供源組分和流量對于曲流河形態變化的影響

關鍵詞曲流河發育過程;水槽模擬實驗;河流形態;沉積特征;河岸剝蝕現象第一作者簡介 ，男，2000年出生，碩士研究生，儲層沉積學，E-mail：z22010006@s.upc.edu.cn通信作者 ，男，副教授，儲層沉積學，E-mail：tangmingming@upc.edu.cn

中圖分類號 P512.2 文獻標志碼A DOI：10.14027/j.issn.1000-0550.2024.078 CSTR： 32268.14/j.cjxb.62-1038.2024.078

0 引言

曲流河是自然界中廣泛分布的一種河流類型，發育過程以側向加積和側向侵蝕為主，具有“蝕凹增凸\"的特點，曲流河發育過程中水流不斷侵蝕大陸地殼，在塑造地貌過程中起著關鍵作用3，其中河流流量與河道形態的變化影響著流域內大陸風化強度。曲流河沉積物中保存的物理、化學特性以及化石記錄均可以作為反映古氣候演化的重要指標5，河道的變遷與沉積物中植物化石反映古植被類型與分布情況[7-8]，不同成熟度的植被也影響著曲流河形態發育。沉積物的粒度分布和物質成分可以反映古流水強度、降水模式和溫度變化狀況，曲流河沉積序列和河道遷移現象可以揭示古洪水發生的頻率和強度，這些變化與古氣候密切相關。同時曲流河砂體儲層在我國陸相含油氣盆地中也占據了較大比例，曲流河沉積過程中發育的點壩砂體儲層是油氣勘探開發研究的重點之一。例如，勝利油田孤島油區館陶組上段[12-13]、南蘇丹Melut盆地Ruman地區Jimidi組4、美國科羅拉多州Piceance盆地Rulison油田WilliamsFork組[15]等。由于側積體的頻繁發育，使得儲層非均質性較強，采收率較低。因此，研究影響曲流河形態變化的關鍵因素，對于理解地質歷史時期的氣候變化、估算大陸地表風化程度以及指導油氣資源儲層的勘探與開發工作[16-19]，均具有重要指導意義。

研究曲流河沉積常用的方法包括對現代曲流河沉積的實例解剖和水槽沉積模擬。實地考察是直接獲取地質資料的有效方式之一，早在1963年，Schumm2通過實地考察和航空照片分析了大平原上發育的河流形態與泥沙特征，認為曲流河的形成是多種因素下疊加影響的，其特點在于河道寬深比低，河岸組分中粉質黏土比例較高；Huetal.以美國Uinta盆地現代河流沉積為例進行實地考察，細致分析了洪水流量對于河道彎曲度和形態的影響；李勝利等22通過解剖河流相野外露頭，分析彎曲度與廢棄河道沉積特征的相互關系，認為沉積供源的差異導致了河流形態的變化。GIS技術能將不同來源的地質數據轉化為計算機可以處理的數字形式，有效提升對沉積環境的空間分析。Aswathyetal.[3]利用GIS技術對印度喀拉拉邦中部Pannagon河流形態進行分析，認為構造是影響河道形態的主要因素，地表的隆起抬升迫使河道蜿蜒發育；易志鳳等利用ArcGIS軟件對黃河源區白河現代沉積中典型點壩砂體進行矢量化，分析了點壩砂體規模與河道寬度之間的定量關系，進一步提升了曲流河儲層定量表征技術。

前人大多是通過觀察現代河流沉積進行分析，在自然環境中河流的發育往往需要很長的周期，同時觀察過程也會受到許多干擾[2425]。相比之下室內水槽實驗周期短，可以更直接地觀察砂體運移過程，通過3D掃描儀記錄沉積界面可以對河道演化過程進行定量表征2。然而，如何在實驗室內制備發育穩定的高彎曲度河流，一直河流模擬實驗的重點和難點。自20世紀開始，眾多學者嘗試了不同方法，并通過實驗了解河流發育過程中河道蜿蜒的機理。20世紀40年代初，水槽實驗主要采用無黏性砂體搭建，Friedkin2認為河流的彎曲最主要受到流量和坡度控制，河岸砂體抗侵蝕能力越弱則形成的曲流河彎曲度越大，但形成的主要是彎曲的河流谷底線，河谷整體的遷移現象并不明顯;20世紀60年代起，尹學良[27]和洪笑天等28參照了Friedkin的實驗方法復驗曲流河模擬，進一步概括總結了河流彎曲的初始條件；20世紀90年代起，劉忠保等2利用水槽模擬實驗，對不同粒徑條件下曲流河邊灘發育位置進行了深入分析，發現邊灘外緣水下傾角與粒徑關系密切，河流曲率影響邊灘表面沉積的砂體粒度；進入21世紀，Taletal [30并未使用黏性材料和底坡度來實現曲流河模擬，而是聚焦植被對河道形態的影響；VanDijketal.31]通過水槽實驗測試河流上游擾動和串溝取直在曲流河發育中的作用。同時研究人員也在改良水槽實驗中的河床組成，通過添加黏土礦物從而實現自然高彎曲度河流。Kyukaetal.測試了不同成熟度植被對河流形態的影響，結果表明覆蓋高強度成熟植被可以限制河道擴寬速度和來自河岸的泥沙供給量，導致曲流河橫向遷移速率減慢。合適的底形材料配比是實驗室內制備高彎曲度曲流河的關鍵， Schummet al.[2測試了不同黏結性材料，成功地在實驗室內構建了自然彎曲河流。高黏結性的材料會形成窄而深的河道，而黏結性弱的材料形成寬而淺的河道，其認為黏聚力大小是形成曲流河的關鍵，同時注意到了地形坡度變化對于曲—辮轉化的影響。Dulaletal.[33]在實驗底形材料中加入不同比例的高嶺石，發現采用20% 含量的高嶺石可以產生穩定的高彎曲度河流。Yoshidaetal.34在小型水槽中復現高彎曲度河流，采用塑料沙與黏土混合制作河床，發現河岸砂體中黏土含量越高則河道彎曲維持的時間越長，實驗中砂體飽和度越高則河流彎曲度越小。綜上，河床組成中黏土礦物的含量是維持彎曲的關鍵之一，前人的模擬實驗對河岸組分中黏土礦物的影響開展了極多研究，但粒度與河流彎曲度之間的關系大多是定性的描述。

