2020, Vol.40
在活动造山带，地貌响应构造变形的方式和程度，一直以来都是构造地貌学关注的核心问题之一[1~3]。基岩河流河道系统作为造山带地貌的重要组成部分，不仅限定了坡面侵蚀的边界条件，而且控制了区域的剥蚀速率，塑造了地势的起伏结构，因此从根本上影响了造山带的尺度、形态和形成演化过程[2, 4]。基岩河道对外部驱动的响应，不仅在一定程度上指示了地表剥蚀的速率和模式，而且传递了构造抬升和气候变化的信号[2]。因此，活动造山带基岩河流地貌研究，目前已成为构造地貌学研究的前沿和热点[5~8]。
半个多世纪以来，围绕基岩河流地貌开展了大量的研究。其中绝大多数研究都关注于河道纵剖面形态特征的变化，目前已经建立起河道纵剖面形态(陡峭程度/陡峭指数ksn和下凹程度/凹度指数θ)与流域下切速率(或构造抬升速率)间的函数关系，并在此基础上获得了区域构造抬升速率的空间分布特征，为探索造山带的构造变形模式创造了有利条件[3, 5~6, 9~14]。然而，相比之下，对于基岩河道横截面形态(河道宽度)的研究却明显不足，很少有研究系统地阐述基岩河道宽度形态的变化特征及其对构造、气候和岩性的响应[15~16]。事实上，与纵剖面形态一样，宽度形态的调整也是基岩河道响应外部扰动的重要方式之一。河道宽度的变化控制了边界剪切应力(或河流功率)的沿程分布，从而控制了河流的侵蚀潜能，在一定程度上指示了河床的侵蚀过程[2, 16~17]。因此，在活动造山带积极地开展基岩河道宽度形态研究，不仅可以完善基岩河流地貌研究，而且有助于河道侵蚀过程的正确模拟[18]，为直接从基岩河流地貌中提取构造变化的相关信息奠定坚实的基础[2~3, 6, 17, 19~23]。
宽度作为河道主要水力几何形态之一，影响因素众多，变化较为复杂，到目前为止控制河道宽度变化的主要因素及其作用机理仍不清楚[2, 7]。在经典水力几何研究中，河道宽度被简单的模拟为流量(或流域面积)的函数：流量越大，河道越宽阔，反之，则越狭窄。这种简化，明显忽略了其他因素的影响(例如：构造、岩性等)，事实上流量并非控制河道宽度变化的唯一因素。直观的来看，在流量一定的条件下，陡峭且狭窄的河道流速和径流深度相对较大，因而作用于河床的剪切应力(或河流功率)也就越大，河流的侵蚀能力就越强；而平缓且宽阔的河道则侵蚀能力相对较弱。河流系统可以通过调整河道宽度来改变下切能力，响应构造抬升和岩性抗蚀性的变化[15]。
近年来，在基岩河道研究中，大量的经验观察[5~6, 17, 23~31]和小尺度的模拟研究[32~33]均发现：河道宽度的调整变化与构造抬升存在着密切的联系。大多数基岩河流在流经抬升速率局地增强区域(例如：背斜、断层)或对构造抬升进行瞬时响应时，随着抬升速率的增加河道明显变得更为狭窄[23, 25~27, 29~31]。然而，也存在部分例外，一些河流响应抬升速率的大幅变化，河宽仅有微小的调整[17]；一些河流在流经高抬升速率地区时反而变得更为宽阔，而在流经低抬升速率地区时却变得更为狭窄[24]。事实上，河流在流经构造抬升速率变化较大的地区时，河道宽度的响应方式并不一致。例如：同样位于美国加利福尼亚地区，圣盖博山(San Gabriel Mountains)地区的基岩河流随构造抬升速率的增加，河宽并无显著变化[17]；门多西诺角(Mendocino Triple)地区的基岩河流在流经高抬升速率带时，河道反而变得更为宽阔[24]；而圣伊内斯山(Santa Ynez Mountains)地区的基岩河流则响应构造抬升速率的增加，河道明显变得更为狭窄[28]。
此外，基岩抗蚀性也强烈地影响着基岩河道宽度的变化特征[19, 22~23, 34~36]。一般来说，在基岩抗蚀性较强的地区，河道陡峭而狭窄，而在基岩抗蚀性较弱的地区，河道则平缓而宽阔[2, 36]。在喜马拉雅西北部前缘的莫汉德山脉(Mohand Range)地区，河流响应基岩抗蚀性的增加，河道明显变得更加陡峭和狭窄，以便河流能够集中侵蚀潜能下切坚硬的基岩[19]；同样，在美国太平洋西北部地区，基岩抗蚀性在基岩河流的侧向侵蚀中扮演了非常重要的角色，基岩的风化程度不仅控制着峡谷宽度的变化，而且极大地影响了基座阶地的形成和保存[35]；在缓慢侵蚀的阿巴拉锲亚新河流域(New River)，基岩河道宽度的调整变化是对构造抬升速率和基岩抗蚀性的复杂响应[22]；值得注意的是，在构造活动活跃的台湾中部的北港溪流域，基岩河道宽度与基岩抗蚀性变化无显著联系，主要受控于区域差异性构造抬升[23]。总的来说，由于衡量基岩抗蚀性的指标获取较为困难，加之目前基岩抗蚀性与河道宽度模型参数间的函数关系也尚未建立，因此，有关基岩河道宽度形态对岩性抗蚀性的响应研究仍有待深入。
前期在祁连山东段地区开展的基岩河道宽度研究发现：河道宽度响应差异性构造抬升进行了系统地调整，高抬升速率带的河道明显较低抬升速率带的河道狭窄[34]。为了进一步探索整个祁连山北部地区基岩河道宽度对构造和岩性的响应，我们将研究范围从东段的石羊河流域扩展到中段的黑河流域，在每个流域分别选择3条基岩河流作为主要研究对象，尝试获取祁连山北部地区基岩河道宽度的变化特征，并在此基础上探索构造抬升和岩性抗蚀性对基岩河道宽度变化的影响[34]。本项工作的开展，不仅丰富了全球基岩河流河道宽度经验数据库，而且为基于基岩河道形态的构造变形研究奠定了基础，同时对于探索构造抬升背景下地貌的发育过程也具有十分重要的意义。
1 研究区概况祁连山位于青藏高原东北缘，由一系列北西南东走向的山脉和山间盆地组成，作为高原最年轻的逆冲褶皱变形带，晚第四纪以来经历了快速的山体抬升和强烈的河流下切[37~39]，是探索青藏高原变形机制的关键区域[40~41]。祁连山山体内部发育的大量基岩河流，为研究基岩河道形态对外部扰动的响应提供了理想的试验场[5~6, 34]。加之，长期以来围绕该区域开展了大量的构造地貌学和河流地貌学研究(例如：阶地、洪积扇、夷平面、断层和褶皱等)，积累了大量的下切、剥蚀和变形速率数据[42~49]，为基岩河道宽度形态主要影响因素的厘定提供了有利条件。
