2021, Vol.41
河道宽度变化是基岩河道响应扰动的重要方式之一[1~3]，经验研究显示基岩河道宽度主要受到流量、抬升速率、基岩抗蚀性及沉积通量的影响[2]。大多数研究侧重于流量和抬升速率对河道宽度的影响[4~11]，对于基岩抗蚀性和沉积通量的影响研究相对较少[1, 8, 12~14]。在河道宽度模型研究中，影响参数的设定也主要是以流量(流域面积)和比降为主，认为河道比降的变化在一定程度上反映了抬升速率的变化[3]，尽管也有模型引入了表征基岩抗蚀性和沉积通量影响的参数，但是由于基岩抗蚀性定量评估的困难以及沉积通量观测数据的匮乏，在实际计算中也仅以经验值代替[13, 15]。
如何合理的评估基岩的抗蚀性一直以来都是地貌学关注的难点问题之一。在基岩河道研究中，最开始是通过岩石类型划分进行抗蚀性的定性对比：在加利福尼亚的莫库姆尼河流域(Mokulmne River)，Montgomery和Gran[1]发现河流从抗蚀性较弱的石灰岩河段进入抗蚀性较强的花岗岩河段后，河道明显变窄；随后，Sklar和Dietrich[12]通过利用抗压强度定量代表基岩的抗蚀性，模拟了河道的侵蚀过程，发现抗压强度与侵蚀速率呈显著的负相关关系。近年来，随着可量化岩体硬度的施密特锤在地貌学研究中的广泛应用，硬度被直接用于衡量基岩抗蚀性的强弱，认为岩石硬度越大，基岩抗蚀性越强[8, 11, 14, 16~17]。例如，在锡瓦利克莫汉德山脉地区(Mohand Range)、阿巴拉锲亚山脉的新河流域(New River)、以及青藏高原东北缘的祁连山及马东山地区等，均研究发现基岩河流在硬度值大的河段，河道宽度较小，而在硬度值小的河段，河道宽度较大[8, 11, 14, 16]。此外，一些研究在考虑岩体硬度的同时也关注了节理的发育特征，认为节理数量越多、宽度越大、间距越小，基岩抗蚀性越弱[8, 11, 14, 16]。例如，Allen等[8]发现，区域内节理间距无显著差异时，河道在硬度值较大的地区，明显变窄；Spotila等[16]研究发现，河道在硬度与节理间距均较大的河段，显著变窄变深。事实上，硬度与节理共同影响着基岩抗蚀性的强弱，硬度决定了岩体自身抵抗外力影响的能力，而节理则通过影响岩体的风化程度以及被拔蚀的可能性等来控制基岩的抗蚀性[18~20]。然而，除了硬度和节理之外，风化程度、岩体透水性等都是影响基岩的抗蚀性的重要因素[21]。
1980年，Selby[21]在综合考虑岩体硬度、节理发育特征(间距、宽度、倾向、连续性及填充物质)、风化程度以及岩体透水性的基础上，提出了基于各指标权重赋值的基岩抗蚀性综合评分方法。该方法不仅科学的评估了基岩的抗蚀性，而且可操作性强[22~24]。例如，在意大利亚平宁山脉(the Central Apennines)地区，河道从评分值较高的石灰岩河段进入评分值较低的复理石河段后，河道明显增宽[6]；在科罗拉多高原，节理间距较大的中生代砂岩的评分值较高，而间距较小且破碎程度较大的层状寒武系泥岩与页岩的评分值则相对较低[24]；在河道几何形态研究中，Wohl等[22~23]统计发现河谷的抗蚀性评分比基座阶地高，而峡谷段的抗蚀性评分值最高，并指出河岸的抗侵蚀性不是影响河道几何形态的主要因素；Spotila等[16]也认为基岩抗蚀性虽然在一定程度上影响了河道的几何形态，但是并非主要因素。
前期在祁连山东段地区开展的基岩河道宽度研究，重点关注了差异性构造抬升对河道宽度的影响，对于基岩抗蚀性的研究仅涉及岩体的硬度特征，评估略显片面，加之受野外考察条件限制，流域部分重要河段河道宽度数据严重缺失(例如，杂木河上游河段)，不仅影响了河道宽度整体变化特征的研究，而且导致基岩抗蚀性对河道宽度影响的分析难免出现偏差[10~11, 14]。综上所述，本研究拟采用Selby综合评分的方法，补充祁连山东段地区主要流域的基岩抗蚀性数据，对流域基岩的抗蚀性进行合理评估，同时，利用ChanGeom河宽提取工具[25~26]，从Google Earth影像上提取缺失河段的河道宽度数据，在此基础上细化基岩抗蚀性对河道宽度变化的影响研究。本项工作的开展不仅有利于探索河流下切与地表过程间的反馈机制，而且对于地貌演化模型中岩性参数的厘定也具有重要的借鉴意义。
1 研究区概况研究区位于青藏高原东北缘的祁连山东段地区，受高原隆升的影响，晚中新世以来经历了强烈的构造抬升，成为高原东北缘最年轻的逆冲褶皱变形带[27~30]。祁连山山体内部发育了一系列近似平行的基岩河流，自西向东分别为西营河、南营河、杂木河和黄羊河，它们均发源于冷龙岭北麓，出山后在河西走廊汇入石羊大河，同属石羊河水系，具有相同的侵蚀基准面。这些河流出山口以上河段大都为典型的基岩河道或基岩-冲积混合型河道，基岩在河岸与河床大量裸露，部分河段河床覆盖披风状薄层冲积物[10] (图 1)。
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图 1 研究区地质图及野外考察位置 修改自文献[10]，底图为根据30 m分辨率的SRTM DEM数据绘制的山体阴影图LLL(Lenglongling Fault)：冷龙岭断裂；M-D(Minle-Damaying Fault)：民乐-大马营断裂；H-S(Huangcheng-Shuangta Fault)：皇城-双塔断裂；WWBS(Wuwei Basin South Margin Fault)：武威盆地南缘断裂 Fig. 1 The geologic map and field survey stations of study area(modified from reference [10], the background is a shaded relief image drawing from SRTM DEM with resolution of 30 m) |