為了明確不同因素對于曲流河形態的影響，本文從供源沙粒度、流量、高嶺土含量三個方面進行實驗，并通過高精度三維激光掃描對沉積過程進行記錄，構建數字高程模型，從而定量化表征河道遷移的過程，在此基礎上分析其砂體空間分布、河岸的侵蝕以及沉積物搬運過程。

1實驗設計與觀測方案

1.1 實驗設備與底形構建

本實驗在深層油氣全國重點實驗室中國石油大學（華東）唐島灣校區智能水槽實驗分室完成。根據自然條件下河流體系的沉積環境，設置了一套沉積模擬與監測記錄裝置，包括碎屑物補給系統、流量控制系統、智能機器人、圖像記錄設備以及高精度3D掃描設備等（圖1a）。

實驗所用玻璃水槽長和寬為 80cm ，高 10cm 。其中流量控制設備可以調節沉積模擬實驗中的流量，保持實驗中的流量固定；碎屑物配比為150/100/70目粗細的綠沙：4000目粗細的煅燒高嶺土（8：2），攪拌均勻后導入加沙器中，底部螺旋桿轉動推進碎屑物，使得以 5g/min 的加沙速率向河流中補充碎屑物；沉積模擬實驗的底形材料分為兩層鋪設，下層統一鋪設100目粗細的黃沙，厚度約為 1.5cm ，待砂體固結后利用機器人進行平整，隨后在黃沙上部鋪設第二層（圖1b）。上層材料配比與碎屑物相同，與水混合并攪拌均勻，將砂混合物倒入玻璃水槽中等待自然固結，自然固結時間為 48h 。其中初始河道寬度為 4cm ，深度為 3cm ，初始河道的切入角度為 30^° ，斜向河道長為 11.55cm ，直流河道長為 70cm ，通過在水槽下方放置三角形木板固定水槽的坡度，坡度設置為 1.875^° ；在玻璃水槽中心點正上方架設3D掃描儀，間隔 30min 記錄一組實驗數據。

1.2 實驗方案

基于之前相關學者的模擬結果，共設置六組水槽沉積模擬實驗進行研究（表1），定量化分析河道彎曲度發育情況、沉積物搬運特征、河道遷移現象。供源沙粒度實驗組（實驗A、B和C），保持流量恒定在1000mL/min ，通過設置不同粒度配比的供源砂體（70目綠沙、100目綠沙、150目綠沙），來模擬曲流河發育過程中不同抗侵蝕強度的河岸對于壩體發育情況與河道變遷的影響；河流流量實驗組（實驗D、E和B）選取中等粗細（100目綠沙）同高嶺土混合用于鋪設河岸，模擬恒定流量 （250mL/min?625mL/min? 1000mL/min 變化條件下的砂體搬運與沉積過程，對比不同流量下河道形態發育程度和沉積物空間分布特征；高嶺土配比組（實驗B和F以粒度實驗組和流量實驗組為基礎，選取恒定流量 1000mL/min ，供源砂體采用100目綠沙，測量供源砂體中有高嶺土和無高嶺土對于曲流河保持穩定發育帶來的影響。

1.3 實驗觀測與記錄

水槽模擬過程中為了測量砂體的變化，在玻璃水槽中心正上方設有錄像機進行 24h 全程監控，實驗進行中每間隔 30min 進行一次相機拍攝和Artec3D掃描儀掃測，3D掃描儀在河道有水的時候往往難以探明水下沉積物頂面深度，每次采集數據之前都會將水抽干再掃描。利用Artec3D掃描儀所得到的點數據集將地貌數字化，其中包含每個點數據的空間坐標XYZ信息（以掃描儀激光發射處為Z軸0點），以及記錄關于顏色的RGB信息。通過軟件編輯后得到精細化的地貌形態、高程以及圖像信息等，為曲流河形成過程中單因素變化定量分析提供數據支撐。

表1水槽實驗水動力條件參數

2 沉積模擬實驗河道發育情況

2.1實驗A河道形態演化過程

在實驗A（圖2）中，待水流均勻鋪滿整個河道后，沿凹岸溯源侵蝕。采用70目綠沙與高嶺土混合所配制的河岸抗侵蝕能力較差，河岸坍塌下來的泥沙淤積在河床上，上游河段因為接受來自出水口的碎屑物和兩岸塌陷的泥沙形成了短暫堵塞（圖2b），期間碎屑物緩慢向下部移動。由于上游的河床抬升，導致河道中下游的坡度增大，整體以垂向發育為主，上游堆積處主流線頻繁變動（圖3），河道難以維持彎曲形態并出現心灘（圖2c），心灘厚度為 6mm （圖3c）。河流從河道中部開始形成分流。上游堆積的沉積物保護了河岸，壩體主要發育在河道中間（圖2f），下游河岸被剝蝕的速度遠遠大于上游，下游出現網狀河道。下部產生的分流河道中砂體出現不均勻堆積，順河流方向右側河岸被侵蝕速度加快并出現短暫的低彎曲河道，彎曲度保持在1.03至 1.05 。河道逐步擴寬從而水位下降，河岸受水流侵蝕面積減小，砂體塌落速度減緩（圖2f）。

