketal.， 2000； 許志琴等， 2007)，在50km范圍內(nèi)海拔從四川盆地的約500m急速上升至龍門山的約5000m， 形成了世界上最陡峭的地形之一(Clarketal.， 2000； Kirbyetal.， 2002； Yin， 2010)。龍門山逆沖斷裂帶位于高原氣候區(qū)與季風(fēng)氣候區(qū)的交接處(鄭景云等， 2010)， 受到高山冰雪融水和大氣降水的補(bǔ)給， 水系發(fā)育， 從東北到西南， 主要分布有岷江、 青衣江和大渡河等大型河流(圖 1)。

圖 1 研究區(qū)地形及主要斷裂分布圖Fig. 1 The topography of the study area and the distribution of main faults.黑色實(shí)線代表活動(dòng)斷層， 紅色實(shí)線為2008年汶川地震同震地表破裂(徐錫偉等， 2008)， 藍(lán)色實(shí)線代表河流。WMF 汶川-茂縣斷裂； BYF 北川-映秀斷裂； JGF 江油-灌縣斷裂； WYF 五龍-鹽井?dāng)嗔眩?SDF 雙石-大川斷裂； DYF 大邑?cái)嗔眩?XPF 熊坡 斷裂； XSHF 鮮水河斷裂

新生代時(shí)期， 隨著印度-歐亞板塊的碰撞(Roydenetal.， 1997； Tapponnieretal.， 2001)， 青藏高原的側(cè)向生長(zhǎng)激活了龍門山地區(qū)的大量斷裂， 造成了龍門山斷裂帶的再次活躍(Sunetal.， 2018； Tanetal.， 2019)(圖 1)。龍門山逆沖斷裂帶為典型的逆沖推覆構(gòu)造帶， 由數(shù)條平行的次級(jí)斷裂組成， 傾向NW。龍門山中段從NW-SE， 主要斷裂有汶川-茂縣斷裂、 北川-映秀斷裂以及江油-灌縣斷裂； 龍門山南段的斷裂分別為五龍-鹽井?dāng)嗔押碗p石-大川斷裂。晚第四紀(jì)以來這些斷裂都存在活動(dòng)(Wangetal.， 2019)(圖 1)。

2008年和2013年分別發(fā)生了汶川地震和蘆山地震。2008年MW7.9 汶川地震中龍門山斷裂帶中—北段的2條斷裂發(fā)生了錯(cuò)動(dòng)， 沿北川-映秀斷裂和彭灌斷裂分別產(chǎn)生了2條約240km長(zhǎng)和約70km長(zhǎng)的同震地表破裂帶(Xuetal.， 2009)， 此外還產(chǎn)生了約7km長(zhǎng)、 整體走向?yàn)镹向的小魚洞斷裂(Tanetal.， 2012)。2013年MS7.0 蘆山地震之后， 經(jīng)過詳細(xì)的野外調(diào)查， 未發(fā)現(xiàn)真正意義上的地震地表破裂， 僅在雙石—大川斷裂沿線出現(xiàn)局部公路水泥路面的擠壓破裂和沿?cái)鄬幼呦蜓阈信帕械膰娚懊八F(xiàn)象， 該地震屬于典型的盲逆斷層型地震(徐錫偉等， 2013)。雙石-大川斷裂是龍門山南段晚第四紀(jì)活動(dòng)最為強(qiáng)烈的斷裂， 在過去的3000a里， 大邑段的雙石-大川斷裂曾發(fā)生數(shù)次古地震(梁明劍等， 2016)。

龍門山斷裂帶的地層主要有： 1)揚(yáng)子克拉通的結(jié)晶基底， 由前寒武的片麻巖及相關(guān)花崗質(zhì)巖體組成， 主要分布在龍門山斷裂帶中南段的核心部位， 北段僅少量出露。根據(jù)地名分別稱為彭灌雜巖、 雪隆包雜巖、 寶興雜巖、 大園包雜巖和轎子頂雜巖(圖 2)。其中彭灌雜巖位于汶川-茂縣斷裂的下盤， 雪隆包雜巖位于汶川-茂縣斷裂的上盤， 寶興雜巖則位于雙石-大川斷裂的上盤。2)新元古代—二疊紀(jì)的被動(dòng)大陸邊緣變質(zhì)沉積巖， 分布在前寒武雜巖的周圍， 主要由淺海相沉積巖組成。3)四川盆地內(nèi)部的中生代—新生代陸相沉積巖， 侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)砂巖變形輕微， 整體產(chǎn)狀近水平(Burchfieletal.， 1995； Kirbyetal.， 2002)。