本文研究区位于祁连山北部中、东段地区，地势从山脊到山麓呈现明显的阶梯状变化(图 1)。根据地势起伏特征结合区域主要断层的分布及活动特征，从南向北可以依次划分出高山带、低山带和走廊平原带3个次级地貌单元，它们之间的界线为一系列北西西向近似平行的断层(图 1)。其中，高山带主要为中起伏山地，海拔3500~5000 m；低山带主要为小起伏山地和丘陵，海拔2500~3200 m；走廊平原带则主要为平原和台地，海拔1500 m。研究发现，在祁连山北部地区存在显著的差异性构造抬升：抬升速率中段较东段高约2~3倍，高山带较低山带高约2~4倍[5~6]。
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图 1 研究区地形地貌及流域分布图 地形断面A-A′和B-B′中，红线、蓝线和黑线分别代表最大、平均和最小高程；断裂位置参考文献[50] Fig. 1 Topography, geomorphology and major river basins of study area (swath topographic profiles show the maximum(red line), mean(blue line), and minimum(black line)elevations along the cross-section lines of A-A′ and B-B′, respectively. Fault locations refer to reference[50]) |
祁连山北部地区的基岩河流自东向西主要分属于石羊河水系、黑河水系和疏勒河水系，本文研究区只涉及东段的石羊河水系和中段的黑河水系(图 1)。综合野外考察条件及已有数据资料积累，在石羊河流域选择杂木河、金塔河和西营河为主要研究对象，而在黑河流域则选择梨园河、丰乐河和北大河为主要研究对象(图 1)。通过对上述6条基岩河流进行详细的野外测量，同时结合室内的分析计算，一方面总结归纳基岩河流河道宽度的变化特征，另一方面则尝试探索河道宽度变化与构造抬升和基岩抗蚀性的关系。
2 研究方法研究基岩河流河道宽度的变化特征，探索其对构造抬升和岩性抗蚀性的响应，首先必须获取河道宽度、岩性抗蚀性及构造抬升的相关信息。我们前期在祁连山东段地区开展的基岩河道宽度研究，已涉及石羊河流域的西营河和金塔河，因此，本研究中有关这两条河流的河道宽度及岩性硬度数据，均沿用前期的研究成果[34]。对于其余4条河流(杂木河、梨园河、丰乐河和北大河)则进行了详细的野外考察(图 2)。河道宽度研究仅涉及典型的基岩河段，不包括流域分水岭附近的崩塌河段和出山口附近的冲积河段。
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图 2 祁连山北部6个主要流域岩性分布及野外调查位置图 Fig. 2 Lithology distribution and field survey locations of six selected subbasins in the northern Qilian Mountains |
河道横截面形态-宽度主要包括3种基本类型：基流宽度(baseflow width)、齐岸流宽度(bankfull width)和峡谷宽度(valley width)[24]。从水力学角度来看，基流宽度属于低流量河道宽度，而齐岸流宽度和峡谷宽度均为高流量河道宽度。由于高流量河道宽度与河流的下切和侵蚀联系最为紧密，因此绝大多数研究都关注于高流量河道宽度的变化[25~26, 51]。尤其在各类河流下切数值模型模拟研究中，广泛地使用齐岸流宽度作为河道宽度的代用指标[51]。然而，由于高流量河道宽度野外测量难度较大，数据获取较为困难，所以至今在各类河流下切数值模型中，仍简单地使用宽度(W)-流量(Q)-流域面积(A)经典水力几何关系(公式(1))，近似地代替河道宽度的实地测量进行模型的模拟研究[4, 52~54]：
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(1) |
公式(1)中，kw、kq、kw′、b、c、b′均为正值常数；其中，kw和b分别为宽度-流量系数和指数；kw′和b′分别为宽度-面积系数和指数；kq和c分别为流量-面积系数和指数[55]。指数b′是衡量流域河道宽度变化特征的重要参数，它指示了河道宽度随流域面积(或流量)的增加向下游增大的快慢程度，其值越大，河道向下游增宽越迅速，增幅也越大；系数kw′的取值则与河道宽度的测量位置、河床地貌类型以及下伏物质性质(基岩或冲积物)密切相关[24, 28]。值得注意的是，参数kw′和b′同时也是影响河流功率(或剪切应力)下切模型关键参数——侵蚀系数K的主要因素之一，因此成为模型校正的关键参数之一[5~6, 18, 24, 28]。尽管公式(1)是建立在冲积河道经验观察基础之上的，但是，大量的野外观察证实在基岩河道中也存在类似的函数关系[2, 5~6, 15, 56~58]。所不同的是，冲积河道指数b′取值范围变化较大(0.03~0.89)，而基岩河道取值范围变化则相对较小(0.3~0.5)，但总的来说冲积河道平均取值范围仍在0.4~0.5之间[57]。由于简单直观，公式(1)被广泛地应用于基岩河道宽度研究中。根据公式(1)，通过测量河道宽度的沿程变化和计算其对应的汇水流域面积，即可以绘制出宽度-面积双对数图(logW-logA图)，通过回归拟合计算便可得到参数kw′和b′的取值，该图直观地反映了流域河道宽度的整体变化特征[5~6, 9, 16, 24, 28, 34]。河道宽度的沿程变化特征则一般用宽度沿程变化图(W-D图)进行表示，该图反映了河道宽度随着与(分水岭或出山口)间距离(D)的改变而调整变化的特征，是对比研究河道宽度与主要影响因素(构造及岩性)间相互关系的有效图件[5~6, 15, 23, 25, 34]。在野外考察过程中，我们选用美国Trupulse360型激光测距仪(测量精度± 0.2 m)，沿河道间隔50 m(杂木河、金塔河和西营河)或100 m(梨园河、丰乐河和北大河)，采集齐岸流河道宽度数据(图 2)。齐岸流宽度测量位置的判断，主要依据河岸坡度的变化、植被的生长情况以及土壤的发育情况等[6, 24]；测量时尽可能的避开人类活动(耕地、水库等)和泥石流或滑坡影响河段。