在剖面a-a'可以清楚發現河流上游河岸在模擬初期被快速剝蝕，出現短暫的河道遷移現象（圖3b），隨著上游河床的抬升，河岸侵蝕速度急劇減緩，彎曲度逐漸穩定在 1.05 。兩側河岸侵蝕速率幾乎一致，使得河道遷移停滯，整體向順直河形態發育；隨著沉積物在凸岸堆積，河流主流線向凹岸方向移動，在河流下游發育 360min 的單側河岸遷移現象（圖3c），河流整體位置變動不大，河道加寬至 30cm 。實驗期間未發育曲流河點壩，河岸抗侵蝕能力較弱，主要以辮狀河砂項發育為主，在實驗進行到 600min 時形成大量細小分汊河道（圖2e），向辮狀河道形態轉換。

2.2實驗B河道形態演化過程

實驗B（圖 2g～1 所采用河岸的抗侵蝕強度相較于實驗A增強，沒有出現泥沙堵塞的現象，但是上游河床沉積物厚度明顯高于下游，導致整個河段坡度增大。在初始河道彎折處出現沿河道方向平行的橫向螺旋渦流，在河流上游和下游凸岸處均發育點壩。壩體發育速度較實驗A有很大提升，河道兩側凸岸同時發育，點壩逐漸向河道內部延伸，壩體移動呈現平移型，下游點壩沿河流方向移動 17cm （圖2g，1）。實驗周期在 240min 至 480min 之間河道岸線出現緩慢侵蝕，在此期間河流主流線頻繁發生遷移，點壩發育明顯的長條狀流槽3（圖2h，i）。在實驗周期進行到 480min 至 600min 時期壩體增厚（圖2k），河道彎折處受到水流集中侵蝕，河岸出現大塊砂體塌落，侵蝕速度急劇增加。這一快速發育時期在 720min 時，隨著河岸內聚力的減小，坍塌砂體規模也減小（圖21），凹岸侵蝕速率保持穩定。

實驗B有明顯的河道遷移現象（圖3f），由于河道彎折處水下部分出現的細小漩渦，使得河岸在水面以下受到的侵蝕速度遠遠大于水面以上，河岸下部被剝蝕，上部形成向河道內部延伸的懸臂狀凸起，其塌落的同時會攜帶周圍河岸的砂體。塌落的砂體會堵塞河道部分區域，河流在運移塌落砂體向下游移動的同時會產生大量渦流向河床下部侵蝕，同時河道塌落砂體后側區域由于碎屑物補充量減少，導致該區域形成凹陷。

通過實驗B中剖面a-a'可以觀察到模擬期間發育四層側向加積砂體，河道遷移速度均勻，在實驗進行到 600min 以后河道彎曲度逐漸穩定在1.16（圖2k）。遷移過程中凹岸處河床受到螺旋渦流的向下侵蝕不斷加深（圖2i），由于曲流河發育過程中河道不斷變寬，水位下降，導致渦流侵蝕作用從 480min 開始下降（圖2j），自出水口攜帶的碎屑物在河岸邊緣凹陷處沉積。剖面b-b'處河道遷移表現出不穩定性，由于上游主流線發生變動，導致水流切割實驗初期形成的壩體，阻礙水流進一步侵蝕下游處的凹岸，遷移速度在實驗周期 360min 至 600min 期間明顯減緩（圖3d）。

（a）實驗A模擬 120min ；（b）實驗A模擬 240min ；（c）實驗A模擬 360min; （d）實驗A模擬480 min （e）實驗A模擬 600min ；（f）實驗A模擬 720min Π（Π_g） 實驗B模 擬 120min ；（h）實驗B模擬 240min ；（i）實驗B模擬 360min （j）實驗B模擬 480min （k）實驗B模擬 600min ；（1）實驗B模擬 720min （m） 實驗C模擬 120min Π（Π_n） 實驗C模擬 240min ；（o）實驗C模擬 360min Π（Π_p） 實驗C模擬480 min;（q）實驗C模擬 600min Π（Π_r） 實驗C模擬 720min

（a）實驗A岸線變化過程圖；（b）實驗A河道剖面a-a'變化示意圖；（c）實驗A河道剖面b-b'變化示意圖；（d）實驗B岸線變化過程圖；（e）實驗B河道剖面a-a'變化示意圖；（f）實驗B河道剖面b-b'變化示意圖; 實驗C岸線變化過程圖；（h）實驗C河道剖面 a-a 變化示意圖；（i）實驗C河道剖面b-b'變化示意圖

2.3實驗C河道形態演化過程

實驗C（圖 2m～r 中初始河道向曲流河變化過程較實驗A、B穩定，河道在上游與下游處，凹岸形成了點壩（圖2o），隨著河岸抗侵蝕強度的提升，河道彎曲段折點后移的速度變慢，彎曲段夾角未出現明顯銳化，從而導致河流主流線發生彎曲的速度降低，進而使得第二段彎曲部分形成的速度明顯放緩。河岸塌落產生的碎屑物補充減少，上游未出現沉積物的堆積，點壩側向加積速率提升（圖3g），以擴張型點壩為主。