圖 2 龍門山地區(qū)地質(zhì)圖Fig. 2 Geological map of Longmen Shan area.藍(lán)色加粗線段是進(jìn)行河流剪切力以及希爾茲力計(jì)算的河段。 BM 寶興雜巖； PM 彭灌雜巖； XM 雪隆包雜巖

2 河流剪切力相關(guān)理論

氣候、 巖性、 構(gòu)造以及沉積物供應(yīng)會(huì)使河流的幾何特征發(fā)生變化(Howardetal.， 1983； Kirbyetal.， 2003； Whipple， 2004)。Howard等(1983)通過引入物理模型對(duì)河流侵蝕進(jìn)行了定量分析?；诤恿骷羟辛δＰ?， 前人認(rèn)為河流侵蝕速率是河流剪切力的冪級(jí)函數(shù)(Howardetal.， 1983)。河道的進(jìn)化可以簡(jiǎn)化為2種端元模型： 拆離有限模型(Detachment-Limited Model)和搬運(yùn)有限模型(Transport-Limit Model)。在拆離有限模型下， 河流通過磨蝕、 掘蝕、 風(fēng)化、 溶解等物理進(jìn)程對(duì)河道造成侵蝕(Howardetal.， 1994)， 拆離有限模型對(duì)局部構(gòu)造抬升、 可蝕系數(shù)變化更為敏感(Godardetal.， 2010)。對(duì)于基巖河道而言， 在拆離有限模型下， 基巖侵蝕速率的大小主要取決于河流侵蝕的能力， 而河流侵蝕能力則取決于對(duì)完整巖石的拆離程度(Howard， 1994)。河流對(duì)河床底部施加的河流剪切力越大， 則河流對(duì)河道的侵蝕能力越強(qiáng)(Godardetal.， 2010)。河流剪切力τ為河流對(duì)河道基巖施加的一種剪切力， 其方程式為

τ=ρgRS

(1)

其中，ρ為流體密度，g為重力加速度，S為坡度，R為水力半徑。水力半徑R是河道寬度W與水深h的函數(shù)， 水流速率(V)可以由曼寧方程表示：

(2)

(3)

當(dāng)河流寬度遠(yuǎn)大于深度， 水力半徑(R)與水流深度(h)大致相等時(shí)， 結(jié)合式(1)—(3)， 河流剪切力可表示為(Godardetal.， 2010)

(4)

剔除巖性和河道礫石大小的影響并對(duì)河流剪切力進(jìn)行歸一化后， 無量綱形式希爾茲力(τ*)為

(5)

式中，ρs和ρ分別為巖石和流體密度，D50為不超過河床荷載50%的粒徑長(zhǎng)度(Lavéetal.， 2001)。

當(dāng)超過河床荷載移動(dòng)臨界值， 希爾茲力(τ*)與侵蝕速率成正相關(guān)， 當(dāng)巖性一致時(shí)， 希爾茲力與侵蝕速率之間關(guān)系為

(6)

由式(6)可知， 當(dāng)巖性一致時(shí)， 超過臨界值的希爾茲力與侵蝕速率理論上呈線性關(guān)系?；谑?4)—(6)， 在可蝕系數(shù)(K)已知的情況下計(jì)算研究區(qū)相關(guān)河流的希爾茲力， 可獲得每個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的侵蝕速率。同理， 在觀測(cè)點(diǎn)侵蝕速率已知的情況下(可根據(jù)階地年齡、10Be 年齡、 熱年代學(xué)數(shù)據(jù)等獲得)， 根據(jù)式(6)可獲得可蝕系數(shù)?？晌g系數(shù)的大小反映了不同的巖性或破碎程度。若K值較大， 則表明該河道由巖性較弱的巖石組成或者該地區(qū)經(jīng)歷了構(gòu)造變形， 促使了K值的增大(Howardetal.， 1983； Kirkpatricketal.， 2021)。

