曲流串溝型江心洲形成機(jī)制與演化探討
——以現(xiàn)代松花江為例

張憲國，王涵巍，2，張濤，段冬平，林承焰，黃鑫

1.中國石油大學(xué)（華東）地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，山東青島 266580

2.國家知識產(chǎn)權(quán)局專利局專利審查協(xié)作河南中心，鄭州 450046

3.山東科技大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，山東青島 266590

4.中海石油（中國）有限公司上海分公司研究院，上海 200035

0 引言

江心洲是一種在河道分汊處出露于水面的沉積體，在辮狀河、曲流河、網(wǎng)狀河等不同河型中普遍發(fā)育，不僅是現(xiàn)代河流治理、防災(zāi)減災(zāi)、港口建設(shè)和生態(tài)保護(hù)的重要考慮因素，也是地下古河流沉積油氣儲層表征的重點砂體成因類型。但是，在水利學(xué)和油氣儲層沉積學(xué)等不同研究領(lǐng)域和行業(yè)中對江心洲的成因與演化認(rèn)識存在差異。在河流沉積學(xué)中，河流上游和中游發(fā)育的江心洲常被視為大型辮狀河心灘[1]。在水利學(xué)研究中，江心洲是游蕩河和分汊河中影響河道演變與穩(wěn)定的重要砂體類型[2]。河流中心區(qū)域沙壩沉積、橫向沙壩轉(zhuǎn)化、多壩分割、溯源侵蝕水道或者幾種作用的迭加被認(rèn)為是江心洲形成的主要機(jī)制[1-4]?，F(xiàn)代沉積觀察顯示，無論是辮狀河還是曲流河等不同河型中，江心洲都是一種普遍存在的砂體類型[5]，但形成這些江心洲的地貌、物源、水動力條件等不盡相同[6-9]。曲流串溝型江心洲是平原曲流河中常見的一種沉積單元類型，多發(fā)育在高彎度曲流河中，在密蘇里河、科羅拉多河以及長江干流等的曲流河段都存在，但已有研究主要是從河流治理和工程角度對其形態(tài)和汊道流量等的分析[10-14]，對江心洲形成的物理過程和控制因素研究缺失，對復(fù)雜水流、泥沙輸送、陸岸作用等問題缺少精細(xì)和量化的認(rèn)識。對于江心洲內(nèi)部結(jié)構(gòu)、巖相組合、沉積模式等尚無系統(tǒng)性的成果報道。本研究在松花江哈爾濱水文站附近選取江心洲發(fā)育特征典型、衛(wèi)星照片等資料相對齊全、沒有人工堤岸干擾的河段開展研究，利用不同時期衛(wèi)星圖片分析和沉積數(shù)值模擬，探究曲流串溝型江心洲的形成機(jī)制與演化，為現(xiàn)代河流治理和地下古河道砂體表征與預(yù)測提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

松花江位于中國東北地區(qū)北部，流域面積大，發(fā)育范圍在41°42′～51°38′N，119°52′～132°31′E，松花江全長1 927 km，流域面積55.68×104km2，松花江干流，從吉林省松原市嫩江注入，至匯入黑龍江的河口，俗稱東流松花江。根據(jù)東流松花江的地形及河道特性，可分為上、中、下三段。三汊河至哈爾濱市為上段，也是研究區(qū)所在江段，其中三汊河至下岱吉坡降較緩，為0.022‰，下岱吉至謝家屯江道坡降0.06‰，謝家屯附近至哈爾濱坡降0.052%，屬于平原低緩地貌背景特征，一般洪水即可淹沒凸岸點壩以及平水期出露在河道中的江心洲。點壩的灘面上溝槽發(fā)育，在垂向上從河床向上巖性依次為細(xì)砂—中砂、粉砂或細(xì)砂、黏土或砂質(zhì)黏土（河岸上層0.5～1.5 m）。