河道彎曲處水流受到慣性作用在凹岸處聚集，產生較強的剪切力，使得凹岸不斷侵蝕后退，并導致彎曲度隨著河岸塌落逐漸變大，彎曲度從1.210增長至1.380。與此同時，河流中游處主流線不斷發生變化，水流會掠過凸岸處形成的點壩，進而形成流槽并下切侵蝕。當河流侵蝕力和河岸抗侵蝕力平衡時，在彎曲段凹岸會形成一個向下的翻滾的漩渦流，將較粗的綠沙向凹岸和河道深處搬運，聚集在回水渦流侵蝕形成的凹陷處，較細的高嶺土則被搬運在凸岸處流槽35兩側。實驗過程中，隨著河流曲率增大，壩體在垂直河岸方向上增長了 20cm （圖3i），期間項體沿河流方向長度逐漸減小，發育過程中壩體厚度變小，形態由長條形變為非對稱弧形[29]。

2.4實驗D河道形態演化過程

實驗D（圖4）發育初期，碎屑物并未完全覆蓋河道，在上游河口處出現了大量的碎屑物堆積，河床被快速抬升，河道坡度增大。在實驗進行到 240min 出現沉積物溢出河道的現象（圖4b），整體發育順直型河流，下部河道坡度增大，以辮狀河發育為主，360min 左右逐漸在堆積砂體上形成細長順直的河道（圖4c）。河道在實驗期間未發育彎曲（圖5），僅向北側單方向侵蝕堆積（圖5c）。在河道下游部分出現細小決口，導致河道分流，并切割實驗初期發育的部分心灘。

2.5 實驗E河道形態演化過程

實驗E（圖 4g～1） 相較于實驗D在模擬初期快速形成低彎曲度河道，搬運砂體能力相比較于實驗D有了很大提升。上游形成的彎曲河段在 120min 至360min 時期逐步向下游移動（圖4i。隨著砂體在河道兩岸的堆積，在原有的河床上發育新的主流線，并持續侵蝕河床。在凹岸處水動力較強，攜帶粗粒綠沙聚集于此，而邊灘附近的水動力弱，主要以淤積為主，覆蓋白色高嶺土。在實驗周期 600min 至720min 期間，河岸因受侵蝕而后退現象幾乎停止（圖5f，水流帶來的剪切力和河岸抗剪力逐漸平衡。

2.6實驗F河道形態演化過程

實驗F（圖 4m～r 采用100自純綠沙進行底形配制，模擬初期出現短暫的曲流河特征。由于沒有添加高嶺土，河岸崩塌速度急劇增大，實驗初期水流沖刷 30min 左右，河道擴寬近一倍。隨后在碎屑物供給上部出現泥沙堵塞，隨后河床水位迅速抬升溢出泥沙堵塞段，原曲流河河道被廢棄（圖 4n ），在原有河床上發育斜向順直型河流。坡度的抬升使得順直河道向下侵蝕作用明顯（圖5i），河道主要以單側河岸受侵蝕發育為主。

3 分析與討論

3.1供源沙粒徑對于曲流河形態變化的影響

曲流河發育過程中出現了不同程度的河岸砂體坍塌現象，Dulaletal.3認為在水面以下的非黏性砂體被水流不斷沖刷，并攜帶至下游，而河岸上部砂體因為富含高嶺土，形態保持不變，導致河岸整體呈現懸臂狀結構，最后在重力作用下坍塌并覆蓋在河道兩側。實驗過程中出現了相似的現象，但是坍塌砂體形態在不同供源沙粒徑條件下存在明顯變化。

實驗A（供源沙粒度70目）中細粒沉積相相對較少，河岸滲透性較好，在水流沖刷的剪切力下容易侵蝕凹岸坡腳處，導致河岸坍塌速度加快。坍塌砂體呈粉末狀堆積在初始河道轉角處，實驗A砂體中直徑為70目的供源沙相對較粗，實驗在恒定流量的條件下模擬，上游河道寬度基本相近，因此河流流速也較為接近，導致較粗粒徑的綠沙難以繼續向下游搬運。大量70目粗細的綠沙堆積在坍塌處，從而在一定程度上阻止了凹岸繼續坍塌，保護了凹岸，使其不易繼續向彎曲的方向發展，河道寬度從上游向下逐漸變寬。實驗A和實驗B在恒定流量條件下，河道由窄變寬，流速下降，從上游搬運的大量碎屑物在河道中部卸載，從而發育心灘（圖2b），卸載后的水流沒有攜帶大量沉積物，同時流速減慢，難以改變下游河道形態2，整體向辮狀河發育。實驗B（供源沙粒度100目）中河岸坍塌砂體出現明顯顆粒狀，坍塌砂體較實驗A變細，在流速接近的條件下河流搬運砂體速率增大，凹岸處堆積砂體減少，使得河道向彎曲方向發展。實驗C中坍塌砂體呈長條形塊狀（圖6），供源沙整體粒徑減小，砂體黏聚力增強，坍塌砂體長度為1～4cm 。大塊坍塌砂體堆積在河道邊緣，使得河道變窄，因此更多的水流沖向對岸，使得流速加快，作用于凹岸的沖擊力也增強，同時供源沙粒徑較細導致沉積物易被搬運，在凸岸處不斷堆積，曲流河以擴張發育為主（圖2r）。河岸塌落的砂體覆蓋在點壩底部，阻礙水流對壩體沖刷，同時凹岸回水渦流將河岸底部碎屑物攜帶至河床中間，隨主流線方向往下游運移，而河岸塌落砂體背后的區域由于缺少碎屑物的補給和水流沖刷作用的減小，壩體一側形成階梯狀陡坎，另一側受水流切割形成長條狀流槽]（圖6）。