研究区自南向北大致可分为高山带、低山带和走廊平原带3个次级地貌单元，不同地貌单元之间的分界线与区域内部发育的一系列北西西向断裂带的走向大体上一致，其中，冷龙岭断裂为高山带的南缘边界，民乐-大马营断裂、皇城-双塔断裂大致为高山带与低山带的分界线，武威盆地南缘断裂则是低山带与走廊平原带的分界线[9, 30~31] (图 1)。冷龙岭断裂在第四纪时期以水平运动为主，全新世以来活动较为强烈，主要表现为左旋走滑兼正倾滑运动，垂直滑动速率为0.38 mm/a[32]。民乐-大马营断裂在第四纪时期以挤压逆冲运动为主，局部地段表现为左旋走滑运动，全新世以来仍有活动，垂直滑动速率为1.1 mm/a[33~34]。皇城-双塔断裂的活动则具有明显的分段性，西段以左旋走滑运动为主，东段以逆倾滑运动为主，晚更新世以来，西段已停止活动，东段则活动剧烈，全新世时东段发生错断，垂直滑动速率为0.54~0.8 mm/a[35~36]。武威盆地南缘断裂全新世以来以逆冲为主，局部地段表现为左旋走滑运动，断裂垂直滑动速率为0.44 mm/a[37]。由于不同断裂之间垂直滑动速率存在显著差异，因此导致高山带与低山带的抬升速率明显不同[9, 11, 30]。河流阶地年代学研究显示，晚更新世以来高山带河流与低山带河流平均下切速率相差达2倍以上[30, 38~40]。
祁连山东段地区岩性较为复杂，以加里东期花岗岩和奥陶系变质砂岩为主，二叠系砂岩、砾岩及三叠系砂岩、页岩次之(图 1)。不同地貌单元下伏地层岩性存在显著差异，高山带主要以奥陶系变质砂岩、加里东期花岗岩为主，部分区域出露二叠系、三叠系砂岩与砂砾岩，石炭系页岩条带零星出露；低山带地层岩性相对复杂，除了上述地层以外，还分布有侏罗系砂岩与寒武系变质砂岩；走廊平原带则覆盖第四系冲洪积物[10] (图 1)。本研究中，野外岩性考察仅涉及西营河流域、杂木河流域和黄羊河流域，从岩性复杂程度上来看，西营河流域岩性类型最为复杂，黄羊河流域则相对单一(图 1)。西营河流域支流河段与杂木河流域均位于高山带，高山带河段主要出露加里东期花岗岩与奥陶系变质砂岩；位于低山带的西营河干流河段则出露侏罗系砂岩与煤层、二叠系与三叠系砂岩、白垩系砂岩等。黄羊河流域虽位于高山带，但流域内的河段主要被第四纪冲洪积物所覆盖，部分河段出露加里东期花岗岩与奥陶系变质砂岩[10] (图 1)。
2 数据与方法围绕祁连山东段石羊河流域开展的基岩河道宽度研究，虽然已经涉及西营河流域和杂木河流域的大部分河段，然而，受野外测量条件及工作量的限制，部分河段仍缺少数据，如：西营河支流水管河河段、杂木河上游河段与黄羊河上游河段，且在基岩抗蚀性方面，除了西营河支流宁缠河获取了部分节理宽度数据，其余河段均只涉及硬度参数[9~11, 14]。因此，本研究采用基于遥感影像的河道宽度提取方法，室内补充了杂木河流域与黄羊河流域上游河段的宽度数据，同时，野外实测了水管河的河道宽度；对于河道基岩抗侵蚀性则采用Selby评分方法[21]进行评估，获取了西营河(上游包含宁缠河和水管河)、杂木河干流以及部分黄羊河干流河道河床和河岸基岩露头的抗侵蚀性数据，主要涉及岩石硬度、风化程度、透水性及节理特征4个方面(图 1)。
2.1 河道宽度 2.1.1 数据获取河道宽度的野外测量选用美国TruPulse360型激光测距仪(精度0.2 m)，沿河道间隔50 m或100 m测量齐岸流宽度，尽量测量两岸活跃冲刷带之间的距离，该冲刷带受季节性洪水的影响，通常表现为无植被生长、裸露岸壁发生明显的颜色变化[6, 9]。基于遥感影像的河道宽度提取，则选取Google Earth数据，在ArcGIS 10.4和Matlab软件平台的支持下，利用ChanGeom工具进行人机交互式提取[25~26]。首先，在Google Earth中依据植被类型的变化以及地表颜色的变化手动绘制出河道边界；其次，将河道边界矢量文件导入ArcGIS中转换为栅格文件，栅格大小设置为最小河宽的三分之一，进行二值化处理；最后，在Matlab中运行ChanGeom工具对该栅格数据进行处理，提取出栅格中心线并计算出其与河道边界的欧式距离，从而得到河道宽度数据[25~26]。
2.1.2 参数计算基岩河道形态研究中，经典水力几何模型是表征河道宽度变化特征的基本经验关系式，指明河道宽度(W)与流量(Q)之间存在幂函数相关关系[41]，但水文观测站较少，无法获取连续的流量观测数据，因此该公式中将流域面积作为流量的代用指标，利用b′值直观的表示了河道宽度随流域面积变化的趋势，该值越大，表明河道向下游增宽越迅速，反之，则表明增宽越缓慢[42]。Allen等[8]在经典水力几何模型的基础上，通过宽度-面积关系变换得到公式(1)，该公式对河道宽度进行标准化处理，使得不同流域间的河道宽度可以进行相互比较：
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(1) |
公式(1)中，kwn为归一化宽度指数，反映了河道宽度沿河向下的变化特征；bref为参考宽度-面积指数，可以通过宽度-面积双对数回归拟合得到[8]。基岩河道纵剖面研究中，比降(S)是指纵剖面中任意两点间的高程差与相应的水平距离之比[43~44]，反映了河道纵剖面的陡峭程度。为了比较不同流域间以及同一流域不同河段间的河道纵剖面陡峭程度，我们参照前期研究中的凹度指数取值(θ=0.45)[9, 11]，利用坡度-面积公式，计算得到归一化陡峭指数(ksn)，该值越大，表明河段越陡，反之越缓[2]。
河流功率下切模型是研究基岩河道形态的通用模型[45]，模型假设河流的侵蚀能力与单位河流功率(ω)成正比，ω值越大河流侵蚀能力越强，单位河流功率(ω)被定义为单位河床面积上所消耗能量的速率，是流量(Q)或流域面积(A)、河道坡度比降(S)和宽度(W)的函数：
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(2) |
公式(2)中，ρ为水流密度，g为重力加速度[7~8]，kq和c分别为流量-面积系数和指数，c=1[1, 5]，W为实测宽度值[8, 17]。在实际计算中，由于kq取值不统一，因此引入ωn指数，利用研究区内的最大的功率值(ωmax)对各流域中每个河流功率值进行归一化处理，用于消除kq的影响(公式(3))：
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(3) |
综上所述，为了对比各流域内部河道宽度、比降以及河流功率的沿程变化特征与抬升速率和基岩抗蚀性的关系，我们分别计算了kwn、ksn和ωn等参数，同时绘制了相关参数的沿程变化图件。所有流域地貌特征参数的计算，均选用30 m分辨率的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)DEM数据。