該區(qū)域的松花江哈爾濱水文站近50年的平均年徑流量402.3×108m3。松花江徑流量月度差異大，季風(fēng)性氣候特征明顯，汛期較短，與雨季緊密關(guān)聯(lián)，徑流量在8月份最大，2月最小，統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)汛期8、9兩月合計流量可占年流量的30%～51%，即兩月平均流速介于2 470～3 930 m3/s，統(tǒng)計1981—1999 年松花江干流平均兩年發(fā)生一次洪水，一次洪水歷時10余天，最大洪水峰值一般在6 000～12 000 m3/s[15-18]。本次研究河段位于松花江上段的大慶肇源縣，河段長約14 km，寬度在200～700 m，下游端距離哈爾濱約120 km，整個研究區(qū)由兩個河曲構(gòu)成，河流彎曲系數(shù)在2.1，屬于高彎度曲流河（圖1）。研究區(qū)曲流河道內(nèi)部發(fā)育大型江心洲，發(fā)育位置在曲流河的河曲位置，露出水面部分的江心洲長軸和短軸長度分別約為1 400 m和600 m。本研究開展基于沉積水動力的沉積過程數(shù)值模擬，認(rèn)識該江心洲的形成過程和水動力機(jī)制，并通過不同時間衛(wèi)星照片揭示的沉積形態(tài)進(jìn)行比較分析。

圖1 研究區(qū)河段地理位置Fig.1 Geographic location of study river section

2 研究方法

本研究采用基于水動力學(xué)的沉積數(shù)值模擬方法，再現(xiàn)江心洲的形成過程，并定量分析形成過程中水流速度等水動力參數(shù)在空間和時間上的變化。

2.1 沉積數(shù)值模擬方法

本研究采用的基于泥沙水動力學(xué)的沉積模擬方法是以Navier-Stokes方程為基礎(chǔ)，通過物質(zhì)平衡原理和沉積物搬運、沉積及侵蝕方程求解，實現(xiàn)沉積物搬運與沉積過程的三維模擬。該方法被廣泛應(yīng)用于三角洲地貌的控制機(jī)理、三角洲分流河道分叉、辮狀河心灘的形成過程與機(jī)理等研究[19-23]。

認(rèn)識流場預(yù)測水流流動是分析沉積過程的重要依據(jù)和基礎(chǔ)，需要建立在對水流動力、沉積與剝蝕等物理過程的詳細(xì)描述之上，綜合考慮水動力—泥沙輸運—地貌變化這一完整的物理過程，要求上述過程的數(shù)值模型完整地處理水流對地貌的改造以及地貌改變后對水流的動態(tài)反饋過程[24-26]。

在本次對曲流河江心洲的模擬涉及的主要水動力方程包括泥沙搬運與沉積方程、非黏性物質(zhì)沉積與侵蝕方程和泥沙沉降速度方程：

（1）泥沙搬運與沉積方程

泥沙濃度、水流速度、擴(kuò)散系數(shù)以及沉積物顆粒的沉降速度等因素是控制沉積和搬運的重要參數(shù)，這些參數(shù)對沉積物的搬運與沉積過程的控制可以通過（式1）進(jìn)行表征。

根據(jù)模擬對象的沉積特征，本研究選用Delft 3D模擬軟件進(jìn)行曲流河江心洲形成過程的模擬，圖2為一個計算步長中的模擬環(huán)節(jié)和流程。

圖2 沉積過程模擬計算流程Fig.2 Workflow of sedimentary process simulation

2.2 沉積模擬條件

能夠真實反映沉積環(huán)境和沉積水動力特征的模擬參數(shù)是沉積數(shù)值模擬結(jié)果可靠的基礎(chǔ)，本研究的沉積模擬參數(shù)來源于研究區(qū)實際地貌和水文資料。

2.2.1 模型網(wǎng)格與初始地貌

研究區(qū)邊界數(shù)據(jù)來源于谷歌地球提供的衛(wèi)星數(shù)據(jù)，研究河段模型構(gòu)建采用了多次加密和修改網(wǎng)格的方法，在衛(wèi)星圖片上勾勒出河段計算邊界后，先粗略劃分網(wǎng)格，再轉(zhuǎn)為緊密網(wǎng)格，根據(jù)需要對余弦值大于0.02的網(wǎng)格進(jìn)行正交化調(diào)整，改善網(wǎng)格的正交性，調(diào)整網(wǎng)格數(shù)量和網(wǎng)格分布。在網(wǎng)格化基礎(chǔ)上進(jìn)行地貌模型的構(gòu)建，地貌高程數(shù)據(jù)來源于ASF Data Search網(wǎng)站公開的DEM數(shù)據(jù)庫。

2.2.2 模擬條件與參數(shù)