彎曲度是指河道長度與河谷長度之比[38]，本次實驗采用彎曲度來表征曲流河平面形態演化過程（圖7）。對比供源沙粒度組（實驗A、B、C）彎曲度變化發現，在高嶺土含量以及流量相同的條件下，供源沙粒度越小，坍塌砂體越容易被河流搬運，河岸抗侵蝕能力越弱，形成的曲流河彎曲度越大。具體而言，最大彎曲度從實驗A中1.049提升至實驗B中的1.380（圖7a）。曲流河發育過程中，河岸坍塌的砂體覆蓋在河道兩側并形成斜坡，減小了河道受到的剪切力，從而減緩了凹岸受侵蝕的速度3。實驗B、C中河道發育240min 后彎曲度增加且速度明顯減緩（圖 7a ），實驗A中兩側河岸抗侵蝕能力較差，河岸難以限制主流線方向，導致在凹岸處未形成渦流，使得初始彎曲河道快速向順直型河道轉變（圖2b）。

3.2河流流量對于曲流河形態變化的影響

曲流河發育過程中需要合適的河床坡度和流量4]。在小河流流量條件下 250mL/min ，較小的河流流速對凹岸的沖擊力較弱，河岸沒有出現坍塌現象。同時，河床底部以及河岸幾乎沒有被侵蝕，河流難以搬運碎屑物至下游（圖4a），碎屑物在河道上游大量堆積，發育垂向上的沉積4。河道出水口處不斷沉積碎屑物抬升河床，且碎屑物運移速度較慢，導致河道整體坡度增大。Schumm38認為河床坡度增大后水流沖蝕速度加快，難以形成彎曲河流發育，并轉向辮狀河發育，實驗D（圖4f）和實驗A（圖2f）模擬后期出現類似現象。在中等河流流量條件下（ 625ml min），實驗E同樣觀察到了上游泥沙淤積現象。然而，與實驗D相比，其流速有了顯著提升，水流足以沖開淤積區域砂體（圖4h），導致了串溝取直的現象。發育過程中，凹岸受水流沖擊出現坍塌，砂體被河流搬運至凸岸處堆積，形成了點壩。實驗E在模擬后期（圖4j）水流剪切力與淤積砂體的抗剪力維持動態平衡，碎屑物填滿原有的河床并發育單股無汊河道（圖41）。河流峰值流量與平均流量比值較低時河流呈現較高彎曲度[42]，發育曲流河需要保持穩定的水流條件和較高流速，河岸受到的侵蝕作用越明顯，坍塌砂體越多，碎屑物也能源源不斷被搬運至點壩外圍27。在大流量條件下 （1000mL/min） ，實驗B中河流流速明顯加快，河岸受到的沖擊力較大，凹岸附近出現大量坍塌砂體，碎屑物的補給與運移速率保持平衡，粒徑較粗的綠沙在河床底部翻滾推移，而細粒的高嶺土被懸移搬運至點壩表面（圖8）。在初始河道寬度保持一致的條件下，流量影響河流發育過程中的河流流速以及泥沙輸移平衡。河岸寬度恒定時流量越大則河流流速越大，對凹岸的沖擊力越強，導致河岸容易坍塌并且水流容易搬運坍塌的沉積物，因此河道向彎曲形態發育。曲流河發育過程中，當泥沙輸入速率大于運移速率時河流易向辮狀河和順直河形態發育，泥沙輸人速率與運移速率保持動態平衡時河流易向曲流河形態發育。

3.3高嶺土對于曲流河形態變化的影響

高嶺土能夠有效減少沉積物移動過程中的規模效應，在使用非黏結性細粒砂體代替黏土礦物模擬時會出現網狀形態[43]。前人通過添加黏土礦物來增強河岸抗侵蝕力[44]，從而使得河流發育時主流線能保持彎曲形態。由高嶺土含量實驗組（實驗B和實驗F）結果對比可知，高嶺土粒徑較小，能夠填充河岸沙粒間孔隙從而減小砂體孔隙度并增強河岸抗滲透性。此外，隨著高嶺土含量的增加，河道寬深比隨之減小[34。實驗F中由于缺少高嶺土的河岸孔隙滲透性好，在流水沖刷的剪切力作用下，兩側河岸容易發生坍塌，河道進而不斷擴寬，河岸被侵蝕速率加快，坍塌的沙粒大多堆積在坍塌處附近或者就近分布，阻止河道變彎曲。同時在河底堆積泥沙導致河道變淺，因此實驗F河道的彎曲度小，寬度大，寬深比大（圖7d）。在相同粒徑條件下添加高嶺土的實驗B中，整體供源粒度變細，河岸滲透性較差，但坍塌的沉積物含有高嶺土，能被水流帶走，導致坍塌沉積物和河岸的滲透性逐漸變好，坍塌處會繼續坍塌，凹岸處被不斷侵蝕。河流將沉積物搬運至下一個彎道處的凸岸沉積，減小河道寬度的同時使得河道變得更加彎曲，即保持了較小的寬深比，因此形成的河道彎曲度大，河道窄，寬深比小（圖7d）。實驗A相較于實驗B整體供源粒度增大，滲透性稍好，坍塌砂體呈顆粒狀，恒定流量條件下河道由窄變寬導致流速減緩，沉積物搬運速度減慢，大部分砂體在河道中游處沉積，河道底部抬升，河道寬深比增大（圖7d）。實驗C相較于實驗B整體供源粒度減小，沉積物更容易被搬運，坍塌砂體呈塊狀，滲透性稍差，在凹岸處形成回水渦流，不斷向下侵蝕河床（圖8），彎曲段呈擴張型發育，河道寬深比減小（圖7d）。高嶺土含量的增加導致供源粒度整體減小，進而增強初始河岸的抗滲透性，河流彎曲度隨之增大，河道寬深比減小。