2.2 岩性基岩的抗蚀性主要取决于岩石硬度和风化所形成的节理[59]。其中，硬度是指岩石抵抗破坏的能力，而节理则是指岩石受外动力作用(风、水、生物等)形成的破裂面或裂纹。目前，完整岩石的硬度可以用回弹仪进行测量[59]。早在20世纪60年代，回弹仪就已经被广泛地应用于地貌学研究，涉及领域包括全新世相对定年、基岩抗蚀性和风化程度测量[60~61]。在基岩河道研究中，基于岩石硬度(回弹仪回弹值R)的定性和半定量对比分析，已成为探索岩性与基岩河道形态间关系的一种行之有效的新方法[19, 22~23, 28, 62]。岩石节理的评估则相对较为复杂，涉及指标众多，包括节理产状、组系、数量、间距、密度以及节理面特征和填充物质等诸多方面，因此在基岩河道地貌研究中鲜有涉及[6, 24]。在野外考察过程中，我们选用瑞士SilverSchmidt N型回弹仪，沿河道对河床基岩露头硬度进行测量(图 2)。基岩的硬度以回弹距离R表示，R值越大岩石表面硬度和抗塑性变形的能力就越强。测量时尽量选择靠近河床、面积较大且较为平整的基岩露头进行锤击，锤击前先用打磨石将基岩露头表层风化物质打磨掉，并尽量使其平整。测量操作严格遵循JGJ/T23-2001行业标准[63]：对每个待测面进行16次锤击，去除3个极高值和3个极低值，用余下的10个测量值计算平均值及标准偏差[63]。
2.3 构造抬升在基岩河道纵剖面形态研究中，经验观察与模型模拟均证实：陡峭指数(ksn)能有效地反映河道纵剖面的陡峭程度，其值越大，河道整体越陡，反之则越缓；在岩性和气候相对均一的地区，ksn值与抬升速率间有很好的正相关关系[2, 64]。因此，在充分考虑其他影响因素的前提下，可以通过提取河道陡峭指数来近似反映抬升速率沿河道的变化。在祁连山北部地区开展的基岩河道纵剖面形态研究中，我们发现：河道纵剖面的陡峭程度主要受控于差异性构造抬升，陡峭指数的空间分布特征在一定程度上反映了区域构造抬升速率的空间分布特征[5~6]。因此，本研究选用陡峭指数作为构造抬升的代用指标，近似反映抬升速率沿河道的变化。参照前期在西营河流域进行的数据精度及适用性研究结果，流域地貌特征参数(陡峭指数、汇水流域面积及河道纵剖面)，均选用90 m分辨率的SRTMDEM数据作为基础数据进行计算提取[34]。其中，河道陡峭指数采用交互式河流纵剖面提取工具Stream Profiler(www.geomorphtools.org)，在ArcGIS 10.0和Matlab2016 a软件平台的支持下，进行人机交互式提取[65]。该方法能够根据每条河道的实际情况，逐一设定坡度-面积回归分析的拟合区间，可信度较高，但是耗时较长，工作量较大。此外，为了对流域岩性的整体变化有一个宏观的认识，我们以1 ︰ 500000地质图为底图，通过手动数字化，建立了流域地质信息数据库。
3 研究结果 3.1 河道宽度野外考察沿杂木河、梨园河、丰乐河和北大河共计采集了300余组齐岸流河道宽度数据，结合前期在金塔河和西营河流域采集得到的640余组数据，总体上覆盖了6个研究流域的大部分基岩河道(图 2)。其中，西营河和梨园河的宽度数据最为完整，覆盖了整个流域的干流河道，而北大河、丰乐河和杂木河因受野外考察条件限制，宽度测量仅覆盖流域中、下游河段(图 2)。根据采集到的齐岸流宽度数据，绘制了衡量流域河道宽度沿程变化特征的logW-logA图和W-D图，并回归拟合计算得到宽度-面积指数b′值(图 3~5)。
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图 3 祁连山北部6个流域基岩河道宽度-面积双对数图 (a)、(b)和(f)由于数据点较少或分布无明显规律性，未纳入回归拟合计算；(c)白水河为梨园河上游支流；(d)骆驼河为西营河上游支流 Fig. 3 Channel width versus drainage area for six selected subbasins in the northern Qilian Mountains. The regression analyses cannot be completed for figs. 3a, 3b and 3f due to the insufficient and/or irregular dataset. In figs. 3c and 3d, the Baishui and Luotuo rivers are the upstream tributaries of the Liyuan and Xiying rivers, respectively |
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图 4 祁连山北部不同流域及不同地貌带基岩河道宽度变化特征 (a)和(b)分别综合了石羊河流域和黑河流域的宽度数据，由于数据分布趋势上存在显著差异，(a)拟合不包括金塔河数据，(b)拟合不包括北大河数据；(c)低山带数据对应金塔河支流冰沟河河段，(d)高山带数据对应西营河支流宁缠河河段；资料来源参考文献[5~6, 34] Fig. 4 Channel width versus drainage area for rivers draining in different basins and geomorphologic zones in the northern Qilian Mountains. Figs. 4a and 4b integrated all data collected from the Shiyang and Hei basins, respectively. For the inconsistent trend, the datasets of the Jinta and Beida subbasins are not included in the fitting of the Shiyang and Hei basins, respectively. The datasets in Figs. 4c and 4d are collected along the Binggou and Ningchan tributaries of the Jinta and Xiying rivers, respectively. For the detail, refer to the references [5~6, 34] |