3 河流剪切力的計(jì)算

3.1 河道寬度W

我們通過野外實(shí)地測(cè)量及對(duì)高精度影像進(jìn)行處理獲得河道寬度。在野外， 我們使用距離測(cè)量工具(Trupulse 200B)對(duì)滿水期的河道寬度進(jìn)行測(cè)量。對(duì)于野外無法到達(dá)之處， 使用SPOT 5m分辨率的全色圖像獲取滿水期的河道寬度。對(duì)野外實(shí)測(cè)獲得及通過影像獲得的寬度數(shù)據(jù)進(jìn)行比較可知， 所測(cè)河道寬度數(shù)據(jù)約有5%(1σ)的誤差。

3.2 流量Q

流量Q是有關(guān)流域面積A的函數(shù)(Lavéetal.， 2001； Godardetal.， 2010)：

(7)

(8)

對(duì)高分辨率降水量柵格圖(分辨率1km2)進(jìn)行處理， 獲得了每個(gè)點(diǎn)的流域年平均降水量值。從已有的流量監(jiān)測(cè)站獲得了2個(gè)監(jiān)測(cè)站(多營(yíng)坪監(jiān)測(cè)站和漩口監(jiān)測(cè)站)2006年的峰值流量(Qinetal.， 2006)。多營(yíng)坪監(jiān)測(cè)站位于青衣江(雅安附近)， 其峰值流量約為1000m3/s， 漩口監(jiān)測(cè)站位于岷江(都江堰附近)， 其峰值流量約為1000m3/s(Qinetal.， 2006)。

3.3 河道坡度S

以Whipple為首的研究團(tuán)隊(duì)開發(fā)的ArcGIS程序可從數(shù)字高程模型(DEM)中提取河道縱剖面， 其編寫的MATLAB程序可自動(dòng)提取河流縱剖面特征信息。通過MATLAB對(duì)90m分辨率的DEM進(jìn)行處理， 可提取研究區(qū)的河道坡度、 流域面積等參數(shù)。在統(tǒng)計(jì)河流坡度時(shí)， 考慮了10%的誤差。

3.4 河道粗糙度數(shù)N以及D50

侵蝕河道在活躍造山帶中分布了大量沖積扇及不同粒徑的沉積物。河道中的沉積物不僅可作為侵蝕工具對(duì)基巖河道進(jìn)行侵蝕， 也可作為河道的保護(hù)物抵抗河流的侵蝕(Sklaretal.， 2004)。沉積物的顆粒大小以及供應(yīng)影響著河流侵蝕速率。計(jì)算希爾茲力時(shí)需要河流沉積物的D50。岷江的D50為8cm(Godardetal.， 2010)， 在出河河道的典型區(qū)域使用小型無人機(jī)進(jìn)行拍照， 拍照的間隔距離約為5km， 并隨機(jī)統(tǒng)計(jì)每個(gè)區(qū)域一定數(shù)量礫石的平均直徑(>500顆)， 計(jì)算其體積， 將這些數(shù)據(jù)從大到小排列， 之后從大到小累計(jì)相加， 獲得體積占總體積50%的礫石直徑， 取其平均值作為該河道的D50。經(jīng)過統(tǒng)計(jì)得到出河的D50為6cm。

河床組成、 岸壁特征、 植被情況和河段平面特征等因素都將對(duì)河道粗糙度N造成一定影響。Whipple(2004)總結(jié)出在以鵝卵石—巨礫為主的河流中N的取值為0.06～0.2。為了與Godard等(2010)的數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比， 這里將N定為0.1。