4結論

（1）曲流河發育過程中供源沙粒度的變化對河岸結構和河岸演化具有重要影響。在高嶺土配比和恒定流量大小保持不變的條件下，供源沙粒度越小，坍塌砂體體積越大，凹岸抗侵蝕性越差，坍塌砂粒越容易被搬運，從而無法阻止凹岸被進一步侵蝕，曲流河彎曲度越大。

（2）在供源沙組分配比和碎屑物補給速率保持不變的條件下，流量的變化會對河流流速以及泥沙輸移平衡產生影響，河流流速與作用于河岸的沖擊力關系密切。泥沙輸入速率大于搬運速率，河流易向辮狀河或網狀河形態發育，泥沙輸移保持平衡時或泥沙輸入速率小于搬運速率，河流向曲流河形態轉變。在初始河道寬度一致的條件下，流量越大則河流流速越快，作用在河岸上的沖擊力越強，導致凹岸砂體越容易坍塌，沉積物越容易被搬運至凸岸處點壩附近，進而河流彎曲度越大。

（3）高嶺土能夠加強河岸黏聚力，從而提升了抗滲透強度，保持了主流線的彎曲形態，利于曲流河發育。在恒定流量與供源沙粒度保持不變的條件下，供源組分中添加高嶺土能夠增加初始河岸的抗滲透性，但是砂體中的高嶺土粒徑較小易被水流帶走，導致河岸滲透性會越來越好，凹岸處不斷坍塌，同時沉積物易被搬運至凸岸處堆積，從而使河道彎曲度越來越大，河道寬深比越小。

致謝感謝唐明明老師在本文撰寫過程中提供的指導和幫助，同時也衷心感謝五位審稿專家和編輯部老師對本文提出的寶貴意見。

參考文獻（References）

[1］薛培華．河流點壩相儲層模式概論[M].北京：石油工業出版 社，1991：3-124.[Xue Peihua.An introduction to reservoir modelsof point bar facies[M]. Beijing：Petroleum Industry Press， 1991： 3-124.]

[2]唐武，王英民，趙志剛，等．河型轉化研究進展綜述[J].地質論 評，2016，62（1）：138-152.[TangWu，Wang Yingmin，Zhao Zhigang，et al. Areview of fluvial patern transformation[J]. Geological Review，2016，62（1）： 138-152.]

[3]Depetris PJ，Pasquini A I， LecomteK L.Weathering and the riverine denudation of continents[M].Dordrecht： Springer，2014.

[4]Shao JQ，Yang SY， Li C. Chemical indices （CIA and WIP）as proxies for integrated chemical weathering in China： Inferences fromanalysis of fluvial sediments[J].Sedimentary Geology， 2012，265-266： 110-120.

[5]Macklin MG，Lewin J， Woodward JC. The fluvial record of climate change[J].Philosophical Transactions of the Royal Society A：Mathematical，Physical and Engineering Sciences，2012，370 （1966）： 2143-2172.

[6]Blum MD， Toomey III R S，Valastro Jr S. Fluvial response to Late Quaternary climatic and environmental change，Edwards Plateau，Texas[J].Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1994，108（1/2）：1-21.

[7]Wing S L. Relation of paleovegetation to geometry and cyclicity of some fluvial carbonaceous deposits[J]. Journal of Sedimentary Research，1984，54（1）： 52-66.

[8]Pelletier JD.The linkage between hilslope vegetation changes andLate-Quaternary fluvial-system aggradation in the Mojave Desert revisited[J]. Earth Surface Dynamics Discussions，2014， 2： 181-213.

[9]Kyuka T，Yamaguchi S，Inoue Y，et al. Morphodynamic effects of vegetation life stage on experimental meandering channels[J]. Earth Surface Processes and Landforms，2021，46（7）：1225-1237.

[10]Vittori E，Ventura G. Grain size of fluvial deposits and Late Quaternary climate：Acase study in thePo River valley （Italy）[J]. Geology，1995，23（8）： 735-738.

[11]Allen JP，Fielding CR，Gibling M R，et al.Fluvial response to paleo-equatorial climate fluctuations during the Late Paleozoic ice age[J]. GSA Bulletin，2011，123（7/8）： 1524-1538.

[12］李陽，李雙應，岳書倉，等．勝利油田孤島油區館陶組上段沉

積結構單元[J].地質科學，2002，37（2）：219-230.[LiYang，Li Shuangying，Yue Shucang，et al.Sedimentary architectural elements ofUppermemberof the Guantao Formationin Gudao area，Shengli oilfield[J]. Chinese Journal of Geology，2002，37 （2）： 219-230. ]

[13］何文祥，吳勝和，唐義疆，等．地下點壩砂體內部構型分析：以 孤島油田為例[J].礦物巖石，2005，25（2）：81-86.[HeWenXiang，Wu Shenghe，Tang Yijiang，et al.The architecture analysis of the underground point bar-taking Gudao oilfield as an example[J].Journal of Mineralogy and Petrology，20o5，25（2）： 81-86.]