2.2 基岩抗蚀性基岩抗蚀性采用Selby[21]评分的方法进行评估，该方法在综合考虑岩体硬度、风化程度、透水性以及节理发育特征的基础上，选取了7个基本参数作为岩体抗侵蚀性地貌学分类的主要依据，包括：硬度、风化程度、透水性以及节理的间距、宽度、走向和连续性。其中，硬度是指岩体的软硬程度，该值的大小反映了岩体抵抗侵蚀能力的强弱；风化程度是指风化作用损坏岩体的程度，严重影响着岩体的强度与稳定性；透水性是指岩体允许水透过的性能，其强弱取决于岩体的孔隙度，孔隙度越大，透水性越强，越容易被风化，岩体强度越低；节理是指岩石受力作用形成的破裂面或裂纹，它是破裂面两侧的岩石没有发生明显位移的一种构造。节理按成因可以划分为原生节理、构造节理和表生节理，其中，表生节理又称风化节理，是岩石受风、水、生物等外动力地质作用产生的，它对于岩石的抗蚀性影响较大，是评估基岩抗蚀性的重要特征之一。一般来说，节理发育程度越高，即节理间距小(密度大)、节理宽度大、连续性好，则岩石抗侵蚀能力越低。综合考虑野外数据获取的难易程度以及对河床基岩抗侵蚀性评估的合理性，本文主要选取了6个指标进行基岩抗蚀性评分，同时，根据实用性对评分标准进行了修订(表 1)。
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表 1 Selby分级评分表(修改自文献[21]) Table 1 Selby rock mass strength classification and ratings(modified from reference [21]) |
在野外考察过程中，基岩硬度和节理宽度、间距可以直接进行测量，而岩体风化程度、透水性和节理连续性则只能通过观察进行半定量的评估。本文选用瑞士Silver Schmidt N型回弹仪对基岩硬度进行了测量，测量时尽量选择河岸或者河床中明显被水冲刷过的基岩岸壁或者基岩露头，测量过程严格遵循JGJ/T23-2001行业标准，锤击时保持回弹仪的锤击杆与待测露头表面垂直，并对每个测量面分别进行16次锤击，去掉3个高值与3个低值，计算得到剩余10个数值的平均值与标准偏差[9~11, 14, 46]。节理宽度和间距的测量则选择面积大于1 m2的露头，首先划分主节理和次级节理，按照先主节理再次级节理的顺序，统计节理的条数，同时测量每条节理间的间距；测量节理宽度时，仍按照上述顺序，对于每一条节理，分别测量其上、中、下段的宽度，取其平均值作为该条节理的宽度。节理连续性的判断则通过观察节理是否横贯整个岩体表面以及节理内部是否有填充物进行判断。岩体风化程度则主要依据岩体是否变色、组织结构是否变化、取出的岩芯是否完整等进行评估，大致划分为5个等级：1)全风化：岩体变色、表面近似土壤，但组织结构未发生明显变化，仍能获取少量断裂的岩芯；2)强风化：岩体表面几乎全部变色，不连续节理处出现蚀变，接近节理位置的岩体组织结构发生变化，一半以上的岩体用地质镐可以挖掘，取出的岩芯仍呈断裂状；3)中风化：岩体大部分变色，小部分的岩体处于分离状态，不连续节理处产生弱胶结产物或土壤，能获取完整岩芯；4)微风化：岩体的不连续节理处轻微变色，岩体表面相较于新鲜面无明显变化；5)未风化：岩体无变色，组织结构不变，无显著风化特征[21]。岩体透水性应在最潮湿的季节进行测量，估算10 m2的岩体的透水性[21]，分级标准详见表 1。最后，根据获得的各项参数结合对应的附加权重计算基岩露头的总评分值，划分基岩的抗侵蚀性等级。
3 结果 3.1 河道宽度本次研究补充了西营河上游一级支流水管河中下游河段、杂木河上游河段以及黄羊河全河段的齐岸流河道宽度数据，其中，水管河及黄羊河中下游河段的数据通过野外实测获得，而杂木河及黄羊河上游河段的数据则是利用ChanGeom工具从Google Earth影像上提取得到。此外，为了验证影像提取方法的准确性，使用该工具提取了西营河一级支流宁缠河上游至出山口河段的数据，研究所涉及的其余河道宽度数据均沿用前期的研究成果[9~11, 14]。
通过对比西营河流域的河宽实测数据与影像提取数据，发现二者吻合度较好(图 2)，说明ChanGeom工具的确能够高效准确的从影像上提取基岩河道齐岸流河宽数据[8, 17]，这为今后的基岩河道宽度研究提供了极大的便利。
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图 2 实测河宽(Wf)与影像河宽(Wg)的相关性 Fig. 2 The correlation between the channel widths measured from the field(Wf)and widths measured from the satellite image(Wg) |
在ArcGIS中利用DEM数据计算得到各宽度点对应的汇水流域面积，绘制出各流域的宽度-面积图(logW-logA)，并通过回归拟合计算出得到宽度-面积指数b′值，西营河、杂木河和黄羊河流域的b′值分别为0.42、0.39和0.47 (图 3)。西营河流域在补充水管河数据后，b′值拟合结果(0.42)较前期的研究(0.46)明显减小(图 3a)[10]。由于水管河整体位于高山带，因此对西营河流域高山带数据重新进行拟合，结果显示b′值为0.33，也较之前的研究结果(0.35)减小(图 3b)[11, 14]。在杂木河流域，尽管前期的研究结果显示，流域中、下游河段河道宽度明显随着流域面积向下游的增加而变窄，与经典水力几何关系相矛盾[11, 14, 42]，但是，通过补全上游河段的数据对全流域进行重新拟合后发现，杂木河流域河道宽度的整体变化趋势仍然遵循经典水力几何关系(b′≈0.39) (图 3c)。然而，值得注意的是，在杂木河的下游河段(流域面积大于3×108 m2河段)和西营河的上游河段(流域面积小于4×108 m2河段)，河宽随流域面积的增大呈现出减小的异常趋势(图 3a和3c)。总的来说，在祁连山东段地区，流域河道宽度的整体变化趋势大体上仍遵循经典水力几何关系，宽度-面积指数b′值介于0.35到0.55之间，河道随流域面积向下游的增宽的速率，南营河和黄羊河流域相对较快(b′≈ 0.5)，而西营河和杂木河流域则相对较慢(b′≈0.4) (图 3)[11, 14, 42]。但黄羊河受上游耕地及下游水库的影响，部分河段数据缺失，很可能导致宽度-面积拟合出现偏差。