4 結(jié)果

位于龍門山南段的出河是山前流域的主要河流之一。沿著出河， 其附近區(qū)域的巖性較為一致， 均為沉積巖類， 其中有長(zhǎng)約5km的河段沿著雙石-大川斷裂展布(圖 2)。位于龍門山中段的岷江是青藏高原東緣地區(qū)的主要河流之一， 流經(jīng)汶川-茂縣斷裂， 隨后進(jìn)入彭灌雜巖。為便于計(jì)算比較， 我們選取了巖性均為花崗巖的一段河道： 其中約50km沿汶川-茂縣斷裂展布， 約30km位于彭灌雜巖內(nèi)部(圖 2)。通過野外和室內(nèi)的數(shù)據(jù)采集， 獲得了寬度、 坡度、 流量等參數(shù)， 計(jì)算了出河、 岷江的河流剪切力， 綜合各參數(shù)的誤差可知， 河流剪切力存在約25%的誤差。根據(jù)巖性和D50， 通過公式(5)計(jì)算了各點(diǎn)的希爾茲力。計(jì)算時(shí)設(shè)花崗巖和沉積巖的密度(ρs)分別為2700kg/m3和2500kg/m3。沿著出河， 雙石-大川斷裂上盤的平均河流剪切力和希爾茲力分別為161Pa和0.18， 斷裂下盤的平均河流剪切力和希爾茲力為104Pa和0.12。沿著雙石-大川斷裂， 河流剪切力和希爾茲力分別為50Pa和0.06。沿著岷江， 汶川-茂縣斷裂下盤的平均河流剪切力和希爾茲力分別為401Pa和0.30， 沿著汶川-茂縣斷裂， 河流剪切力和希爾茲力分別為280Pa和0.21(圖 3)。

圖 3 河流剪切力以及希爾茲力計(jì)算結(jié)果圖Fig. 3 Shear stress and Shields stress calculation results.研究區(qū)2條河流的高程、 流量、 寬度、 河流剪切力及希爾茲力隨沿河距離的變化圖， 其中河流剪切力一欄中的灰色陰影部分代表了河流剪切力計(jì)算的不確定性； a 岷江； b 出河。紅色虛線框是沿?cái)嗔蚜鞯暮佣巍?右下角為河流和斷層的索引圖

4.1 侵蝕速率

Godard等(2010)對(duì)10Be 年齡以及少量的熱年代學(xué)年齡與河流剪切力進(jìn)行校準(zhǔn)， 獲得了龍門山地區(qū)沉積巖類侵蝕速率與希爾茲力的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系：

E=3.2(τ*-0.03)mm/a

(9)

花崗巖類侵蝕速率與希爾茲力的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系(Godardetal.， 2010)為

E=1.6(τ*-0.03)mm/a

(10)

基于沉積巖類的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系， 我們校準(zhǔn)了出河、 雙石-大川斷裂上、 下盤的侵蝕速率， 獲得的雙石-大川斷裂上盤的平均侵蝕速率約為0.49mm/a， 下盤的平均侵蝕速率約為0.28mm/a(圖 4)?；诨◢弾r類的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系， 計(jì)算得到岷江流經(jīng)彭灌雜巖段(汶川-茂縣斷裂下盤)的侵蝕速率約為0.43mm/a(圖 4)。

圖 4 調(diào)查點(diǎn)的侵蝕速率和地形圖Fig. 4 Erosion rate of survey points and topography in the study area.

4.2 可蝕系數(shù)

沿著出河， 雙石-大川斷裂上、 下盤的平均侵蝕速率分別為0.49mm/a和0.28mm/a， 我們假定斷裂附近的侵蝕速率為二者的均值， 即0.38mm/a。沿?cái)嗔训钠骄柶澚?.06， 通過式(6)可獲得沿?cái)嗔训目晌g系數(shù)為13.9mm/a。為進(jìn)一步了解斷層活動(dòng)對(duì)基巖可蝕系數(shù)的影響， 我們利用所獲得的上、 下盤的平均侵蝕速率和希爾茲力， 計(jì)算了沿河各調(diào)查點(diǎn)的K值， 獲得了沿河每個(gè)點(diǎn)的可蝕系數(shù)(圖 5)。

