УКРАИНА
ООО "ЭКОТЕХНОЛОГИЯ"
УДК 627.141; 627.15: 556.537: 530.152.1.003.12
Крыленко И.В., Дзагания Е.В., Крыленко В.В., Крыленко В.И.
КАЧЕСТВЕННАЯ И КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА УСТОЙЧИВОСТИ РУСЕЛ ГОРНЫХ РЕК
Донецк 2005
Одной из наиболее важных в практическом отношении гидротехнических ха-рактеристик русел рек является их устойчивость - как степень их противодействия размыву. Согласно Н.И.Маккавееву и Р.С.Чалову (1986) [1] понятие "устойчивость русла" применимо для сравнения рек по скорости развития русловых деформаций. Её оценивают как количественную характеристику русловых деформаций (скоро-стью перемещения побочней, перекатов, интенсивностью размыва берегов и т.д.), так и качественными описаниями, опирающимися на зависимость формы русла от сте-пени его подвижности (при прочих равных условиях реки с неустойчивыми руслами характерны делением их на рукава и отсутствием типичных излучин). Есть участки рек, где переформируется только дно, на других преобладают плановые изменения при относительной неизменности дна. Поэтому, надо учитывать устойчивость не только ложа, но и берегов, подвижность которых зависит от прочности коренных по-род, от крупности и цементации отложений, от наличия и состояния растительного покрова и др. Поскольку учет многих факторов практически затруднен, обычно за-дачу оценки устойчивости упрощают, игнорируя влияние берегов и закладывая в ос-нову критериев соотношение между силой лобового давления потока на донную час-тицу и силой её сопротивления сдвигу.
К.Ф.Артамонов [2; 3] предложил следующие основные положения теории ру-словых процессов и устойчивости русел: минимум диссипации (рассеивания) энергии при взаимодействии потока и русла; ограниченность естественных комплексов; дис-кретность и структурность русловых образований; отставание развития русловых форм от изменений в потоке; нелинейность и факторная относительность связей (в частности, и в подсистеме "поток-русло"). Наиболее устойчивыми считают участки русел с минимумом диссипации энергии и минимальными деформациями на таких участках взаимосвязи между уклоном, гладкостью ложа и стоком наносов. Динами-чески устойчивы аллювиальные участки русел там, где русловой процесс определен тремя основными гидроморфологическими факторами: расход воды, крупность на-носов и уклон русла, а при нарушенном или селевом режиме добавляется четвертый фактор - расход донных наносов.
Начиная от В.М.Лохтина [4], разные авторы по-разному классифицировали участки русел по их устойчивости. В.Ф.Талмаза и А.И.Крошкин (1968) [5] отметили, что в условиях горных рек устойчивость скальных и переходных участков русел от-личается от устойчивости аллювиальных: если первые в период паводка подверга-ются незначительной деформации, то вторые при тех же условиях могут изменять как продольные, так и плановые формы. По характеру деформаций на аллювиаль-ных участках они выделили две группы русел:
1) неустойчивые, деформируемые при паводковых расходах на величину, превы-шающую в поперечных сечениях размер диаметра наносов крупных фракций, сла-гающих естественную отмостку русла; при этом изменяются не только поперечные, но и плановые формы;
2) устойчивые: при одних расходах паводка они совсем не деформируются или де-формируются в пределах выступов шероховатости; при других расходах средняя ве-личина размывов и отложений достигает размера частиц отмостки (dОтм) без измене-ния очертаний русла в плане.
Скальные и переходные участки можно считать наиболее устойчивыми, а у се-левых участков (в момент прохождения селя) разграничение "поток и русло" теряет смысл (исключением являются скальные участки, в которых русло и при прохожде-нии селя может сохранить свою прежнюю форму).
В.М.Лохтин [4] первым предложил определять устойчивость русла из отноше-ния сил, сопротивляющихся эрозии, и силы скоростного напора (Ло), отбросив по-стоянные величины и заменив квадрат скорости потока уклоном русла (Jкм):
Ло=d/Jкм, (1)
где d - средний диаметр частиц, слагающих русло, мм;
Jкм - километрический уклон - падение русла в м на 1 км или в %о (поскольку в большинстве случаев Jкм в м на 1 км мало отличается от J в %о).