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图 3 东段宽度-面积拟合图 (c)和(d)中实心点表示散点平均值 Fig. 3 The fitting of the channel widths versus drainage areas in eastern Qilian Mountains. The solid points show the averages of the scatters in (c) and (d) |
宽度-面积图尽管有效的反映了流域河道宽度的整体变化趋势，但是了解流域内部各河段河道宽度的变化特征，仍需绘制宽度沿程变化图(图 4)。同时，根据计算各流域的平均宽度-面积指数值(b′≈0.46)，利用经典水力几何公式即可预测未经扰动(构造、岩性和沉积通量)的流域河道宽度变化趋势(图 4)，各流域内实测宽度与预测宽度差别异常显著的河段使用残差值(δ：实测值与预测值之差)表示。
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图 4 河道宽度及基岩抗蚀性沿程变化图 红色阴影和绿色阴影区域分别指示基岩抗蚀性较强和较弱河段，白色区域指示抗蚀性适中河段；硬度图中红色虚线表示流域硬度平均值；河道宽度图中黄色散点为实测宽度，红色虚线为水力几何模型预测宽度，黑色实线为河道纵剖面，箭头指示断裂位置，R表示水库；Selby评分图中蓝色虚线分别对应评分值57和70，红色方块表示该流域实测基岩抗蚀性分值，黑色空心方块则表示相邻流域相同岩性河段抗蚀性分值各段间评分值的界线参考地质图及野外调查不同岩性地层的分布界线划分 Fig. 4 The grades of corrosion resistance and the channel widths along the bedrock rivers in eastern Qilian Mountains. The red and green shaded areas highlight respectively the strong and weak corrosion resistance of bedrock, the whites highlight medium corrosion resistance of bedrock. In the rock mass strength data, the red dash line indicates the mean R value along each individual bedrock river. In the channel width data, the yellow scattered points and the red dashed lines indicate the width of bedrock river, the yellow shows the width measured from the field, and the red is predicted by hydraulic geometry model, the black solid lines represent the river longitudinal profile, the arrows indicate the major fault, and the letter 'R' indicates the station of reservoir. In the Selby rating data, the blue dashed lines show the rating of 57 and 70, the red squares represent the ratings from the field survey, and the black hollow squares show the ratings from the same lithology in the adjacent reaches. The boundary of Selby ratings in each reach refer to the geological map and the distribution of different lithologic strata in field investigation |
在西营河流域，宁缠河至出山口河段河道宽度的变化特征大致可以划分为三段：1)10~40 km河段，河道宽度大幅波动，变化幅度高达40 m，邻近出山口约15 km河段河宽均低于模型预测值，而上游15 km河段河宽大多高于预测值；2)40~60 km河段，河宽整体波动不大(＜10 m)，且均高于预测值；3)60~70 km河段，河宽波动较小(＜10 m)，60~65 km河段河宽均低于模型预测值，而65~70 km河段河宽大多高于预测值(图 4a)。水管河河道整体较为狭窄(＜25 m)且河宽整体波动较小(＜10 m)，平均值与模型预测值大体相吻合(图 4b)。
在杂木河流域，河段河道宽度的变化特征也大致可以划分为三段：1)0~37 km河段，河宽整体波动不大(＜15 m)，除30 km处外河宽均显著低于预测值；2)37~52 km河段，河宽剧烈波动，变化幅度高达60 m，且部分河段河宽远高于预测值(平均残差δ≈27)；3)52~75 km河段，河宽波动最小(＜10 m)，且52~70 km河段河宽均低于模型预测值，而最上游河段河宽与模型预测值基本吻合(图 4c)。
在黄羊河流域，河段宽度的变化特征大致可以划分为两段：1)0~30 km河段，河道宽度大幅波动，其中尤以17~25 km河段波动最为剧烈，变化幅度高达50 m，除出山口附近3 km河段河宽显著低于预测值外，其余大部分河段河宽均远高于模型预测值，尤其在17~25 km河段，河道从20 m急剧增宽至60 m以上(最大残差δmax ≈35)；2)30~55 km河段，河道整体波动较小(＜10 m)，河宽与模型预测值大致吻合，尤其在42 km以上河段河宽与模型预测值高度吻合(图 4d)。