沿著岷江， 汶川-茂縣斷裂下盤的侵蝕速率為0.43mm/a。Godard等(2009)的研究表明雪隆包雜巖(位于汶川-茂縣斷裂上盤)在距今0～2Ma的冷卻速率為18℃/Ma。假設(shè)該區(qū)的地溫梯度為25℃/km(Tanetal.， 2017)， 則可獲得其剝蝕速率為0.72mm/a。假定沿?cái)嗔押佣蔚那治g速率為上、 下盤的平均值， 則可知沿?cái)嗔押佣蔚钠骄治g速率為0.58mm/a?；谑?6)， 根據(jù)每個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的希爾茲力計(jì)算獲得每個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的的可蝕系數(shù)(圖5b)， 得到沿?cái)嗔押佣蔚钠骄晌g系數(shù)為3.2mm/a。同樣， 我們利用汶川-茂縣斷裂下盤的平均侵蝕速率(0.43mm/a)計(jì)算了沿河每個(gè)調(diào)查點(diǎn)的可蝕系數(shù)K， 分布如圖 5 所示。

圖 5 沿河可蝕系數(shù)分布圖Fig. 5 Erodibility coefficient along the river.紅色區(qū)域?yàn)檠財(cái)嗔训暮佣?/p>

5 討論

5.1 侵蝕速率對(duì)可蝕系數(shù)的影響

利用侵蝕速率與希爾茲力計(jì)算K值時(shí)， 主要通過10Be 以及低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)獲取侵蝕速率。Godard等(2010)獲取可蝕系數(shù)時(shí)使用了大量10Be 數(shù)據(jù)及少量低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)， 其提及通過10Be 獲取的侵蝕速率(在距今1～1.5ka時(shí)間段內(nèi))可能不能包括大地震活動(dòng)對(duì)侵蝕速率的影響， 由于大地震的循環(huán)周期約為3ka， 故通過10Be 獲取的侵蝕速率偏小。但通過低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)(裂變徑跡、 (U-Th)/He)所獲得的是巖體百萬年尺度的隆升-剝蝕速率， 時(shí)間跨度較長(zhǎng)。而河流地貌是一種瞬時(shí)狀態(tài)， 通過低溫?zé)崮甏鷮W(xué)得到的剝蝕速率進(jìn)行線性擬合將造成時(shí)間尺度的匹配不當(dāng)， 塊體的隆升歷史可能遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過了河流侵蝕的時(shí)間框架。因此， 利用10Be 獲取的侵蝕速率與河流剪切力進(jìn)行的線性擬合雖然會(huì)導(dǎo)致獲得的侵蝕速率值偏低， 但從時(shí)間尺度的匹配性而言，10Be 更適合用于兩者經(jīng)驗(yàn)關(guān)系的線性擬合。

通過Godard等(2010)獲得的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系，將139個(gè)點(diǎn)的希爾茲力轉(zhuǎn)換成侵蝕速率， 得到雙石-大川斷裂上、 下盤的平均侵蝕速率分別為0.49mm/a和0.28mm/a， 汶川-茂縣斷裂下盤的侵蝕速率為0.43mm/a。由低溫?zé)崮甏鷮W(xué)獲得的雙石-大川斷裂上、 下盤的侵蝕速率分別為0.5～0.6mm/a和0.3～0.4mm/a(Yeetal.， 2022)， 汶川-茂縣斷裂下盤的侵蝕速率為0.65mm/a(Arneetal.， 1997； Godardetal.， 2009； Tanetal.， 2014)。通過河流剪切力方法獲得的侵蝕速率低于低溫?zé)崮甏鷮W(xué)獲得的侵蝕速率， 這可能是由于利用10Be 獲取的侵蝕速率值偏低， 進(jìn)而造成可蝕系數(shù)K偏低的結(jié)果。雖然本研究獲得的可蝕系數(shù)和侵蝕速率可能偏低， 但不影響本研究中對(duì)不同觀測(cè)點(diǎn)的可蝕系數(shù)和侵蝕速率進(jìn)行橫向?qū)Ρ取?/p>