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图 5 祁连山北部6条基岩河流河道宽度与构造抬升及岩性抗蚀性的关系 岩性硬度图中，红色虚线表示平均硬度，阴影区域表示岩性抗蚀性较强河段；河道宽度图中，黑色线段表示河道纵剖面，黑色虚线表示主要断层位置，断层信息参考图 1 Fig. 5 Comparisons of channel width with tectonic uplift and rock strength for six selected subbasins in the northern Qilian Mountains. For the rock strength data at the bottom, the red dashed line shows the mean R value of all survey stations along an individual profile, and different lithologic zones are divided base on R values and marked in capital letters, in which the shadowed areas highlight the distributions of resistant rocks. For the channel width data in the middle, the black solid and dashed lines represent the river longitudinal profiles and the locations of major thrust faults(refer to Fig. 1), respectively |
在logW-logA图上，受测量数据量及其所覆盖河段长短的影响，北大河、丰乐河和杂木河未能进行回归拟合计算(图 3a、3b和3f)。其余3条河流的计算结果显示：河道宽度总体上呈现出明显的东西向的变化特征(图 3)。首先，河道宽度向下游增加的速率自西向东依次增大，指数b′值从梨园河流域的0.42，增加至西营河流域的0.44，到金塔河流域则增至0.55(图 3c~3e)。对中段地区河流(黑河水系)和东段地区河流(石羊河水系)分别进行拟合，结果显示：河道向下游拓宽的速率，东段地区河流明显大于中段地区河流，指数b′值分别为0.40和0.27(图 4a和4b)。值得注意的是，由于中段地区测量数据点相对较少，覆盖河段较短，因此拟合结果相关性明显较东段地区差(R2≈0.22和R2≈0.50)(图 4a和4b)。此外，从南北方向上来看，南部高山带河道向下游增宽的速率，明显低于北部低山带的河道(图 4c和4d)。在6个重点研究流域中，北大河、丰乐河和杂木河流域整体上位于高山带，而梨园河、西营河和金塔河流域则同时流经高山带和低山带(图 1)。然而，受测量数据的限制，在logW-logA图上，只能对梨园河、西营河和金塔河进行回归拟合计算(图 3c~3e)。综合考虑数据量及数据点沿河道的分布特征，我们选择流域完全位于高山带且数据覆盖整个干流河道的西营河支流宁缠河，近似代表高山带流域河道(图 4d)；选择测量河段完全位于低山带且数据覆盖绝大部分干流河道的金塔河支流冰沟河，近似代表低山带流域河道(图 4c)。回归拟合计算结果显示：河道宽度向下游增加的速率，低山带流域河道明显大于高山带流域河道，b′值分别为0.43和0.35(图 4c和4d)。
在W-D图上，6个流域河道宽度的沿程变化特征呈现出两种截然不同的趋势(图 5)。梨园河、西营河和金塔河基本遵循经典水力几何关系：河道随流域面积向下游的增大，逐渐变得宽阔(公式(1))；而北大河、丰乐河和杂木河则明显与经典水力几何关系相矛盾：河道随流域面积向下游的增大，反而变得更为狭窄(图 5)。在北大河流域，河口上游长约45 km河段，河道较为狭窄且宽度整体变化不大，平均河宽34 m；该段上游长约45 km河段，河道迅速增宽且波动剧烈，河宽从十几米变化到数百米(W≈10~230 m)，平均河宽104 m(图 5a)。在丰乐河流域，河口上游长约18 km河段，河道整体较为狭窄，且波动不大，平均河宽40 m；距离河口22 km至28 km河段，河宽波动较大，从十几米变化至上百米(W≈10~100 m)(图 5b)。在梨园河流域，距离河口约60 km以上河段和30~42 km之间河段，河道整体较为狭窄，且波动不大，平均河宽不到40 m；距离河口约42~52 km之间河段，河宽增至近百米，且波动较为剧烈(W≈5~95 m)(图 5c)。在西营河流域，距离河口60 km至70 km河段，河道整体较为狭窄，且宽度波动不大，平均河宽25 m；49 km至60 km河段，河道向下游逐渐增宽，从十几米增至数十米；距离河口49 km下游河段，河道整体较宽，且波动较大，平均河宽51 m(图 5d)。在金塔河流域，河道呈现出典型的向下游逐渐增宽的趋势(图 5e)。在杂木河流域，上游长约12 km河段，河道明显较宽，且宽度波动较大，变幅近百米(W≈20~140 m)，平均河宽61 m；河口上游长约30 km河段，河道整体较为狭窄，除距离河口15 km附近河段有大幅波动外，河宽整体变化不大，平均河宽32 m(图 5f)。
3.2 岩性在野外考察中，沿杂木河、梨园河、丰乐河和北大河，共计测量了160余组基岩露头硬度数据，结合前期在西营河和金塔河测量的170余组硬度数据，绘制了基岩硬度沿程变化图(图 2和5)。同时，对10幅1 ︰ 500000地质图(玉门幅、硫磺山幅、酒泉幅、祁连山幅、肃南幅、野牛台幅、张掖幅、门源幅、武威幅和天祝幅)进行了数字化，建立了流域岩性数据库(图 2)。硬度测量结果显示：基岩抗蚀性丰乐河流域最强(R≈74.5±3.4)，杂木河流域次之(R≈69.1±7.0)，金塔河流域最弱(R≈58.8±8.8)，北大河、梨园河和西营河流域则大致相当(R≈64~67)(表 1)。