3.2 基岩抗蚀性考虑到前期在祁连山东段基岩抗蚀性的研究中，仅以河床基岩露头的硬度代表基岩的抗蚀性[9~11, 14]，而忽略了其他重要影响因素[21]。本研究不仅补充了西营河和杂木河流域的基岩节理特征数据，而且获取了黄羊河流域的基岩硬度及节理特征数据，同时根据基岩抗蚀性评分表(表 1)，对不同类型岩石的抗蚀性进行了评估(图 4和表 2)。总的来说，花岗岩、千枚岩、变质砂岩及含砾砂岩的抗蚀性较强，评分值接近70，其中，尤以二长花岗岩最强(78)，闪长岩、辉长岩和砂岩抗蚀性适中，评分值接近65，粉砂岩、砾岩和页岩抗蚀性较弱(57~61)，而分布于黄羊河流域的高透水性砂岩抗蚀性最弱，评分值低至49 (表 2)。
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表 2 东段各类岩性Selby评分 Table 2 Selby rock mass strength ratings of the different lithologies in eastern Qilian Mountains |
受野外考察条件的限制，68个岩性评分点在各流域分布不均，导致流域河道基岩抗蚀性沿程变化研究较为困难(图 1)。但是，根据地质图的指示，在祁连山东段地区各套地层在流域间具有较好的连续性，均形成于同一时代(图 1)，因此，在缺乏抗蚀性数据的河段，只能根据地质图大致参考相邻流域同时代地层中同一类型岩石的评分，粗略判断其基岩抗蚀性的强弱(图 4)。根据祁连山东段各流域Selby抗蚀性评分结果，可以将基岩抗蚀性的变化大致划分为3个等级：较强Ⅰ (> 70)、适中Ⅱ(57~70)、较弱Ⅲ (＜57) (表 2)。在西营河流域，宁缠河至出山口河段基岩抗蚀性变化较大，整个河段大致可划分为9个岩性变化带(Ⅰ1~Ⅰ4、Ⅱ1~Ⅱ3、Ⅲ1~Ⅲ2)，所有岩性等级均有涉及，抗蚀性强的河段主要位于上游70~75 km(Ⅰ1)和43~63 km(Ⅰ2)河段，尤其是在60 km上游约3 km河段，基岩抗蚀性最强，评分值高达75以上；尽管下游干流部分也存在少量高抗蚀性河段(Ⅰ3：23~26 km和Ⅰ4：14 km附近河段)，但大都较短(＜3 km)；抗蚀性较弱的河段则主要分布于63~70 km(Ⅲ1)、35~41 km(Ⅲ2)及20~22 km(Ⅱ2)河段(图 4a)。相比较而言，水管河基岩抗蚀性则整体变化不大，抗蚀性适中(Ⅱ) (图 4b)。杂木河流域基岩抗蚀性的变化较大，大致可划分为6个岩性变化带(Ⅰ1~Ⅰ2、Ⅱ1~Ⅱ3、Ⅲ)，抗蚀性强的河段主要位于上游64~75 km(Ⅰ1)和下游5~37 km(Ⅰ2)，抗蚀性较弱的河段则主要位于44~52 km(Ⅲ)和4 km附近(Ⅱ3) (图 4c)。与西营河和杂木河相比，黄羊河流域基岩抗蚀性整体相对较弱，大致可划分为7个岩性变化带(Ⅰ1~Ⅰ2、Ⅱ1~Ⅱ3、Ⅲ1~Ⅲ2)，其中，抗蚀性较强的河段主要位于37~42 km(Ⅰ1)和0~7 km(Ⅰ2)；17~25 km(Ⅲ2)河段主要出露风化程度高，透水好的砂岩，因此，基岩抗蚀性为整个研究区最弱(＜50) (图 4d)。
4 结论 4.1 基岩抗蚀性评估对于基岩抗蚀性的评估，早期研究通过划分岩石类型来定性的评估基岩抗蚀性的强弱[1]，近几十年来随着回弹仪在地貌学研究中的广泛应用，基岩硬度成为定量衡量岩石抗蚀性的重要指标[8, 11, 14, 16~17]。尽管硬度作为影响岩体抵御外界侵蚀的重要性质之一，在一定程度上可以反映基岩抗侵蚀能力的强弱，然而，由于其忽略了岩体节理发育特征及风化强度等因素的影响，导致其对基岩抗蚀性的评估难免出现偏差。对祁连山东段地区68个基岩露头岩性抗侵蚀性的研究显示，即便是同一类型的岩石，抗蚀性仍然存在较大差别。例如，在岩浆岩中，同样是花岗岩，由于节理间距(28~25，评分相差3分)和风化程度(10~8，评分相差2分)的差异，钾长花岗岩和二长花岗岩抗蚀性评分值就相差8分之多；在沉积岩中，同样是砂岩，由于透水性(6~7，评分相差1分)和风化程度(4~9，评分相差5分)的显著差异，导致岩石硬度(6~18，评分相差12分)及抗蚀性评分(49~68，评分相差18分)发生大幅变化(表 2)。即使是硬度值相近的岩石，由于节理发育特征、风化程度及透水性的差异，抗蚀性也会呈现较大变化。例如，钾长花岗岩、二长花岗岩、粉砂岩、变质砂岩和角岩硬度评分值均接近22，但是由于节理发育特征的不同，导致其抗蚀性评分值相差高达16分以上(表 2)。
对比祁连山东段地区各流域基岩抗蚀性评分值的变化与硬度值(R值)的变化，发现二者对于基岩抗蚀性强弱的评价结果并不完全一致，在绝大多数河段二者的评估结果基本相同，但是也存在部分河段二者的评价结果完全相反，例如，宁缠河Ⅱ2内20~22 km河段、水管河46~48 km河段以及杂木河Ⅰ2内17 km附近河段(图 4)。野外考察发现，宁缠河20~22 km河段地层分界处，主要出露砂岩与钾长花岗岩，硬度较大(20)，但由于风化强烈(6)，节理间距小(6)、宽度大(3)，因而导致其抗蚀性评分值较低；水管河46~48 km河段下伏地层主要为砂岩，尽管硬度值R较流域其他河段增大，但同样受节理发育程度高的影响，抗蚀性评分反而较流域其他河段减小；杂木河流域17 km附近河段，主要出露地层为粉砂质板岩，尽管硬度值较小(R < 55)，但野外观察发现岩体表面节理发育程度与风化程度均较低，因而抗蚀性评估反而较强(> 70) (图 4)。
综上所述，尽管岩石类型和岩体硬度在一定程度上反映了基岩抗侵蚀性的强弱，但是，由于岩石节理发育特征、风化程度以及透水性的差异，导致同类型的岩石或者硬度相近的岩石抗侵蚀性也存在较大差异，因此，岩石抗侵蚀性的科学评估必须综合考虑各种因素的影响。Selby评分方法综合考虑了岩体硬度、节理发育特征(间距、宽度、连续性、倾向、填充物质)、风化程度、透水性等因素对基岩抗侵蚀性的影响，针对各项指标建立了详细的评分法则，采用权重赋值的方法[21]，合理评估了各影响因素对基岩抗侵蚀性的贡献程度，最后通过计算综合评分科学的评估了岩石抗侵蚀性的强弱。尽管Selby评分方法对于各项指标的评分及权重赋值的合理性仍需要不断验证，但是鉴于其对影响因素考虑的综合性以及可操作性，使其成为目前评估基岩抗侵蚀性的较为科学合理的手段。