讀書的“浪漫”倘真至于如此，則據(jù)我猜想，蓋屬于情侶同讀沖淡平和、溫情脈脈的“性靈小品”，而非獨自頌讀疾痛慘怛、憂憤難譴的《離騷》！

綜合考慮模擬的精度要求以及穩(wěn)定性和收斂性，模擬時間步長取0.2 min，模擬時間為兩年，輸出時間步長為2 000 min。

邊界條件設(shè)置是影響模擬的重要基礎(chǔ)參數(shù)，本研究流量序列為輸入邊界，水位序列為流出邊界。河流的沉積建造不是隨著時間均勻沉積或侵蝕的，沉積和侵蝕事件主要集中在全年短暫的幾個月[27]，對于本研究區(qū)選取的松花江河段來說，河流地貌變化多集中于雨季（8、9月），且主要的沉積和侵蝕也是發(fā)生在這個季節(jié)。因此，為了降低模擬總耗時，在模擬過程中去掉了非汛期月份，直接將高水位期及其間的洪水期在時間上串聯(lián)進(jìn)行模擬?？紤]模擬參數(shù)與實際河流的相似性，設(shè)置高水位期與洪水期兩個周期性流量，高水位期取值參照8、9 月平均流量值4 000 m3/s，洪水期（設(shè)置為12天）取12 000 m3/s，兩周期相對長度約為4∶1，這些數(shù)值均在該河段歷史水文記錄數(shù)據(jù)范圍內(nèi)，為了使模擬效果更加顯著，取值采用了上述歷史數(shù)據(jù)范圍內(nèi)的偏上限數(shù)值。哈爾濱水文站記錄數(shù)據(jù)表明大洪水期與汛期水位相差約4 m高程，綜合考慮到模型采用DEM（數(shù)字高程模型）基準(zhǔn)參考系存在差異，最終設(shè)置兩個流量周期的下游邊界水位對應(yīng)概化值為132 m和136 m?？紤]模型計算效率，簡化了實際床砂級配，突出級配主要特點，將床砂可動層級配設(shè)置為黏土和三個粒徑級別的砂（粒徑分別為64μm、200μm和500μm），單一厚度均設(shè)置為5 m，床砂混合均勻，按照上述設(shè)置，可侵蝕的河床厚度為20 m。

渦黏系數(shù)與水深的關(guān)系是拋物線形態(tài)，但在大水流過程中，動量方程中的紊動輸運項影響小，為簡化計算，將渦黏系數(shù)近似為線性分布。由于本研究著重關(guān)注河床地貌的演化歷程及沉積結(jié)構(gòu)特征，而地貌演變的時間尺度總遠(yuǎn)大于水動力學(xué)研究的時間尺度，本研究使用地貌加速因子來加速地貌過程（表1）。

表1 沉積過程模擬的主要參數(shù)Table 1 Main parameters of sedimentary process simulation

3 模擬實驗結(jié)果及分析

通過模擬恢復(fù)曲流串溝發(fā)育、汊道廢棄等現(xiàn)象，認(rèn)識曲流河演化過程，揭示串溝截彎機(jī)制，結(jié)合現(xiàn)代沉積，認(rèn)識串溝型江心洲地貌演變及水動力特征。

3.1 串溝截彎形成機(jī)制

串溝型截彎過程控制著江心洲及周邊汊道演化。第一組模擬結(jié)果顯示（圖3），在平水期，也就是時間步長（time step，以下簡寫作TS）140 之前，由于二次流和橫向斜坡效應(yīng)綜合作用，在彎曲河道中的水流發(fā)生澭水現(xiàn)象，在河道橫截面上形成凹岸高凸岸低的水面斜坡，并將沉積物不斷地從崩塌蝕退的凹岸搬運至凸岸堆積。這一過程的直接結(jié)果就是形成了河道的側(cè)向遷移和點壩加積，形成不斷側(cè)向生長的點壩單元，同時，河道的彎曲度增加而彎曲半徑減小。模擬結(jié)果顯示，在橫截面N65 處凸岸繼續(xù)推進(jìn)12 m，速率約0.1 m/TS，凹岸向后侵蝕26 m；在橫截面N15 處，凸岸推進(jìn)45 m，凹岸蝕退31 m（圖4）?？紤]到水流的泥沙含量較低，而水動力強(qiáng)，大量沉積物遭受侵蝕后并未就近沉積而是繼續(xù)搬運到河流下游，故而不足以維持與之均衡的凸岸加積速率。在側(cè)向加積過程中，點壩增生軌跡在平面上形成灘脊和流槽，相間分布于點壩頂部，這種現(xiàn)象常見于現(xiàn)代河流沉積。為便于描述，在圖5中對主要的分汊口及汊道以及幾個不同的角度參數(shù)進(jìn)行了編號。