При Ло=15-20 в русле не возникает сил, достаточных для постоянного влечения наносов по дну; влечение донных наносов отличается периодичностью, заметной только в паводки; при Ло<5 донные наносы транспортируются в течение всего года. В.М.Лохтин отметил, что число Ло не отражает полностью устойчивость русла, так как не учитывает прочность берегов, продолжительность паводков, шуго-ледовые явления и др. Эта ограниченность числа Ло (известного теперь как число Лохтина), особенно заметна на горных реках, где на устойчивых участках русел величина Ло может колебаться в пределах от 2 до 100 и, поэтому, не может в достаточной степени охарактеризовать степень устойчивости речного русла [5]. В строительной практике его обычно называют критерием глубинной устойчивости русла или критерием ус-тойчивости профиля русла. Если его вычислять в среднем для большого участка ре-ки при устойчивых (например, меженных) уровнях и постоянном уклоне водной по-верхности, то он может служить для сравнительной оценки разных рек или участков рек.
М.А.Великанов (1958) [6] дополнил число Ло средней глубиной потока (Н) и ко-эффициентом КПл (КПл=rн/r-1=1,65), учитывающим плотность наносов (rн) и воды (r?), и получил безразмерный показатель Ве:
Ве=КПл*d/?(Н*J), (2)
где d - средний диаметр руслоформирующих наносов; J -уклон дна русла.
Аналогичные соотношения были предложены М.М.Гришиным 1939), И.И.Леви (1948), И.Я.Орловым (1952) и др. авторами. В выражении И.И.Леви (Ле) отсутствует КПл, который считается приближенно постоянным и не влияющим на устойчивость русел рек:
Ле=d/(H*J) (3)
М.М.Гришин (1939) вместо глубины потока Н ввел в свой критерий Гр гидравличе-ский радиус RГид:
Гр=d/(RГид*J) (4)
Для устойчивых участков величина Гр изменяется в пределах от 6,3 до13,8. Новая интерпретация числа Лохтина (Гр), как и прежние, получена из условия гидродина-мической устойчивости отдельных частиц, находящихся на дне русла, и не учитыва-ет пространственной формы русла, прочности берегов, особенности гидрологическо-го режима и, поэтому, может применяться лишь в качестве ориентировочного пока-зателя. На устойчивых участках русел горных рек величина Гр изменяется в широ-ких пределах - от 5 до 95.
Н.А.Ржаницын (1955; 1957), считая, что величина Гр больше подходит для оп-ределения устойчивости донных отложений, чем русла, ввел в нее относительную ве-личину В/Н (где В - ширина русла реки по урезу воды) и получил новую величину (Рж):
Рж = d*В/(Н2*J) (5)
Практическая проверка в условиях горных рек показала, что и показатель Рж недос-таточно полно отражает устойчивость их русел, изменяясь в очень широких пределах - от 30 до 1500.
Помимо показателей, полученных преобразованием числа В.М.Лохтина, были предложены и другие, в которых недостатки показателя Ве восполняли вводом до-полнительных коэффициентов. Например, С.Т.Алтунин [7] в своей гидравлической классификации, наряду с числом Лохтина, использовал параметр русла А (см. фор-мулу (7) и показатель степени m из формулы (6). Он предложил выделять на каждой реке 5 участков: высокогорный, горный, предгорный, среднее и нижнее течение, при-чем каждому участку соответствуют свои численные значения критерия Fr, числа В.М.Лохтина и др. параметров (зависящих от расхода воды, ширины и глубины реки при руслоформирующем расходе воды, продольного уклона и скорости течения), оп-ределяемых по формулам (6)-(8):
Bm/h = K (6)
A = B*J0,2/QФ0,5 (7)
Fr = х*v2/(ghм) 0,5, (8)
где B - ширина реки, м;
h - средняя глубина при руслоформирующем расходе воды, м;
K - переменная величина (К=3 для участков с неразмываемыми и трудноразмы-ваемыми берегами; К=8-12 для участков аллювиальных и устойчивых в плане русел; К=16=20 для участков реки с легкоразмываемыми берегами);
m - показатель степени влияния ширины реки;
A - параметр, характеризующий поперечный профиль русла;
QФ - руслоформирующий расход воды, м3/с;
J - продольный уклон в долях единицы;
v - средняя скорость течения, м/с;
hм - глубина при максимальном расходе воды;
х - коэффициент равномерности распределения скорости по сечению потока.