[14］陳彬滔，于興河，王磊，等．河流相沉積的河型轉換特征與控 制因素及其油氣地質意義：以南蘇丹Melut盆地Ruman地區坳 陷期Jimidi組為例[J].沉積學報，2021，39（2）：424-433.[Chen Bintao，YuXinghe，WangLei， etal.Features and controlling factors of river patern transition in fluvial deposition and its significance for petroleum geology：An insight from the Jimidi Formation in the Ruman area，Melut Basin，South Sudan[J].Acta Sedimentologica Sinica，2021，39（2）： 424-433.]

[15]Pranter M J， Vargas MF， Davis TL. Characterization and 3D reservoir modelling of fluvial sandstones of the Williams Fork Formation，Rulison Field，Piceance Basin， Colorado，USA[J]. Journal of Geophysics and Engineering，2008，5（2）：158-172.

[16]朱筱敏，談明軒，董艷蕾，等．當今沉積學研究熱點討論：第20 屆國際沉積學大會評述[J].沉積學報，2019，37（1）：1-16. [Zhu Xiaomin，Tan Mingxuan，Dong Yanlei，etal.Current hot topics of sedimentology： Comment on the 20^th international sedimentological congress[J].Acta Sedimentologica Sinica，2019，37 （1）： 1-16. ]

[17]馬世忠，孫雨，范廣娟，等．地下曲流河道單砂體內部薄夾層 建筑結構研究方法[J].沉積學報，2008，26（4）：632-639.[Ma Shizhong，Sun Yu，Fan Guangjuan，etal.The method for studyingthin interbed architecture ofburial meanderingchannel sandbody[J].Acta Sedimentologica Sinica，2008，26（4）： 632-639.]

[18］尹燕義，王國娟，祁小明．曲流河點壩儲集層側積體類型研究 [J].石油勘探與開發，1998，25（2）：37-40.[Yin Yanyi，Wang Guojuan，Qi Xiaoming.A study on the lateral accretion body type of the meandering river point bar reservoirs[J].Petroleum Exploration and Development， 1998，25（2）： 37-40.]

[19］易志鳳，張尚鋒，王雅寧，等．差異曲率下的曲流河點壩砂體 定量表征：以黃河源區白河現代沉積為例[J]．巖性油氣藏， 2022，34（1）：34-42.[Yi Zhifeng，Zhang Shangfeng，Wang Yaning，et al.Quantitative characterization of point bar sand bodies in meandering river under different curvatures：A case study of modern deposition of Baihe River in the source area of Yellow River[J].Lithologic Reservoirs，2022，34（1）：34-42.]

[20]Schumm SA. Sinuosity of alluvial rivers on the great plains[J]. GSA Bulletin，1963，74（9）： 1089-1100.

[21]HuG M， Ding R X，LiY B，et al.Role of flood discharge in shaping stream geometry： Analysis of a small modern stream in （1）： 84-95.

[22]李勝利，于興河，姜濤，等．河流辮：曲轉換特點與廢棄河道模 式[J].沉積學報，2017，35（1）：1-9.[Li Shengli，Yu Xinghe， JiangTao，etal.Meander-braided transition featuresand abandoned channel patterns in fluvial environment[J].Acta Sedimentologica Sinica，2017，35（1）： 1-9.]

[23]Aswathy MV， Vijith H， Satheesh R.Factors influencing the sinuosityofPannagonRiver，Kottayam，Kerala，India：Anassessmentusing remote sensingand GIS[J].Environmental Monitoring and Assessment，2008，138（1/2/3）： 173-180.

[24]張昌民，朱銳，趙康，等．從端點走向連續：河流沉積模式研究 進展述評[J].沉積學報，2017，35（5）：926-944.[Zhang Changmin，Zhu Rui， Zhao Kang，et al. From end member to continuum： Review of fluvial facies model research[J]. Acta Sedimentologica Sinica，2017，35（5）： 926-944.]

[25］張昌民，張尚鋒，李少華，等．中國河流沉積學研究20年[J]. 沉積學報，2004，22（2）：183-192.[Zhang Changmin，Zhang Shangfeng，Li Shaohua，etal. Advances in Chinese fluvial sedimentology from 1983 to 2003[J].Acta Sedimentologica Sinica， 2004，22（2）： 183-192.]

[26]Friedkin JF.A laboratory studyof the meandering of alluvial rivers[M].Vicksburg： US Waterways Experiment Station，1945.

[27］尹學良．彎曲性河流形成原因及造床試驗初步研究[J].地理 學報，1965，31（4）：287-303.[Yin Xueliang. Cause on the bend of the river and preliminary study of made bend experiment[J]. Acta Geographica Sinica，1965，31（4）：287-303.]

[28］洪笑天，馬紹嘉，郭慶伍．彎曲河流形成條件的實驗研究[J]. 地理科學，1987，7（1）：35-40，42-43.[HongXiaotian，MaShaojia，Guo Qingwu.An experimental study on the forming conditions of meandering rivers[J].Scientia Geographica Sinica， 1987，7（1）： 35-40，42-43.]

[29]劉忠保，曹耀華，張春生，等．定床變彎度曲流河邊灘的水槽 模擬實驗[J].江漢石油學院學報，1994，16（4）：34-38，45.[Liu Zhongbao， Cao Yaohua， Zhang Chunsheng， et al.Flume simulation about point - bars of variable curve coefficience meadering riverin fixed bed[J].Journal of Jianghan Petroleum Institute， 1994，16（4）： 34-38，45.]