圖4 N65 截面堤岸側(cè)向遷移（剖面位置見圖3a1）Fig.4 Lateral migration of bank in profile N65(location in Fig.3a1)

圖5 曲流河分汊口地貌Fig.5 Geomorphology of bifurcation point in meandering river

進(jìn)入第一個洪水期（140 TS）后，高峰流量引起河流水位上升，水流漫溢到河岸兩側(cè)區(qū)域，其中，在凸岸的一側(cè)，漫溢的洪水在其表面沉積細(xì)粒沉積物，形成覆蓋在早期點壩之上的泛濫平原沉積。模擬結(jié)果顯示，當(dāng)高峰流量通過時，水流速增大且水位上升，水流的主流線發(fā)生偏移，在河曲（凸岸點壩）上游一端，深泓線向凸岸一側(cè)偏移，最大應(yīng)力值為9 N/m2。相應(yīng)地，在河曲上游端的水流高速區(qū)也集中分布于凸岸附近，達(dá)到1.7～1.9 m/s。隨著洪水期水位的急劇上升，高速水流對點壩的改造加劇（圖3b1，c1），水流不斷漫溢出河道，而漫溢出的洪水首先進(jìn)入點壩表面相對低洼的弧形流槽中，這些點壩多期側(cè)積體之間自然形成的流槽在漫溢洪水的沖刷下不斷加深和拓寬，最終形成汊道#2（圖3a2）。隨著洪水持續(xù)不均衡侵蝕沖刷，在研究區(qū)兩個河灣的點壩內(nèi)側(cè)分別發(fā)育新的優(yōu)勢流路，形成汊道#3和#4，最高應(yīng)力集中區(qū)由原來的汊道#1轉(zhuǎn)移至汊道#3，水流快速下切侵蝕，將沉積物向下游搬運（圖3b2，c2）。在這一過程中產(chǎn)生的汊道#2寬約80 m，規(guī)模比原河道小，汊道#4 平面上呈蜿蜒狀，在平水期分流能力顯著弱于原河道。

洪峰過后（200 TS），洪水消退，河流再次進(jìn)入平水期，水動力整體減弱，無論是最大應(yīng)力還是最大流速，都較洪水期顯著減弱，彎曲段水位回落（圖3b2，c2）。在200～540 TS，曲流河進(jìn)入緩慢演化時期，洪水期形成的河道形態(tài)基本穩(wěn)定，處于近沉積平衡的狀態(tài)。550 TS 之后第二洪水期開始，沉積平衡再次打破，上一期洪水形成的汊道被進(jìn)一步改造。#2 和#3 汊道逐漸加深和拓寬，從最大應(yīng)力分布和流速分布特征上看，均取代了舊河道主導(dǎo)地位（圖3a3～c3）。經(jīng)過了上述兩期洪水期與平水期的交替作用，到了本次模擬的末期（790 TS），上游河曲段最初的河床開始淤塞抬高，水流能量進(jìn)一步減弱，有逐漸廢棄的趨勢。下游河曲區(qū)域，#1、#4汊道環(huán)繞的江心洲逐漸向凹岸靠近。

圖3 曲流河演化中的參數(shù)變化模擬結(jié)果（a1～a4）河床底形高度；（b1～b4）水流速度；（c1～c4）河床剪切力；（d）流量變化Fig.3 Simulated changes in main parameters in meandering river evolution