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表 1 祁连山北部基岩河道宽度与岩石硬度和陡峭指数分段对比表* Table 1 Comparisons of channel width with rock strength and steepness index for six selected subbasins in the northern Qilian Mountains |
根据基岩硬度的沿程变化特征，我们在每个流域分别沿河道划分了基岩硬度强弱变化带(图 5和表 1)。在北大河流域，研究所涉及的中、下游地区，震旦系和奥陶系地层沿河道呈条带状交替分布，大致可以划分出3个岩性强弱变化带：A段(45 km)，左岸白垩系和第四系地层大面积出露，右岸则为震旦系地层，变质砂岩和灰岩岩层中多夹破碎的千枚岩层，基岩抗蚀性波动较大(R≈10~80)；B段(33 km)，以震旦系和奥陶系石英砂岩为主，基岩抗蚀性较强(R≈71.5±4.4)；C段(12 km)，主要出露志留系地层，基岩抗蚀性较弱(R≈46.8±8.7)(图 2a、5a和表 1)。
丰乐河流域中上游地区主要以奥陶系地层为主，分水岭附近有部分二叠系地层出露；中、下游地区则主要以志留系地层和加里东期花岗岩为主(图 2b)。受野外考察条件限制，测量数据相对较少，沿河道大致可以划分出两个岩性带：A段(8 km)，以志留系砂岩为主，由于数据点较少，无法判定基岩抗蚀性强弱；B段(22 km)，整体为加里东期花岗岩所覆盖，基岩抗蚀性极强(R≈74.6±3.7)(图 2b、5b和表 1)。
梨园河流域整体上以奥陶系地层为主，仅在中、下游地区出露少量白垩系地层，分水岭附近出露少量条带状加里东期花岗岩(图 2c)。岩性抗蚀性沿河道变化并不显著，大致可以划分出两个岩性带：A段(48 km)，基岩抗蚀性相对适中(R≈66.1±4.6)；B段(12 km)，基岩抗蚀性稍强(R≈69.2±5.0)(图 5c和表 1)。
西营河流域岩性组合较为复杂，上游地区主要以加里东期花岗岩和奥陶系地层为主，分水岭附近出露少量石炭系和二叠系地层条带，中、下游地区出露少量侏罗系、二叠系和三叠系地层，出山口附近有部分白垩系和寒武系地层分布(图 2d)。沿河道大致可以划分出5个岩性带：B段(5 km)，出露石炭系地层，D段(21 km)，出露泥盆系、二叠系和三叠系地层，均为基岩抗蚀性较弱河段，平均硬度值均为55.0；A段(13 km)、C段(13 km)和E段(13 km)，主要为加里东期花岗岩和奥陶系砂岩、变质砂岩，基岩抗蚀性较强(R≈68~70)(图 2d、5d和表 1)。
金塔河流域上游地区主要出露加里东期花岗岩和奥陶系地层，中、下游地区则主要出露二叠系和三叠系地层(图 2e)。沿河道大致可以划分出两个岩性带：A段(12 km)，由抗蚀性较强的奥陶系砂岩、变质砂岩和凝灰岩组成(R≈68.0±4.7)；B段(18 km)，出露石炭系、二叠系和三叠系地层，抗蚀性较弱(R≈54.9±7.1)(图 2e、5e和表 1)。
杂木河流域上游地区主要出露奥陶系、二叠系和三叠系地层，中、下游地区则主要为加里东期花岗岩和奥陶系地层，二者之间的过渡区域夹少量石炭系地层条带(图 2f)。沿河道大致可以划分出5个岩性带：A段(12 km)，以二叠系砂岩和加里东期花岗岩为主，抗蚀性适中(R≈65.7±6.0)，但因中夹煤层条带，R值波动较大(R≈15~70)；B段(13 km)和D段(9 km)，主要为奥陶系变质砂岩，B段出露少量加里东期花岗岩，均为抗蚀性较强河段，R值分别为74.4±3.0和77.7±1.8；C段(7 km)和E段(2 km)，基岩抗蚀性较弱，尤以E段最弱，C段主要为奥陶系粉砂质板岩(R≈62.0±7.9)；E段则出露石炭系砂砾岩(R≈55.8±2.7)(图 2f、5f和表 1)。
4.3 构造抬升研究区6个流域基岩河道陡峭指数的提取结果显示，陡峭指数的变化总体上呈现出明显的东西向和南北向的分布特征，且各流域陡峭指数沿河道的变化也具有不同的特点(图 5和表 1)。
在东西方向上，流域平均陡峭指数呈现出明显的自西向东减小的趋势，从西段北大河和丰乐河流域的170 m0.9以上，减小至梨园河和西营河流域的130 m0.9左右，至东段的金塔河和杂木河流域，则减小至130 m0.9以下(图 5和表 1)。在南北方向上，陡峭指数的空间分布与次级地貌单元的划分密切相关，就调查河段而言，高山带流域平均陡峭指数(164±26 m0.9)明显高于低山带流域(138±20 m0.9)(图 1和5)。对于中段地区的流域，北大河和丰乐河完全位于高山带，平均ksn值均大于170 m0.9；而流经高山带和低山带的梨园河，平均ksn值则从高山带的193±45 m0.9减小至低山带的157±9 m0.9(图 5a~5c和表 1)；对于东段地区的流域，流经高山带和低山带的西营河，平均ksn值从150±27 m0.9减小至139±10 m0.9；而绝大部分位于低山带的金塔河，平均ksn值则低于120 m0.9；而最东段的杂木河虽然完全位于高山带，平均ksn值却不高(126±59 m0.9)(图 5d~5f和表 1)。陡峭指数所反映出的构造抬升速率的东西向和南北向的变化特征，同时也被基于河流阶地的下切速率研究所支持[5~6, 49]。