[30]Tal M，Paola C.Effects of vegetation on channel morphodynamics：Results and insights from laboratory experiments[J]. Earth Surface Processes and Landforms，2010，35（9）：1014-1028.

[31]van Dijk W M，van de Lageweg WI， Kleinhans MG.Experimental meandering river with chute cutofs[J]. Journal of Geophysical Research： Earth Surface，2012，117（F3）： F03023.

[32]Schumm S A，Khan HR. Experimental study of channel patterns [J].GSA Bulletin，1972，83（6）： 1755-1770.

[33]Dulal K P， Shimizu Y.Experimental simulation of meandering in clay mixed sediments[J]. Journal of Hydro-Environment Research，2010，4（4）：329-343.

[34]Yoshida K，Miyata Y.High sinuosity meanders in smallflume： Effects of physical properties of bank sediments[J]. Chikei/ Transactions，Japanese Geomorphological Union，2018，39（4）： 363-376.

[35］張憲國，王涵巍，張濤，等．曲流串溝型江心洲形成機制與演 化探討：以現代松花江為例[J].沉積學報，2022，40（5）：1215- 1227.[Zhang Xianguo，Wang Hanwei，Zhang Tao，etal.Mechanism and evolution of ditch-scouring to formmid-channel bar in meandering river：A case study in modern Songhuajiang River [J].Acta Sedimentologica Sinica，2022，40（5）： 1215-1227.]

[36]MillarR G， Quick MC.Stable width and depth of gravel-bed rivers with cohesive banks[J]. Journal of Hydraulic Engineering， 1998， 124（10）： 1005-1013.

[37］趙曉明，馮圣倫，譚程鵬，等．平移型點壩形成機理與沉積特 征[J]．西南石油大學學報（自然科學版），2020，42（4）：22-36. [Zhao Xiaoming，Feng Shenglun，Tan Chengpeng，et al.Formation mechanism and sedimentary characteristics of translational point bars[J].Journal of Southwest Petroleum University（Scienceamp; Technology Edition），2020，42（4）： 22-36.]

[38]Schumm S A. Patterns of alluvial rivers[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences，1985，13：5-27.

[39]ParkerG，ShimizuY，WilkersonGV，etal.Anew framework for modeling the migration of meandering rivers[J]. Earth Surface Processes and Landforms，2011，36（1）： 70-86.

[40]Bridge JS. Fluvial facies models：Recent developments[M]// PosamentierH W，Walker RG. Facies models revisited.Tulsa： SEPM Special Publication，2006.

[41］許炯心.低流量及間歇性斷流條件下黃河下游的河床沉積過 程與形態調整[J].泥砂研究，2002（1）：10-17.[Xu Jiongxin. River sedimentation and channel adjustment of the Lower yellowriveras influenced by low-dischargesand seasonal desiccations[J]. Journal of Sediment Research，20o2（1）：10-17.]

[42]Schumm SA.The fluvial system[M].New York： Wiley，1977.

[43]Dijk WM，van de Lageweg WI， Kleinhans MG.Formation of acohesive floodplain in a dynamic experimental meandering river[J].Earth Surface Processes and Landforms，2013，38（13）： 1550-1565.

[44]Smith C E.Modeling high sinuosity meanders in a smallflume [J].Geomorphology，1998，25（1/2）：19-30.

Abstract：[Objective] River sediments are widely developed innatural strata，and meandering river sediments are an important part.The frequentchannel migration that occurs during the development of meandering rivers results in alarge numberof lateral sedimentarydeposits，complicating the superposition relationshipof sand bodies at any particular deposit site.Theanalysis of factors influencing meandering river morphology is a highly significant aspectof the studyof paleoclimateevolutionand continental weathering intensity，and therefore important in the exploration anddevelopmentofoiland gas reservoirs.In previous research，theinitial conditions necessaryforgenerating ameandering river have been proposed folowing observation of modern river sediments and assessment of the efects of clay mineralcontent，vegetation coverand initial saturationoftheriverbed.However，because in nature thedevelopment of riversediments takes place over very long periods of time，the dynamic sedimentation processcannot bedefinitely determined by field investigation or bytheexamination of outcrop sections.The historyof ameandering river is susceptible to the influence of arange of environmental factors，and supporting quantitative data is usuall lacking. [Methods]In this experimental study，the efects of single factor conditionson channel migration anddam body formation were investigated by flume sedimentation simulation.Thre sets of experiments incorporating diferent particle size，water flowand clay mineralcontent were conducted，using high-precision 3Dlaser scanning to convert the data into aseries of elevation models，enabling quantitative examination of the profile，structure and bed sediment changes.[Results]（1）The particle sizeof the source sand directly affectedthe curvature of the river meanders.For constant claycontent and constant discharge，smalerparticlesizeresulted in the meanders of the riverhaving broader curvature.Also，obvious differences in the structureof the bank collapse were observed fordiferent particle sizes. （2）When the sediment input rateand transport rate were in dynamic equilibrium，the discharge rate affcted he sediment transport balanceand the forceof flow impact on the riverbank caused the riverbank tocontinuously erode and expand outwards，and the channeldeveloped a meandering river form.（3）Theaddition of clay minerals to the river bank materials improved the resistance of the river bank by lowering its permeability.When the source sand grain sizeand flow rate remained unchanged，greater clay mineral content lowered the width-to-depth ratio of the river channel.[Conclusions] This study clarifies the influence of sand grain size，water discharge and clay mineral contenton the morphological properties of ameandering river，and provides quantitative basic data forthe studyof meander evolution.

Key words：meander development process； flume simulation experiment；river morphology；sedimentary characteristics；river bank denudation