利用遙感數(shù)據(jù)提供的不同時間河流形態(tài)圖像對上述模擬結(jié)果進(jìn)行對照。1994—2017年松花江研究區(qū)段上河曲段衛(wèi)星圖像展示了串溝截彎的過程（圖6）。1996年之前，研究河段在凸岸點壩上不同期次點壩側(cè)積單元之間發(fā)育相對低洼的流槽，這些流槽沿著相鄰點壩側(cè)積體的邊界發(fā)育，在該河段的點壩西側(cè)發(fā)育一條貫穿整個河曲的串溝（圖6a），寬度20～100 m；在2004 年12 月的衛(wèi)星圖像上看到，串溝繼續(xù)加寬，流徑更為順直，原主干河道寬度有變小的趨勢，與數(shù)值模擬結(jié)果吻合。2015 年8 月的衛(wèi)星圖像顯示，西側(cè)串溝已經(jīng)發(fā)育為新的河道，完成了截彎取直的過程，并形成長約2.4 km、寬260～500 m 的串溝型江心洲。到2019 年5 月，舊河道出入口兩端出現(xiàn)塞狀壩，向河道內(nèi)部延伸，舊河道寬度進(jìn)一步變窄，大部分不足百米，有逐漸萎縮廢棄的趨勢。大量現(xiàn)代河流的廢棄實例顯示，截彎末端可以在15～20年內(nèi)被阻塞，盡管河道壅塞、冰塞等都可以使河道逐漸淤塞，但廢棄段完全被填滿是一個漫長的過程，往往需要數(shù)十年甚至百年時間[28]。

圖6 松花江河彎串溝型截彎過程Fig.6 Process of ditch-scouring cutoff in Songhua River

3.2 汊道的演化

在曲流河中，汊道形成和演化與江心洲的形成和演化是同一過程，汊道的穩(wěn)定決定了江心洲的發(fā)育，因此，理解分汊河道的演化對認(rèn)識曲流江心洲有重要意義。汊道的影響因素眾多[29-31]，如上游曲率變化、新舊河道相對長度與坡度等。Burgeet al.[32]認(rèn)為主次河道若要同時保持活躍，與主干河道并存很多年，維持必要條件是主槽分流比要小于分沙比，或者說支流分沙比要小于分流比。主河道分流量占上游來水的總流量比例越大，意味著主河道對應(yīng)輸砂量占總量的比例也要隨著增大，才能維持弱水動力的新汊道不被泥沙淤填，簡單概括即“大水大砂，小水小砂”。可見，汊道的演化既受制于水動力狀況，也與地貌特征相關(guān)。本文通過模擬結(jié)果的參數(shù)統(tǒng)計，探討汊道維持與淤堵的可能性。

串溝形成的汊道是切穿點壩而成的，其彎度要明顯小于主流河道，所以與主河道相比，汊道具有長度小、坡度大的特點，故而對沉積物搬運的能力更強(qiáng)。原河道與新汊道的長度比稱為相對梯度優(yōu)勢。從各汊道梯度優(yōu)勢演化可以看出（圖7），汊道#3相對梯度優(yōu)勢大于其他汊道，模擬后期汊道#3 相對梯度優(yōu)勢減弱，這顯示了汊道逐漸曲流化，長度增加。根據(jù)Burgeet al.[32]關(guān)于Renous河的研究，維持長期存在的分汊河道往往具有相近的流徑長度，這樣才能使兩個河道形成一種平衡，如果兩者的長度相差大，會逐漸打破這種平衡，引起低效輸砂河道的漸棄。在本次研究的河段中，上河曲段的汊道#3 相對梯度優(yōu)勢最大，而且隨著河流的演化，這種分流分沙能力越來越強(qiáng)，因此汊道#3 廢棄的概率最小。不同汊道的河床泥沙粒徑中值分布存在顯著差異，汊道#3 床砂粒徑中值最大，水動力更強(qiáng)，不易廢棄。從河床高程演化來看，原河道的河床一直保持低高程優(yōu)勢（圖8），但這并沒有改變其廢棄的趨勢，可見僅以低高程河床的優(yōu)勢不能維持汊道的活躍。為了進(jìn)一步分析江心洲不同部位的汊道特征，將原主流方向與切灘水流方向的夾角定義為分汊角。李志威等[33-34]通過統(tǒng)計亞馬遜流域、額爾齊斯河等河共67個截彎特征，發(fā)現(xiàn)分汊角變化區(qū)間是24°～103°，平均值54.8°，現(xiàn)代沉積研究河段的衛(wèi)星圖像統(tǒng)計分汊角范圍為20°～85°，研究區(qū)模擬結(jié)果測算的汊道#2 分汊角區(qū)間為25°～70°，上述結(jié)果與模擬結(jié)果匹配度均良好。

圖7 各汊道相對梯度優(yōu)勢隨時間演化圖Fig.7 Evolution of relative gradient advantage parameter in different channels