此外，各流域内部陡峭指数沿河道的变化也具有明显不同的特征。总的来说，就测量河段而言，北大河和丰乐河陡峭指数呈现向下游增大的趋势，西营河则相反，梨园河和杂木河高值区域主要分布在中游河段，而金塔河的变化则并不显著(图 5)。在北大河流域，上游约45 km长河段，ksn值整体较小(＜250 m0.9)，且波动不大，平均值为186±45 m0.9；下游约45 km长河段，ksn值明显增大(> 260 m0.9)，尤其在河口附近约12 km长河段，竟增至700 m0.9以上(图 5a)。在丰乐河流域，陡峭指数呈明显的两段式分布特征：上游约8 km长河段，ksn值从152 m0.9逐渐增至291 m0.9；该段下游约22 km长河段，ksn值整体较高，且无显著波动，平均值为364±11 m0.9(图 5b)。在梨园河流域，陡峭指数的变化大致可以分为三段：距离河口60 km至75 km河段，存在一个显著增高带，ksn值从150 m0.9迅速增至270 m0.9以上；该段下游约30 km长河段，ksn值整体变化不大，平均值为159±9 m0.9；该段上游约15 km长河段，ksn值则相对较小，最低值低至130 m0.9(图 5c)。在西营河流域，陡峭指数的变化存在两个显著增高带：距离河口62 km至80 km河段和49 km至62 km河段，最高ksn值分别大于200 m0.9和150 m0.9；下游约34 km长河段，ksn值相对较低，且整体变化不大，平均值为140±10 m0.9(图 5d)。金塔河流域由于陡峭指数数据相对较少，因此变化特征并不显著，波动也不大，平均值为148±12 m0.9(图 5e)。在杂木河流域，陡峭指数的变化大致可以分为四段：上游约16 km长河段，ksn值整体较低，且波动不大，平均值为164±10 m0.9；此段下游约13 km长河段，ksn值整体较高且波动较大，从165 m0.9迅速增至250 m0.9以上，而后又迅速降至170 m0.9左右；其后下游约6 km长河段，则为低值河段(＜160 m0.9)；河口附近约12 km长河段，ksn值整体较高，且基本稳定不变，平均值为196±5 m0.9(图 5f)。
5 基岩河道宽度对构造和岩性的响应在祁连山北部地区，为了探索基岩河道宽度与构造抬升和岩性抗蚀性的关系，我们重点对6条基岩河流进行了研究，结果发现河道宽度的变化：1)呈现出明显的东西向和南北向的变化特征；2)部分河道遵循经典水力几何关系，而部分河道则与之相矛盾。究竟是何种因素控制着祁连山北部地区基岩河道宽度形态的调整变化，为了阐明这一问题，我们分别对构造抬升和基岩抗蚀性两大主要影响因素进行分析。
5.1 河道宽度响应差异性构造抬升在祁连山北部地区，基岩河道宽度向下游调整变化的趋势，在整体上与构造抬升速率的变化特征相一致。在东西方向上，随着抬升速率自西向东的逐渐减小，河道向下游增宽的速率逐渐增大，b′值从梨园河流域的0.42，增加到西营河流域的0.44，最后增至金塔河流域的0.55(图 3c~3e)。对高抬升速率的中段流域和低抬升速率的东段流域，分别进行的回归拟合显示：河道宽度向下游增加的速率，中段流域显著低于东段流域，b′值分别为0.27和0.40(图 4a和4b)。在南北方向上，抬升速率较高的南部高山带流域，河道宽度向下游增加的速率，明显低于抬升速率较低的北部低山带流域，b′值分别为0.35和0.43(图 4c和4d)。
此外，流域内部河道宽度的沿程变化特征也与构造抬升速率的变化基本一致，只在少数河段存在异常(图 5)。其中，在北大河、丰乐河和西营河流域，河道在高抬升速率河段，均整体较为狭窄，而在低抬升速率河段，则明显变宽(图 5a、5b和5d)。杂木河流域河道宽度与抬升速率间的关系尤为显著，在高抬升速率河段(0~12 km段和18~31 km段)，河道整体较为狭窄，且波动不大，而在低抬升速率河段(12~18 km段)，河道则显著增宽(图 5f)。金塔河流域河道宽度变化与抬升速率间的关系并不显著(图 5e)。值得注意的是，一些流域河宽出现剧烈波动的河段，抬升速率却无显著变化，例如：北大河流域上游河段(45~90 km)和杂木河流域上游河段(34~46 km)(图 5a和5f)。尤其，在梨园河流域，河宽发生剧烈变化的河段(42~52 km)，抬升速率却无显著波动(图 5c)。我们推测，这些异常河段河宽很可能同时受到了岩性抗蚀性变化的影响。
在前期对祁连山东段地区基岩河道宽度进行的研究中，我们发现断层活动对河道宽度的沿程变化特征具有显著的影响：河流在流经主要活动断层时，宽度发生了显著的变化，河宽调整的方式及幅度与断层的活动方式及强度密切相关[34]。在祁连山中段地区，是否也存在类似的关系呢，为了尝试回答这一问题，我们以数据较为完整的梨园河流域为例进行讨论。梨园河自南向北流经的主要断层为肃南-祁连断裂和佛洞庙-红崖子断裂(图 1和图 5c)。断层研究资料显示：肃南-祁连断裂主要以逆冲走滑运动为主，晚第四纪以来仍有活动，河流所流经的断裂中段，晚第四纪以来以左旋走滑运动为主，逆冲活动整体并不强烈[50, 66]；佛洞庙-红崖子断裂则主要以逆冲运动为主，第四纪以来活动强烈，逆冲滑动速率约为0.41~0.55 mm/a[67~69]。梨园河在肃南-祁连断裂附近河段，河宽仅有数米，穿过该断裂向下游至佛洞庙-红崖子断裂之间河段，宽度略有增加，平均河宽30 m，而当穿过佛洞庙-红崖子断裂进入低山带后，河宽急剧增至近百米(图 5c)。梨园河河道宽度的变化特征与其所流经断裂的活动性质及特征基本一致，河道从断裂上升盘(南盘)进入下降盘(北盘)，河宽迅速增大。东段地区的西营河和金塔河流域，河道宽度的变化与流域主要断层的活动性质及特征，同样存在类似的对应关系[34]。因此，可以推测：在祁连山北部地区，流域基岩河道宽度的调整变化，很可能主要受控于断层支配下的差异性构造抬升，高抬升速率地区河道整体较为狭窄，而低抬升速率地区河道整体较为宽阔。
5.2 基岩抗蚀性的影响在祁连山北部地区，基岩河道宽度虽然主要受控于差异性构造抬升，但是，部分流域河段仍存在显著异常(例如：北大河、梨园河和杂木河)，观察异常河段岩性抗蚀性的强弱变化，不难发现：河宽剧烈波动的河段，大多对应于岩性硬度大幅变化的河段(图 5和表 1)。尤其，在北大河和杂木河流域，河宽呈现上百米大幅波动的河段，正好对应于岩性硬度值剧烈变化的河段(A段)(图 5a、5f和表 1)；同样，在梨园河流域，河宽发生剧烈波动的河段(42~52 km)，岩性硬度也呈现强弱变化(图 5c)。然而，从整体趋势上来看，岩性抗蚀性的强弱变化与河道宽度的调整联系并不显著，部分流域甚至呈现矛盾关系。例如：在北大河流域，河道从抗蚀性较强的B段(R≈71.5±4.4)进入较弱的C段(R≈46.8±8.7)后，平均河宽反而从41 m减小至17 m(图 5a和表 1)；同样，在西营河流域，河道在穿过岩性强弱变化边界时，河宽的响应也并不显著(图 5d和表 1)。值得注意的是，在金塔河和杂木河流域，河道宽度的变化明显同时叠加了构造抬升和岩性抗蚀性的影响。在金塔河流域，河道在高抬升速率和强抗蚀性的A段(ksn≈150 m0.9，R=68.0±4.7)，平均河宽仅63 m，而在进入低抬升速率和弱抗蚀性的B段后(ksn≈144 m0.9，R=54.9±7.1)，平均河宽竟增大了近2倍(图 5e和表 1)；同样，在杂木河流域，在高抬升速率和强抗蚀性的河段(B段和D段：ksn＞210 m0.9，R＞74)，平均河宽不超过35 m，而在低抬升速率和弱抗蚀性的河段(C段：ksn≈170 m0.9，R=62.0±7.9)，河宽则迅速增至上百米(图 5f和表 1)。因此，在祁连山北部地区，尽管岩性抗蚀性不是控制基岩河道宽度变化的主要因素，但是其在一定程度上影响了流域内部局部河段的河道宽度变化。
