Компания Гидрострой >> Интересное о гидротехнике >> Н.Н. Назаров Часть 1

 

РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И МОРФОЛИТОГЕНЕЗ ЛОЖА ВОДОХРАНИЛИЩ

 

Часть  2


Определяются место и роль эрозионных и аккумулятивных процессов в формировании ложа крупных равнинных водохранилищ. Представлены последние данные о темпах и закономерностях осадконакопления в искусственных водоемах. В особую группу процессов морфолитогенеза в их глубоководных частях выделены псевдорусловые процессы.

Среди всего разнообразия аквальных геосистем – однородных по своим гидрологическим или морфометрическим параметрам частей водохранилищ – наиболее изученными с гидролого-геоморфологических позиций являются участки русла с переменным подпором, а в пределах части водоема, характеризующейся постоянным подпором, – прибрежная зона. Усилиями прежде всего геоморфологов проведено выделение областей с различными типами морфолитогенеза – преимущественно флювиальным, преимущественно волновым и переходным [22, 23]. В этих и некоторых других работах (например, [5]) достаточно подробно рассмотрены процессы формирования подводных элементов берегового склона, а также особенности транзита и накопления береговых наносов.

Менее успешно изучение последствий развития абразионно- и эрозионно-аккумулятивных процессов в составе морфолитогенеза ложа водоемов проводилось в глубоководной зоне. Среди сравнительно небольшого перечня таких исследований следует отметить результаты изучения темпов осадконакопления [4, 21] и выделение аквальных геосистем [18]. Тем не менее, как показало время, они не устраняют дефицита знаний о темпах и направленности «строительства» подводного рельефа в наиболее слабо изученных элементах ложа водохранилищ – затопленных руслах рек, включая и устьевые участки их крупнейших притоков.

Традиционно объектами пристального внимания со стороны гидрологов и геоморфологов [2, 15] являлись и до сих пор являются самые верхние (русловые) участки водохранилищ. В силу практической направленности большей части таких исследований результаты их изучения всегда занимали важное место в русловой тематике и были востребованы заинтересованными ведомствами и органами управления. С использованием данных натурных наблюдений за формированием русел в зоне переменного подпора водоемов России и республик бывшего Советского Союза, осуществляемых в рамках различных научных исследований и мониторинга за судовой обстановкой, были выявлены и сформулированы общие закономерности развития эрозионно-аккумулятивных процессов на этих участках водохранилищ. Их знание и учет обеспечили решение многих практических задач, связанных с организацией и поддержанием водных путей, строительством переходов, водозаборов и др.

Фактически неизученными сегодня остаются эрозионно-аккумулятивные процессы, развивающиеся в старых руслах на участках водоемов, расположенных ниже зоны переменного подпора. Для выявления масштабов распространения этих процессов, по-видимому, целесообразно рассмотреть особенности их проявления, начиная с самого верхнего участка водоемов – зоны переменного подпора. Зона переменного подпора, достигая в некоторых водоемах 50–70 % от всей их длины, является наиболее подверженной русловым преобразованиям частью любого крупного равнинного водохранилища. Наряду с заилением русла, увеличивающимся в направлении от верхнего участка зоны к нижнему, при временном исчезновении подпора и перехода части водохранилища в состояние реки начинаются деформации русла. По имеющимся данным [15] в результате увеличения уклонов водной поверхности на 70–90 % от бытовых значений (при формировании кривой гидравлического  спада) происходит углубление русла с выносом рыхлого материала в нижние части водохранилищ [1, 6]. Наблюдения за формированием русла в зоне переменного подпора Камского водохранилища показали, что кроме глубинной здесь достаточно активно протекает и боковая эрозия. На камском и вишерском участках водоема смещение пойменной бровки в отдельные годы может достигать 2–3 м и более [20].

Максимальные темпы и объемы аккумуляции наносов в русловых частях водохранилищ обычно наблюдаются в период половодья (при сработанном за маловодный период водохранилище), когда в них наблюдается «речной» режим. На спаде половодья подпор распространяется на наибольшее расстояние от плотины, и в верхней части зоны переменного подпора происходит интенсивное накопление наносов. Ежегодный средний слой аккумуляции в  зоне переменного подпора Новосибирского и Цымлянского водохранилищ составляет 5,0–7,0 см [3], на Братском 2,2–5,0 см [8]. На отдельных перекатах р. Камы, находящейся в условиях подпора, эти накопления за навигационный период достигают 1,5 м [7].

По мнению Н.И. Маккавеева [13], к русловому типу относятся потоки, глубина, ширина и скорость течения которых настолько значительны, что основными динамическими факторами, определяющими главные закономерности их эрозионно-аккумулятивной деятельности, являются силы, возникающие при постоянном движении воды. По нашему мнению, с учетом данного положения необходимо рассматривать особенности флювиального морфолитогенеза и на участках водоемов, расположенных по течению ниже зоны переменного подпора.

Наиболее сильный выброс влекомых наносов в затопленное русло реки происходит в ранневесенний период, когда уровень водохранилища еще находится на относительно низких отметках, но уже наблюдается увеличение расходов, связанное с вступлением реки в фазу половодья. В этот период наносы транспортируются и откладываются в русле реки в полном соответствии с физической сущностью эрозионно-аккумулятивных процессов: длина пути осаждения или остановки движения частиц пропорциональна скорости течения и обратно пропорциональна гидравлической крупности наносов.