圖8 各汊道高程隨時間演化圖Fig.8 Evolution of elevation in different channels

除了分汊角外，江心洲頭部與上游水流軸線的對稱關(guān)系也是影響汊道口形態(tài)對江心洲發(fā)育控制作用的因素。將江心洲一側(cè)的頭部切線偏離上游河道主流線的角度定義為分汊偏移角。一個江心洲頭部兩側(cè)各自形成的汊道中，分汊偏移角較大的一側(cè)，下游汊道易淤堵，因此，分汊偏移角可以指示江心洲進(jìn)一步遷移或擴(kuò)張后連岸閉合的可能性。分汊偏移角統(tǒng)計顯示（圖9），上游分汊口BP1 江心洲（圖5）的一側(cè)分汊偏移角a11 總是大于另一側(cè)分汊偏移角a12，該分汊不對稱性較強(qiáng)，在450 TS后，#1汊道的流速已經(jīng)無法識別主流線趨勢，而偏移角a12已經(jīng)下降到近于零，表明原河道開始逐漸廢棄，分汊的不對稱性與短期汊道演化之間關(guān)系是明確的。對于上游分汊口BP2（圖3），偏移角a22 長期小于a21，第二期洪水（500 TS）后，偏移角差異進(jìn)一步增大，最大應(yīng)力和最大流速集中分布區(qū)域從兩河彎的轉(zhuǎn)折端逐漸轉(zhuǎn)移至#3、#4汊道一帶。結(jié)合最大應(yīng)力分布、流速分布特征可以看出，#3 汊道在第二期洪水后分流分沙能力已經(jīng)最強(qiáng)，可推測#2汊道后期廢棄的概率很高。

圖9 各分汊偏移角隨時間演化圖Fig.9 Evolution of bifurcation offset angle in different channels

根據(jù)以上參數(shù)與汊道的關(guān)系可得出，汊道位于河曲底端時，更易發(fā)生主次汊道轉(zhuǎn)化；而發(fā)育于河曲頂端附近，不穩(wěn)定因素更多，汊道的演化方向預(yù)測難度加大。另外，本文只涉及串溝型截彎形成的汊道演化分析，而頂沖截彎、頸口截彎、決口改道等方式作用機(jī)制及對于汊道的影響存在差異[35]，在此不做探討。

3.3 曲流串溝型江心洲演化過程

對于曲流河而言，江心洲的形成造成分流分沙，使水動力復(fù)雜化，一方面，曲流兩岸淤積沖刷影響河道平面形態(tài)；另一方面，由于江心洲的壅水作用和不同汊道的阻力差異形成橫向比降及環(huán)流作用，江心洲本身也會發(fā)生遷移、沉積侵蝕的變化，阻塞河道、沖刷大堤、破壞港口等，對于河流治理者和水利研究人員都是一個挑戰(zhàn)[36-38]。

下河曲段的模擬結(jié)果切片顯示，一期洪水后，洪水切灘截彎，形成江心洲（圖10）。此時江心洲主體為點壩殘余沉積，側(cè)積層傾角4°～5°，傾角與河流側(cè)向遷移規(guī)模和河床地貌有關(guān)。由于江心洲兩側(cè)水動力軸線偏移形成不對稱水流，江心洲東側(cè)侵蝕作用為主，是點壩發(fā)育的部分沉積物來源；在江心洲西側(cè)，洪水期快速加積與平水期緩慢側(cè)積交替，洪水期末，有細(xì)粒隔層發(fā)育。洲頭水動力強(qiáng)（圖11a），而上游輸送泥沙量少，平水期沉積較穩(wěn)定，洪水期沖刷快速蝕退，在沙洲形成較大的坡度，洲頭細(xì)粒沉積被侵蝕和攜帶至下游，無法保存；江心洲呈中間厚、兩翼薄的透鏡狀，洲主體向凹岸下游方向遷移。在這一過程中，江心洲西側(cè)汊道不斷萎縮，東側(cè)汊道不斷擴(kuò)張。江心洲頂部漫灘細(xì)粒緩慢加積（圖11c），沉積層面平緩，與下部斜層理呈大角度接觸，在洪水期頂部有流槽形成或消亡，使江心洲內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜化。受洲體遮擋，洲尾沖淤強(qiáng)度一般遠(yuǎn)小于洲頭，形成洲尾向下游加積（圖11b）。在江心洲有尾翼發(fā)育時，尾翼延伸規(guī)模與兩側(cè)汊道的分沙分流能力相對強(qiáng)弱密切相關(guān)，主汊道一側(cè)坡度陡，次汊道一側(cè)坡度緩。統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，模擬演化結(jié)束時該江心洲順流軸長約1 480 m，垂直流向上軸長約630 m，與實際松花江位于該處的江心洲規(guī)模分布范圍較為一致，表明模擬結(jié)果具有較高可信度。