最后，必须指出的是，从经典水力几何学的观点来看，北大河、丰乐河和杂木河，河道宽度向下游调整变化的趋势，明显与梨园河、西营河和金塔河不同。前者与经典水力几何关系相矛盾：河道随流域面积向下游的增加反而变得更为狭窄；后者则基本遵循经典水力几何关系：河道随流域面积向下游的增加逐渐变得宽阔(图 3和5)。造成这种现象的原因，我们推测是流域河道响应构造抬升和岩性抗蚀性变化共同作用的结果。在构造活动相对稳定且岩性相对均一的地区，河道宽度的变化基本遵循经典水力几何学关系，与流域面积呈幂函数正相关关系。然而，在构造活动强烈且岩性抗蚀性变化较大的地区，影响河道宽度变化的因数更为众多，不能简单地用公式(1)来进行描述，宽度变化模型的构建也将演变得更为复杂[21, 33]。
6 结论与展望在祁连山北部地区开展的基岩河道宽度形态研究中，我们发现河道宽度总体上呈现出明显的东西向和南北向的变化特征：宽度随流域面积向下游增加的速率，东段地区显著高于中段地区，低山带显著高于高山带。对比河道宽度的变化特征与流域基岩抗蚀性及构造抬升速率的变化，可以推断：在祁连山北部地区，基岩河流河道宽度响应构造抬升和岩性抗蚀性的变化进行了系统地调整，构造抬升控制了流域河道宽度变化的总体趋势，而岩性抗蚀性变化则导致了流域内部局部河段河道宽度的大幅波动。
对祁连山北部地区基岩河道宽度的变化特征及其对构造和岩性的响应进行的初步研究，虽然取得了一些成果，但是仍然存在许多不足。首先，由于缺乏详细的流域泥沙观测资料，因此无法估算沉积通量的变化对河道宽度形态的影响。其次，利用宽度模型模拟预测河道宽度的变化特征，是研究基岩河道横截面形态的重要手段之一，而本文仅涉及对经验观察数据的分析总结和对主要影响因素(构造和岩性)的对比分析，因此在模型研究方面仍有待加强。总之，基岩河流地貌研究，一方面不仅需要大量的经验观察和实时观测数据的支持，另一方面对已有数值模型的校准和复杂参数的厘定，以及基于侵蚀物理机制的新模型的构建也势在必行。
致谢: 温振玲、陈殿宝、张建及刘晓鹏对本文的野外工作给予了极大的支持和帮助；审稿专家和编辑部赵淑君老师对本文的最终完善提出了宝贵的修改意见，谨表感谢!
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Abstract
Increasing recognition that cross-section shape serves as an adjustable primary feature of both alluvial and bedrock rivers has refined traditional views that changes in channel slope dominate fluvial response to variable tectonic, climate, and lithologic conditions. Downstream adjustment of channel width is an important way that rivers response to external forcing such as varying rock uplift rates, bedrock erodibility and so on.In this paper, we analyze downstream changes in channel width of six rivers draining the northern Qilian Mountains in an effort to explore how bedrock rivers adjust their channel width in response to lithologic resistance and tectonic uplift.Our study area is located in the northern Qilian Mountains where topographic relief exhibits a pronounced stepwise distribution. From the south to the north it can be divided into three different topographic zones (tectonic uplift zones):the high mountain zone or high uplift rate zone (HMZ/HUZ, 3500~5000 m), the low mountain zone or low uplift rate zone (LMZ/LUZ, 2500~3200 m) and the corridor plain zone (CPZ, 1500 m). Our study area experiences intensive erosion and rock uplift during Quaternary, which are caused by the activities of the major thrust fault systems trending NWW. Moreover, bedrock resistance is different between the topographic zones due to the various