Специальные исследования скоростного режима проточных течений, проведенные в акваториях ряда водохранилищ (Камское, Рыбинское Новосибирское и др.), показали: сгущение линий тока струй руслового течения, возникающего в условиях подпора, происходит строго над наиболее глубокими частями водоемов, которым соответствуют старые затопленные русла рек [11, 16, 23].

Как показывают исследования, в пределах бровок затопленных русел водохранилищ получили развитие русловые процессы особого вида. Подобная трактовка руслового режима, формирующегося не в русле в его традиционном понимании, а в толще водных масс, в которых над затопленными бровками русловой формы наблюдаются градиенты скоростей по контакту «русловых» и «внерусловых» водных масс, не противоречит его сущности поскольку «… как бы ни были малы скорости потока, он всегда переносит твердые вещества, если не в виде взвесей и перекатываемых по дну частиц, то в виде каллойдов и растворов <…> поток всегда способен эродировать ложе; если скорости течения не достаточны для отрыва частиц, то последние постепенно измельчаются под влиянием растворения» [14. С. 53].

Изучение скоростного режима стоковых течений в зоне постоянного подпора показало, что они могут осуществлять транзит не только взвешенных частиц, но и влекомых наносов. В затопленных руслах водохранилищ даже среднемесячные скорости течения (0,30–0,70 м/с) в период половодья [10, 23] превышают предельные скорости потока, начиная с которых может осуществляться перекатывание или сальтация мелких песков и перемещение в виде взвеси алевритов [9]. В годы с аномальными значениями скорости течений (в 1,5–2,0 раза выше средних), повторяющимися раз в 5–10 лет, по-видимому, размыв русловой ложбины является постоянным атрибутом морфолитогенеза данной части ложа водоема.

Немаловажную роль в развитии русловых процессов в условиях контакта речного русла с водными массами водохранилища (или при резком изменении его морфометрических характеристик) играют плотностные придонные течения. Расслоение потока на более плотный, холодный, насыщенный наносами, и более «чистый», теплый слои дает импульс для дополнительной концентрации придонных водных масс и распространение их вниз по течению на значительные расстояния [12]. В процессе осаждения плотность нижнего слоя воды может возрастать до такой степени, что расположенные несколько выше потоки других слоев плотной воды скользят поверх этого слоя [24].

Картирование донных отложений на Цымлянском водохранилище показало, что аккумуляция и трансседиментация влекомых наносов р. Дон распространяется в затопленных русле и пойме примерно на 30% акватории зоны постоянного подпора (центральная часть акватории). Аналогичное распределение отложений аллювиального генезиса, говорящее об активном развитии руслового процесса в этой зоне, установлено и на Воткинском водохранилище. В 10–15 км ниже по течению от г. Осы (граница нижнего и среднего районов водохранилища) вторичные отложения в русле представлены заиленными песками, постепенно переходящими в опесчаненные илы.  Границей качественных изменений течения морфолитогенеза в затопленном русле и прирусловых (пойменно-террасовых) элементах ложа водохранилищ может считаться участок тотального распространения практически однородных по своему составу иловых отложений. Здесь они впервые сначала относительно тонким, а ниже по течению все более толстым слоем перекрывают ложбину русла реки и пойму. Причин подавления активности русловых процессов (подавление активности не означает их прекращения) несколько. Основными из них следует считать достижение стоковыми течениями низких скоростей, не обеспечивающих возможность дальнейшего транзита влекомых наносов, и второе – активное вовлечение в процесс седиментации отложений берегового комплекса, поступающих в акваторию в результате экзогенной переработки берегового склона [17]. Следует также учитывать увеличение глинистости разрезов у более высоких генераций террасового комплекса, выходящих на уровень абразионной подрезки в центральном и приплотинном районах у большинства водоемов. Здесь перестают оказывать значимое влияние на характер моделировки донного рельефа ложа водоема даже крупные притоки. Распространение влекомых наносов, как правило, ограничивается устьевыми частями в вершинах заливов и обычно не выходит за пределы их акваторий. Все другие более мелкие водотоки откладывают крупные наносы в пределах берегового склона главной реки, участвуя в формировании береговых аккумулятивных или прислоненных к подводному береговому склону террас. Взвешенные наносы притоков выносятся в акватории основных плесов водохранилищ и участвуют в морфолитогенезе глубоководной зоны. Важной особенностью осадконакопления в ложе водохранилищ за счет взвешенных наносов является четкая зависимость темпов (скорости) процесса от глубины водоема в конкретной точке. Сегодня уже установлены предельные глубины, на которых происходит накопление иловых отложений в плесовых частях камских водохранилищ (в заливах они «приподняты» на 2–3 м). На Камском водохранилище, начиная с глубины 10–11 м, а на Воткинском – с 5–6 м и глубже, взвесь, осевшая на дно в периоды слабого или полного отсутствия волнения при минимальных скоростях течений не удаляется в полном объеме (весной и осенью при низком стоянии уровней). Начиная с этих пороговых значений глубин, мощность вторичных отложений находится в прямой зависимости от особенностей донного рельефа. Наблюдаются две основные закономерности осадконакопления:

1) на плоских поверхностях затопленных пойм или надпойменных террас происходит уменьшение мощности иловых отложений на положительных формах микрорельефа (прирусловых валах, дюнах и т.д.) и увеличение – в отрицательных (старичных ложбинах, междюнных понижениях, прорезях и т.д.); 2) формирование повышенной мощности иловых отложений в затопленном русле по сравнению с более высокими внерусловыми элементами донной поверхности ложа водоема (рис. 1).

 

Часть  2