4.2 基岩抗蚀性影响河道宽度岩性是控制河道形态变化的重要因素之一，一般来说，当抬升速率变化不大时，河流从抗蚀性弱的地层进入抗蚀性强的地层，河道一般变得陡峭而狭窄，反之，河道从抗蚀性强的地层进入抗蚀性弱的地层，则变得平缓而宽阔[6, 8, 10~11, 16]。在祁连山东段地区，当河流从抗蚀性强的地层(Ⅰ)进入抗蚀性弱的地层(Ⅲ)时，大部分河道均明显增宽，这种响应在西营河流域Ⅲ2段、杂木河流域Ⅲ段和黄羊河流域Ⅲ2段均十分显著，尤其在杂木河流域Ⅲ段和黄羊河流域Ⅲ2段，河宽增幅分别高达50 m和30 m (图 4)。然而，当河流从抗蚀性弱的地层进入抗蚀性强的地层时，河宽的变化却并不一致，例如，在西营河流域，河道在进入Ⅰ3段后显著变窄，而在进入Ⅰ2段后却反而变宽；在杂木河流域(Ⅰ2段)，河道响应基岩抗蚀性增强变窄尤为显著，宽度减小近20 m；而在黄羊河流域，河道却在进入抗蚀性强的河段(Ⅰ1和Ⅰ2段)后显著变宽(图 4)。仔细观察不难发现，西营河流域Ⅰ2段河道宽度的变化与基岩抗蚀性并不矛盾，该段60 km以上河段Selby评分值高达80以上，而在60 km以下河段评分值则降至约70，因而河道在60 km以上十分狭窄(平均值约为20 m)，而在60 km以下由于抗蚀性相对变弱，河道变宽；而黄羊河Ⅰ1和Ⅲ1段河宽的异常变化，则很可能是受冷龙岭断裂垂直活动的影响[32]，断裂附近抬升速率增大，河道变得狭窄(Ⅲ1段)；黄羊河Ⅰ2段河宽的异常变化则很可能是受到上游水库的影响，水库下游约3 km以下河段河道明显变窄，从一定程度上印证了这一推测；水管河流域基岩抗蚀性整体适中，且波动不大，因此河道宽度的变化也不大(15~25 m) (图 4)。总的来说，在祁连山东段地区，基岩河流响应岩性的变化，河道在抗蚀性强的河段变窄，而在抗蚀性弱的河段拓宽。
5 讨论河道形态的变化事实上是对构造和岩性扰动的响应，在流域尺度上，构造控制着河宽的整体变化趋势，而在河段尺度上，岩性则控制着局地河宽的波动，岩性对于河道宽度的影响是叠加在构造抬升背景之上的；此外，河道响应构造和岩性的扰动，不仅宽度形态发生变化，而且纵剖面比降也进行了调整，一些研究发现河道宽度和比降在响应构造扰动时具有明显的协同性，二者共同控制着下切速率的变化[47~48]。而另一些研究则发现，在沉积供给较高的地区，河道响应基岩抗蚀性的增强首先变窄，当到达最窄临界点后，比降才开始增大[8]。为了探索构造和岩性在河道形态变化中扮演的角色，更好的理解河道如何调整宽度和比降响应扰动因素的变化，我们引入了宽度指数(kwn)、陡峭指数(ksn)和相对河流功率(ωn)这3个指标进行讨论，其中，宽度指数(kwn)和陡峭指数(ksn)不仅表示河道宽度和纵剖面比降的沿程变化特征，而且衡量了二者偏离流域平均条件的程度，实现了不同流域间的有效对比，而相对功率(ωn)则消除了流量变化对河流功率的影响，在一定程度上体现了宽度和比降的协同变化所引起的河流功率的变化[7~8] (图 5)。
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图 5 河道参数沿程变化图 红色和绿色阴影分别指示基岩抗蚀性较强和较弱河段，白色区域指示抗蚀性适中河段；H-S指示断裂位置，R为水库位置；kwn计算以各流域平均b′值0.46作为参考宽度指数(即，bref=0.46)[8]，ksn计算则选取0.45作为参考凹度指数值(即，θref=0.45)[9, 11]；在图 5d中黄羊河流域缺失数据河段主要为耕地和水库严重影响河段 Fig. 5 The channel parameters along the each bedrock river in eastern Qilian Mountains. The red and green shaded areas are the strong and weak corrosion resistance of bedrock, respectively. The white areas are medium corrosion resistance of bedrock. The letter H-S indicates the major fault, and the letter R indicates the station of reservoir. Taking the average b′ value 0.46 as the reference width index calculates the kwn, that is bref=0.46[8], and taking 0.45 as the reference concave index calculates the ksn, that is θref=0.45[9, 11]. The reaches of missing data in Huangyang River are mainly affected by the cultivated land and the reservoir in fig. 5d |
首先，从流域尺度上来看，一些流域内构造与岩性的影响互相叠加增强(例如，西营河流域和南营河流域)，而另一些流域内二者则互相抵消减弱(例如，黄羊河流域)。在西营河流域，位于高抬升速率带的宁缠河(42 km以上河段)和水管河，河流向下游增宽的速率较为缓慢，流域大部分为加里东期花岗岩以及奥陶系变质砂岩所覆盖(图 1)，基岩抗蚀性整体较强(表 2与图 4)，河道不易被侵蚀拓宽，构造与岩性对河宽的影响互相叠加，导致河道向下游增宽的速率为整个研究区最小(b′=0.33) (图 3)[42]。在南营河流域，研究涉及河段绝大部分位于低抬升速率带，河流向下游增宽较为迅速，加之整个流域中、下游河段均为抗蚀性较弱的砂岩地层所覆盖(二叠、三叠系及白垩系) (图 1和表 2)，河道容易被侵蚀拓宽，构造与岩性对河宽的影响一致，二者互相叠加增强，导致河道向下游增宽的速率为整个研究区最大(b′=0.55)[10~11, 14, 42]。与上述流域不同，黄羊河流域整体位于高抬升速率带，理论上说河道向下游增宽的速率应该相对缓慢[10~11, 14, 42]，然而由于该流域中游河段广泛为第四纪冲洪积物和透水性较强的砂岩所覆盖(图 1)，抗侵蚀性为整个研究区最弱(评分值< 50) (表 2和图 4)，河道极易被侵蚀拓宽，构造和岩性对河宽的影响互相抵消减弱，河道向下游增宽的速率(b′=0.47)明显较同样位于高抬升速率带的西营河支流(宁缠河42 km以上与水管河)河段(b′=0.33)和杂木河流域高(b′=0.39) (图 3)[42]。