underlying strata. Therefore, the northern Qilian Mountains is an ideal area for bedrock channel morphology study. Our study is conducted mainly around six large bedrock rivers including the Beida, Fengle, Liyuan, Xiying, Jinta and Zamu rivers from the west to the east, in which the west three belong to the Hei drainage and the east three to the Shiyang drainage. In this field survey, a total group of ca. 300 high-flow channel width and ca. 160 bedrock outcrops strength data are collected along the Beida, Fengle, Liyuan and Zamu rivers utilizing a laser rangefinder and a Schmidt hammer (N type), respectively. In addition, in previous field survey in the eastern Qilian Mountains, we had collected a total of ca. 640 high-flow channel width and ca. 170 bedrock outcrops strength data along the Xiying and Jinta rivers. All of the drainage characteristic parameters such as contribute area, gradient, longitudinal profile are extracted from digital topographic data (SRTM, 90 m) base on the ArcGIS 10.0 and Matlab 2016 a.Our results suggest that the downstream adjustments of channel width in the northern Qilian Mountains exhibit a distinct regularity along the east-west and north-south directions. Firstly, the downstream increasing of channel width for the channels draining in the eastern section are more rapid than the channels draining in the middle section and the width-area index b' are 0.40 and 0.27, respectively; the LMZ channels are more rapid than the HMZ channels, and the values of b' are 0.43 and 0.35, respectively. In addition, downstream adjustments of channel width for the six survey rivers, three follow the classical hydraulic geometry relationship (Liyuan, Xiying and Jinta) and however, three contradict it in apparent (Beida, Fengle and Zamu).Comparing spatial distribution patterns of lithologic strength and differential tectonic uplift rates (estimating by steepness index ksn) with channel width adjustments along each of the individual rivers indicates that:(1) The systematic adjustments of channel width in the northern Qilian Mountains mainly response to the differential rock uplift controlled by the major NWW-trending thrust faults; (2) The influence of lithologic resistance on channel width is limited to the local reaches in the individual drainage instead dominating the whole area. In general, tectonic uplift and lithologic variation, to a different extent, have an important influence on bedrock channel width. Channel width adjustment is an important way that bedrock river response to external tectonic forcing and local lithologic resistance variation in the northern Qilian Mountains.