Для высокогорных участков характерно протекание воды с уклонами русла выше критических. На одном участке может быть два профиля:
а) при размываемом дне и неразмываемых берегах;
б) при размываемом дне и размываемых берегах.
С.В.Избаш [5] объединил в один класс только динамически подобные потоки и ввел понятие обычного числа Фруда (Fr) и равновесного числа Фруда (Frp - для усло-вий русла, находящегося в состоянии равновесия), а показатель устойчивости (коэф-фициент равновесия Кр) выразил их отношением:
Кр=Frp/Fr (9)
При Кр<1 русло размывается, при Кр=1 наступает состояние динамического равнове-сия, при Кр>1 размыв не наблюдается.
Практическое использование коэффициента равновесия Кр затруднено нехват-кой данных о величине равновесных скоростей для определения Frp и Кр.
М.А.Великанов (1958) [6] для предельно активных условий речного потока, ко-гда формирование русла проявляется в наибольшей степени, рекомендовал следую-щие морфометрические зависимости:
Bр*d/H2=const или KУ=(Bр*d)0.5/H=const, (10)
где Вр - ширина русла реки по урезу воды при руслоформирующих расходах,
Н - средняя глубина потока,
d - средний диаметр руслоформирующих наносов; КУ - коэффициент устойчиво-сти.
Как показали исследования на горных реках Киргизии [5], абсолютные значе-ния КУ на устойчивых аллювиальных участках изменяются в небольших пределах - от 2 до 3, что позволяет использование КУ в качестве характеристики устойчивости русла. На неустойчивых участках при размыве русла КУ<2, а при заилении КУ>3.
В.М.Маккавеев [8], введя в знаменатель выражения В.М.Лохтина (см. формулу (1)) глубину потока (h), и заменив километрическое падение уклоном J, выраженным в долях единицы, получил безразмерную величину ЛМак:
ЛМак=d/(h*J) (11)
"Чувствительность" показателя "ЛМак" для большинства рек пониженная, так как глубина потока замедляет интенсивность эрозии и увеличивает неразмывающую скорость потока; большая относительная глубина характерна для устойчивых рек.
К.В.Гришанин (1974) предложил показатель возможной интенсивности дефор-маций (представляющий собой величину, обратную устойчивости), который можно применять для прогнозирования степени изменчивости русла в разные фазы гидро-логического режима. Н.И.Маккавеев (1971) предложил свой вариант модификации числа Лохтина, названной модифицированным коэффициентом (показателем) ста-бильности русла (КСт):
КСт=1000*d/(BМеж*J), (12)
где d - средний поперечник наносов, мм; BМеж - ширина меженного русла, м; J - ук-лон; 1000 - коэффициент, позволяющий получать значения КСт, близкие к числу Лох-тина.
Эти показатели основаны на закономерностях формирования песчаных русел и их применение для валунно-галечных и других русел повышенной шероховатости искажает действительную картину. Влияние шероховатости можно учесть, подставив ускорение силы тяжести и квадрат коэффициента Шези Сш [1]:
КСш=g*d/(B*J*С2) (13)
Русла рек средней водности с перекатами считают устойчивыми при значениях Ло>10 и КСш>20, относительно устойчивыми - при Л=5-10 и КСш=15-20, слабо устой-чивыми - при Ло=2-5 и КСш=6-15, неустойчивыми - при Ло менее 2 и КСш менее 6.
И.Н.Павлов (1994) [9] успешно применил показатель стабильности для оценки устойчивости русел горной части рек Алтая и Крыма. В горной части реки Чарыш (Алтай) значения КСш превышали 40-60 (что на порядок выше, чем для равнинной части Чарыша), понижаясь до КСш=20-45 в межгорных впадинах и расширениях до-лин, где уклоны и крупность наносов уменьшаются, а ширина свободно меандри-рующего или разветвленного русла увеличивается. На примере реки Кача установ-лена очень высокая устойчивость горных русел Крыма, где КСш=34-163, что в не-сколько раз выше, чем на реках Алтая. Местное снижение до КСш=34 связано с пере-ходом порожисто-водопадного (ПВ) русла к руслу с развитыми аллювиальными формами (РАФ), расширением долины, уменьшением крупности наносов и увеличе-нием почти на порядок ширины русла.