圖10 串溝型江心洲平面演化特征模擬結(jié)果Fig.10 Simulated planar characteristics of evolving ditch-scouring mid-channel bar

圖11 江心洲不同位置地貌的演化特征（剖面線位置見圖10）Fig.11 Geomorphology evolution of mid-channel bar at different locations (profile location in Fig.10)

衛(wèi)星圖像顯示，上述模擬中出現(xiàn)的串溝型江心洲向下游遷移和側(cè)向遷移的現(xiàn)象，在松花江流域廣泛存在。圖12 所示江心洲上仍保留著點壩側(cè)向遷移的弧形線與流槽殘留特征，是曲流河點壩沉積的重要標(biāo)志。從2005 年3 月到2010 年5 月，江心洲的洲頭位置向下游遷移了270 m，江心洲受非對稱水流侵蝕，南側(cè)為主水流經(jīng)過，侵蝕作用為主，平均侵蝕速率約14 m/年；北側(cè)為次水道，江心洲主體中部較為穩(wěn)定，近尾部侵蝕速率逐漸增大，最大侵蝕速率約44 m/年，洲尾淤長約420 m。從2010 年5 月到2011 年10 月，江心洲洲頭向下游遷移90 m，北側(cè)江心洲側(cè)向加積為主或者處于沉積—侵蝕的平衡狀態(tài)，江心洲向上游區(qū)域側(cè)積速率最大，約90 m/年；南側(cè)汊道對近洲頭區(qū)域沖刷侵蝕，江心洲主體側(cè)向加積或維持平衡，最大側(cè)向加積速率約110 m/年；下游狹隘化河道使河道水動力發(fā)生變化，尾部沉積延伸緩慢近于停滯。上述模擬結(jié)果顯示的江心洲演化與不同時期衛(wèi)星照片揭示的現(xiàn)代沉積特征一致，從而印證了模擬結(jié)果。在這個過程中，大洪水對于該沉積體的演化意義重大，洪水作為集中釋放的高能量對于原地貌的變形（包括新汊道形成、點壩結(jié)構(gòu)破壞）起主要作用，雙向水流作用下汊道的演化愈活躍，對應(yīng)著側(cè)向加積、洲頭侵蝕、洲尾加積等沉積改造越復(fù)雜，曲流江心洲與一般點壩的差異性越大。

圖12 松花江江心洲演化過程Fig.12 Evolution of mid-channel bar in Songhua River

4 曲流串溝型江心洲演化模式

根據(jù)上述模擬結(jié)果和不同時間的衛(wèi)星照片顯示的河流形態(tài)與參數(shù)特征和演化，高彎度曲流串溝截彎過程可以歸納為4個發(fā)育階段（圖13）。

（1）曲流河發(fā)生側(cè)向遷移和順流遷移，伴隨著側(cè)向遷移，河流的彎曲度增大，每一期大規(guī)模的側(cè)向遷移都對應(yīng)了一起強(qiáng)水動力事件從產(chǎn)生到結(jié)束的完整過程。這些周期性的水動力變化事件在點壩上形成一期側(cè)積體，每一期側(cè)積體在地表形成一個弧形脊灘，不同期次間發(fā)育流槽（圖13a）。

（2）在洪水期隨著水位上升，溢岸沖刷使得串溝平面上延伸，垂向下蝕，規(guī)模不斷加深拓寬最終形成新汊道，被汊道分開、孤立存在的沉積體——江心洲雛形初現(xiàn)（圖13b）。

（3）隨著新汊道的形成，江心洲前端兩側(cè)分汊偏移角的差別使得河道形成不對稱分流，造成兩側(cè)汊道的水動力差異，由于不對稱的分流分沙等原因，在原河道入口淤積形成塞狀壩，汊道狹隘化，阻礙水流進(jìn)入，平水期水體近乎停滯（圖13c）。

（4）洪水退去后，部分泥沙淤落于舊河道，同時由于不對稱分流分沙導(dǎo)致的舊河道水動力減弱，經(jīng)歷漫長演化，細(xì)粒沉積物垂向加積使得舊河道最終廢棄充填，新河道的遷移也開始進(jìn)行（圖13d）。