其次，从河段尺度上来看，岩性与构造的“叠加”和“抵消”作用也较为明显，例如，在西营河流域的高抬升速率带，支流宁缠河内，当河流从Ⅲ1段进入Ⅰ2段，构造与岩性的影响互相叠加，河道变得窄而陡(平均kwn值从0.004 m0.08减小至0.003 m0.08，平均ksn值则从130 m0.9增大至170 m0.9)，河流侵蚀能力增强(平均ωn值从0.03增大至0.06)；支流水管河内，构造与岩性的影响相互叠加，河道整体窄而陡(平均kwn约为0.003 m0.08，平均ksn约为160 m0.9)，河道侵蚀能力无明显变化(平均ωn值约为0.03)；而当河流穿过皇城-双塔断裂进入低抬升速率带(干流河段)后，尽管抬升速率减小了2倍之多[11]，但由于干流河段基岩抗蚀性仍然整体相对较高(65) (图 4)，因此，构造与岩性的影响互相抵消减弱，导致河宽和比降的变化均不显著(平均kwn值≈0.003 m0.08，平均ksn值≈125 m0.9)，相对河流功率也无显著变化(平均ωn值≈0.006) (图 5a和5b)。在杂木河流域，当河流从Ⅱ2段进入Ⅰ2段后，由于基岩抗蚀性增强，构造与岩性的影响相互叠加，河道变得窄而陡(平均kwn值从0.004 m0.08减小至0.003 m0.08，平均ksn值从162 m0.9增大至190 m0.9)，河流侵蚀力显著增强(平均ωn值从0.07增大至0.1) (图 5c)。
最后，在祁连山东段地区尽管河道宽度的调整变化大体上与基岩抗蚀性的变化相一致，但是河道纵剖面比降的变化却存在明显的差异，当河流从抗蚀性弱的河段进入抗蚀性强的河段时，河宽和比降协同变化共同响应岩性的扰动，河道变得窄而陡，河流侵蚀能力显著增大；反之，当河流从抗蚀性强的河段进入抗蚀性弱的河段时，则仅表现为河宽的增大，比降和河流侵蚀能力变化并不显著(图 4)。河道的这种变化特征在杂木河和黄羊河流域尤为突出，在杂木河流域，河流从抗蚀性适中的Ⅱ1段进入抗蚀性较弱的Ⅲ段后，河宽急剧增大(kwn值高达0.009 m0.08)，而比降却无显著变化(平均ksn值≈175 m0.9)，侵蚀能力无显著变化(平均ωn值≈0.03)；在黄羊河流域，河流从Ⅱ2段进入Ⅲ2段后，同样表现为河宽急剧增大(kwn值高至0.005 m0.08)，比降则基本保持不变(平均ksn值≈150 m0.9)，侵蚀能力亦无显著变化(平均ωn值≈0.007) (图 5c和5d)。我们推测河道比降对基岩抗蚀性由弱至强和由强至弱的变化表现出不同的响应特征，很可能与沉积通量的双重效应有关[49]。沉积通量对于河流下切能力的影响取决于沉积供给量与河流搬运能力的相对关系[49]，当河流从抗蚀性弱的地层进入抗蚀性强的地层时，抗蚀性的增强导致河道中可侵蚀的物质变少，沉积通量相对减小，河流挟带的泥沙与砾石成为打磨河床的“工具”，增大了河流的侵蚀力，因而河道在变窄的同时比降增大，河流侵蚀能力显著增强；而当河流从抗蚀性强的地层进入抗蚀性弱的地层时，抗蚀性的减弱使得河道中可侵蚀的物质增多，沉积通量相对增大，大量的沉积物覆盖于河床基岩之上形成“铠甲”，保护河床不被下切，河流以侧向侵蚀为主，因而河道在拓宽的同时比降却变化不大，河流侵蚀能力亦无显著变化。
综上所述，在祁连山东段地区，基岩河道响应岩性抗蚀性的变化时，在抗蚀性强的河段变窄，而在抗蚀性弱的河段拓宽。总的来说，基岩河流河道形态的变化是构造、岩性和沉积通量共同作用的结果，岩性对河道形态的影响是叠加在构造抬升背景之上的，一些流域内或河段间，构造与岩性的影响互相叠加增强，而另一些流域内或河段间，二者则互相抵消减弱。此外，沉积通量在侵蚀过程中的“双重角色”又增加了河道形态响应扰动调整变化的复杂性，使得河道宽度和比降对基岩抗蚀性的响应存在显著的差异：当河流从抗蚀性弱的河段进入抗蚀性强的河段时，河宽和比降协同变化共同响应岩性的扰动，河道变得窄而陡；反之，当河流从抗蚀性强的河段进入抗蚀性弱的河段时，则仅表现为河宽的增大。
本研究尽管取得了一些成果，但是仍然存在许多不足，例如，受基岩露头野外考察条件的限制，抗蚀性评估未涉及节理倾向的划分，对于节理填充物质的差异也欠缺考虑；由于水文观测资料的匮乏，对于沉积通量的影响仅限于定性的对比分析，未能系统的讨论构造、岩性及沉积通量在基岩河道形态变化中的综合效应，这将是今后工作的重点所在。
致谢: 感谢曹喜林、赵启明、莫钦鸿在野外工作中给予的支持与帮助。
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Abstract
Lots of empirical researches show that the width of bedrock channel is mainly affected by discharge, rock uplift rates, corrosion resistance of bedrock and sediment supply. Recently, most studies refer to the implications of discharge and rock uplift rates for the channel width, and a few studies on the effect of bedrock corrosion resistance and sediment supply, especially quantitative assessments of corrosion resistance. Therefore, how to reasonably evaluate the bedrock corrosion resistance has always been a difficult problem in geomorphology.Our study area is eastern Qilian Mountains which located in the northeast of Tibetan Plateau. From the southwest to the northeast, it can be divided into three different topographic zones: the high mountain zone(HMZ), the low mountain zone(LMZ) and the corridor plain zone(CPZ). The rock