С.К.Хакимов (1992) [10] для оценки устойчивости русел горных рек Западного Тянь-Шаня применил сравнение фактических скоростей течения со значениями рас-четных неразмывающих скоростей, определенных по формулам для несвязных грун-тов В.Н.Гончарова, И.И.Леви, В.М.Талмазы, А.М.Латышенкова, Ц.Е.Мирцхулавы, Б.И.Студеничникова для несвязных грунтов. Для определения максимальной пуль-сационной скорости обоснованно принят коэффициент 1,4. Выполненные натурные измерения и экспериментальная проверка показали различную сходимость расчет-ных (по разным формулам) скоростей с фактическими для различных рек.
В "Справочнике" [11] для определения ширины русла В (по урезу воды) и дру-гих параметров устойчивых русел использованы формулы и др. данные С.Т.Алтунина и В.Г.Глушкова:
В=А*Q0,5/J0,2 (14)
или Вm=(К1*НСр), (15)
где НСр=Sж/В - средняя глубина потока при руслоформирующем расходе, м;
Sж - живое сечение, м2;
К1 - коэффициент, равный 3-4 для рек с трудноразмываемыми и неразмываемыми берегами, К1=8-12 - для устойчивых в плане аллювиальных русел, К1=16-20 - для рек с легкоразмываемыми берегами.
Значения параметров А и m приведены ниже в таблице. Там же дана количест-венная оценка критериев устойчивости русел горных рек и классификация устойчи-вых участков рек (по С.Т.Алтунину) для руслоформирующих расходов с обеспечен-ностью Р=3-10% (здесь КСт - коэффициент устойчивости продольного профиля реки; Fr - число Фруда; АРдНрБер - параметр для профиля с размываемым дном и неразмы-ваемыми берегами; АРазБерДн - параметр для профиля с размываемыми берегами и дном; mРдНрБер - показатель степени для профиля с размываемым дном и неразмы-ваемыми берегами; mРдБер - показатель степени для профиля с размываемыми бере-гами и дном).
Таблица
Русло сложено: КСт, Ло Fr АРдНрБер АРазБерДн mРдНрБер mРдБер
Из обломков скал и булыжника 10 1 0,5 0,75 - 1
Из булыжников и гальки; ско-рости течения и уклоны близки к критическим 7 1-0,5 0,75 0,9 1 0,8
Из гальки, гравия, песка (пред-горный участок; выход реки из гор в долину) 6 0,5-0,2 0,9 1 0,8 0,75
Считают, что при соблюдении приведенных в таблице условий могут быть обеспечены устойчивое течение и транзитное транспортирование наносов, предупре-ждены образование пойменных рукавов, размывы берегов и оснований сооружений, обеспечена плановая подача воды в водозаборные сооружения при минимальном за-хвате наносов.
А.Г.Ободовский и И.П.Шуляренко (1999) [12] предложили и апробировали на малых и средних равнинных реках бассейна Днепра показатель оценки устойчивости речных русел, учитывающий форму русел и зрозионные условия в бассейне.
Установлено, что насыщение потока мелкими фракциями существенно повышает его транспортирующую способность (по отношению к донным наносам) и вызывает активное движение галечно-валунного материала [13].