圖13 曲流河串溝型截彎模式演化圖Fig.13 Evolution pattern of ditch-scouring cutoffs in meandering river

串溝型江心洲演化伴隨著汊道的形成、轉(zhuǎn)化與廢棄，是串溝型截彎演化過程的一部分，大型江心洲一般可以較長期穩(wěn)定存在。根據(jù)模擬結(jié)果和現(xiàn)代沉積地貌，在江心洲發(fā)育的高彎度曲流河中，存在六種沉積單元，包括活躍河道、廢棄河道、天然堤、江心洲、越岸沉積、點壩。結(jié)合串溝截彎和江心洲演化過程及不同成因單元的空間配置，建立了曲流串溝型江心洲的發(fā)育模式（圖14）。

圖14 曲流串溝型江心洲發(fā)育模式Fig.14 Depositional model of ditch-scouring mid-channel bar in meandering river

雖然曲流串溝型江心洲與辮狀河心灘都是兩側(cè)水道發(fā)育的砂體沉積單元，而且在洪水期上游端都遭受侵蝕，在尾部加積，但是二者存在本質(zhì)區(qū)別。心灘的演化通常包括心灘生長及向下游遷移、側(cè)向遷移、復(fù)合心灘壩的形成及分割等過程，涉及到垂向加積、側(cè)向加積、填積等多種沉積模式[39-40]，主體結(jié)構(gòu)以多期次垂向加積為主，在心灘主體內(nèi)部發(fā)育大量的落淤層，心灘壩尾沉積可以形成復(fù)合壩，橫向壩的雙尾翼結(jié)構(gòu)常見[41]。而串溝型江心洲主體結(jié)構(gòu)不是典型的垂向加積，它是以側(cè)積為主的點壩在改造殘留后的結(jié)果，在發(fā)育過程中有向下游加積、兩翼反向側(cè)積等多種沉積模式，其中側(cè)向加積的沉積模式起主導(dǎo)作用，這控制了曲流串溝型江心洲內(nèi)部砂體的非均質(zhì)性格架，是導(dǎo)致其內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜化的主要原因。長期改造可能使點壩頂部的脊槽特征逐漸弱化，江心洲頂部有洪水退卻時形成的細(xì)粒沉積，在平水期穩(wěn)定保存，尾部沉積受限于河岸，發(fā)育規(guī)模一般較小，下游延伸范圍有限。當(dāng)江心洲進(jìn)入演化末期，兩側(cè)汊道先后廢棄填充，在這一過程中，通常先在上游汊道發(fā)育塞狀壩，隨后緩慢加積廢棄化，最終與泛濫平原成為一體，或與凸岸點壩結(jié)合，進(jìn)入新的改造階段，這加劇了曲流河點壩砂體的沉積非均質(zhì)性。對于地下的曲流河油氣儲層來說，這一發(fā)育過程導(dǎo)致的儲層強(qiáng)非均質(zhì)性使地下油氣水的滲流復(fù)雜化，給油氣開發(fā)帶來諸多問題。

5 結(jié)論

（1）在曲流河中，平水期河曲段不斷凹蝕凸增，洪水期發(fā)生漫灘沖刷，串溝發(fā)育擴(kuò)張，截彎取直，形成分汊河道及江心洲地貌。

（2）汊道的存廢與分流分沙能力的不對稱性相關(guān)，江心洲兩側(cè)汊道的存廢具有“競爭性”，可以通過分汊偏移角及相對梯度優(yōu)勢等參數(shù)評估和預(yù)測汊道消亡的可能性。分汊偏移角小、相對梯度優(yōu)勢大的一側(cè)更有分流分沙優(yōu)勢，維系汊道的活躍。河床高程可以影響分流分沙比，低位河床有更大的運輸通道截面積，但不是必要的條件。

（3）曲流串溝型江心洲演化是基于對點壩沉積的改造，歷經(jīng)向下游加積、兩翼非對稱側(cè)積與侵蝕、垂向加積等多種沉積作用與過程。歷經(jīng)長期演化，受不穩(wěn)定水文條件和較高彎曲度的地貌影響，江心洲演化結(jié)束后，或并入凹岸與泛濫平原成為一體，或并入凸岸進(jìn)一步加劇點壩內(nèi)部結(jié)構(gòu)的復(fù)雜化。