uplift rate during Quaternary of the HMZ is about twice than the LMZ, and the lithologies are also different due to the various underlying strata in various zones. In the HMZ, there are mainly Caledonian granite and Ordovician metamorphic sandstone. There are Jurassic sandstone, Permian and Triassic sandstone, Cretaceous sandstone in the LMZ. Therefore, eastern Qilian Mountains is an ideal area for the evaluation of bedrock corrosion resistance and channel morphology study. We conducted our research mainly around three large bedrock rivers in the area, and the rivers are as follows:Xiying, Zamu, Huangyang. The trunk stream of Xiying are located in the LMZ, and other channels reaches are located in the HMZ. In addition, although Huangyang is located in the HMZ, its reach is mainly covered by Quaternary pluvial alluvial sediments.In the paper, basing on the method for evaluating corrosion resistance of bedrock proposed by Selby, we considered comprehensively rock mass strength, joint(spacing, width, continuity and infill), weathering and water permeability to evaluate the corrosion resistance of the bedrock in eastern Qilian Mountains. In addition, we use remote sensing image to complete the missing channel width data of some reaches(the upper reaches of Zamu and Huangyang).Compared with previous studies, only hardness is used to evaluate the corrosion resistance of bedrock, and the Selby evaluation method used in this paper is more reasonable. Comparing variations of bedrock corrosion resistance and channel width along the three bedrock rivers indicates that: in the more corrosion resistant reaches, channels are narrow, and in the less corrosion resistant reaches, channels are wide. Overall, the change of channel geometry in bedrock river is the result of the combined action of rock uplift, lithology and sedimentary flux. The influence of lithology on channel geometry is superimposed under the background of rock uplift. In some basins or river reaches, the influence of rock uplift and lithology is superimposed and strengthened, while in others, the two counteract and weaked each other. In addition, because of the "dual role" of sediment flux in erosion increases the complexity of channel geometry response disturbance adjustments, which makes the response of channel width and slope to bedrock corrosion resistance significantly different: when the river enters the relatively strong corrosion resistance reach, channel width and slope change together to respond to the disturbance of lithology, and the river becomes narrow and steep; conversely, when the river enters the relatively weak corrosion resistance reach, only the width changes, and the river becomes wide.