5.2 可蝕系數(shù)與斷裂的關(guān)系

對(duì)于斷裂活動(dòng)對(duì)基巖的影響， 前人主要對(duì)基巖的侵蝕系數(shù)K′(E=K′AmSn)進(jìn)行了研究(Kirkpatricketal.， 2021)。侵蝕系數(shù)K′是有關(guān)侵蝕進(jìn)程、 水力幾何形態(tài)、 流域水文特征以及氣候的量綱系數(shù)。Stock等(1999)認(rèn)為侵蝕系數(shù)隨著巖性以及區(qū)域氣候的變化將可能出現(xiàn)4個(gè)數(shù)量級(jí)的變化。Snyder等(2000)認(rèn)為侵蝕系數(shù)會(huì)隨著抬升速率的變化而變化。Kirkpatrick等(2021)的研究表明， 在距離斷裂15km范圍內(nèi)侵蝕系數(shù)是距斷裂15km外的侵蝕系數(shù)的2倍， 且在0～15km距離范圍內(nèi)， 沉積巖類的侵蝕系數(shù)約為花崗巖類的2倍。Gallen等(2015)的研究表明構(gòu)造活動(dòng)會(huì)使斷裂附近的巖石破碎而降低巖石的內(nèi)聚力。

沿?cái)嗔烟幍钠扑樽蠲黠@， 侵蝕系數(shù)和可蝕系數(shù)均會(huì)顯著增大， 而距離斷裂越遠(yuǎn)， 構(gòu)造活動(dòng)對(duì)基巖的影響程度降低， 侵蝕系數(shù)和可蝕系數(shù)將逐漸降低。本研究通過計(jì)算沿?cái)嗔训目晌g系數(shù)， 發(fā)現(xiàn)斷裂活動(dòng)可使沉積巖的可蝕系數(shù)增加約3倍， 而花崗巖的可蝕系數(shù)增加了約1倍， 這表明斷裂活動(dòng)對(duì)基巖可蝕系數(shù)的影響受到基巖原本的巖性以及結(jié)構(gòu)的影響?；◢弾r類具有較高的巖石強(qiáng)度和成層性差， 而沉積巖類則具有層狀結(jié)構(gòu)以及較低的巖石強(qiáng)度(Hoeketal.， 1997)， 故在經(jīng)歷強(qiáng)烈的構(gòu)造變形后， 沉積巖類相對(duì)花崗巖類更加容易破碎， 產(chǎn)生易搬運(yùn)的沉積物(Stocketal.， 1999， 2005)， 使得可蝕系數(shù)增大。另外， 由圖 5 可知， 對(duì)于沉積巖類， 在距離斷裂約2km的范圍內(nèi)， 可蝕系數(shù)隨著距離的增加逐漸降低； 對(duì)于花崗巖類， 在距離斷裂約5km的范圍內(nèi)， 可蝕系數(shù)隨著距離的增加逐漸降低， 之后則保持相對(duì)穩(wěn)定的狀態(tài)。

6 結(jié)論

(1)在已知可蝕系數(shù)的情況下， 可對(duì)河流剪切力進(jìn)行歸一化后獲得希爾茲力， 進(jìn)而獲得侵蝕速率。本研究通過已有的希爾茲力與侵蝕速率之間的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系， 獲得了研究區(qū)139個(gè)點(diǎn)的侵蝕速率。雙石-大川斷裂上、 下盤的侵蝕速率分別為0.49mm/a和0.28mm/a， 汶川-茂縣斷裂的下盤的侵蝕速率為0.43mm/a。

(2)通過獲得的侵蝕速率計(jì)算每個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的可蝕系數(shù)， 結(jié)果揭示斷層活動(dòng)可使沉積巖的可蝕系數(shù)增加約3倍， 而花崗巖的可蝕系數(shù)增加了約1倍。斷裂活動(dòng)對(duì)沉積巖的影響(距離斷裂約2km的范圍內(nèi))明顯要比花崗巖(距離斷裂約5km的范圍內(nèi))更集中。斷層的活動(dòng)造成了可蝕系數(shù)的明顯增加(巖石更破碎)， 從而對(duì)區(qū)域地貌演化產(chǎn)生了重要影響。