Из формул всех рассмотренных критериев видно, что устойчивость русел зави-сит от скорости течения потока, уклона, морфометрических параметров русла, изме-няющихся не только в течение года, но даже в течение суток; русло и его устойчи-вость также изменяются и в пространств, и во времени. Исходя из этого, нами была выполнена количественная оценка устойчивости различных (по составу аллювия и по морфометрическим характеристикам) русел ряда рек. количественная оценка ус-тойчивости различных (по составу аллювия и по морфометрическим характеристи-кам) русел ряда рек с помощью числа В.М.Лохтина (критерия устойчивости профиля русла) и коэффициента плановой стабильности русла Н.И.Маккавеева. Изменение коэффициента стабильности (КСт) и числа Лохтина (Ло) по длине среднего течения реки Ахангаран и на всем протяжении его притока Карабау-сай (Западный Тянь-Шань) было представлено на графиках. Было установлено, что коэффициент ста-бильности КСт весьма высок - для обеих рек он не опускался ниже 400 ни на одном из обследованных створов, а на отдельных участках с крупным аллювием и относи-тельно узким руслом КСт поднимается выше 1000. На Ахангаране между устьями Нишбаш-сая и Карабау-сая, а также на приустьевом участке Карабау-сая КСт сни-жался до 410-400. На обеих реках практически синхронно с КСт изменяется число Лохтина; расхождение их наблюдалось только на одном начальном участке Карабау-сая. Значения Ло на всем протяжении обследованного (~50км) участка реки Аханга-ран соответствуют условиям устойчивости продольного профиля русел горных и предгорных участков рек (Ло>=10-6). На Карабау-сае, наоборот, на большем протя-жении его 36 км, особенно на верхнем и нижнем участках, значения Ло ниже уровня устойчивости для горных участков русел, сложенных обломками скал, булыжниками и валунами. Пониженную устойчивость продольного профиля участков аллювиаль-ного русла Карабау-сая можно объяснить большой вертикальной составляющей раз-мывающей мощности крутопадающего потока реки (на всем протяжении уклоны лишь на коротких участках опускаются до 19%о).
Значения числа Лохтина для ряда малых рек Западного Тянь-Шаня (Камчик, Кызылча, Ирташ, Наугарзан, Лояк, Каттасай, Дукент), нанесенные на совмещенный график зависимости Ло от длины реки, считая от её истока, показали, что среднеста-тистически эту зависимость можно описать выражением:
Лоi=~0,47*Li, (16)
где Лоi - значение числа Лохтина для i-го створа малой реки на расстоянии Li км от её истока (в диапазоне Li=5-20км).
На большей части протяженнности малых рек значение Ло ниже уровня устой-чивости для горных участков русел, сложенных обломками скал, булыжниками и валунами. Пониженную устойчивость продольного профиля этих рек (как и русла Карабау-сая) можно объяснить большой вертикальной составляющей размывающей мощности крутопадающих потоков.
Для Карпат подобные графики были построены для Стужицы и Говерлы - ма-лых рек, протекающих в противоположных концах главного горного хребта. Зави-симость числа Лохтина и коэффициента стабильности для рек Карпат практически аналогична подобным зависимостям для рек Западного Тянь-Шаня. Изменения КСт вдоль реки вплотную следуют за изменениями Ло; некоторое расхождение наблюда-ется только на начальном участке Стужицы, когда росту числа Ло соответствует не-которое снижение КСт При этом самые низкие значения КСт превышают 200, а на нижнем участке Стужицы возрастают выше 1000, что свидетельствует о высокой ус-тойчивости русел к плановым переформированиям. Число Лохтина, наоборот, почти на всем протяжении от истоков до устья не поднимается до уровня устойчивости продольного профиля, что так же, как и на Западном Тянь-Шане, свидетельствует о большой размывающей способности водных потоков.
Как известно, формирование вогнутого продольного профиля русел горных рек почти регулярно нарушают выходы коренных пород, где на протяжении от несколь-ких метров до нескольких километров образуется врезанное скальное порожистое или скальное лотковое русло. Аллювиальные образования в таких местах редки, ма-лоразвиты и приурочены к изгибам русел, карманам в скальных массивах, нижней части мысов или островов; на большем протяжении скальных участков они практи-чески отсутствуют вследствие транзитного переноса наносов в периоды паводков от очагов питания к зонам аккумуляции. Этим обусловлено широкое распространение частых чередований плесовых и порожисто-водопадных (ПВ) участков и специфиче-ский ступенчатый профиль русел, причем естественное образование перепадов уров-ня (порогов и водопадов на выходах коренных скальных пород, на глыбах и облом-ках скал) в Карпатах на многих малых реках дополнено сотнями заброшенных и по-луразрушенных плотин (высотой до нескольких метров) и многими тысячами искус-ственных бревенчатых ступеней-перепадов с вырезами-лотками для слива воды и прохода рыбы. Выше таких, создающих подпор, "плотин" в межпаводковый период накапливается аллювий и русло выполаживается, а ниже их - под водосливами обра-зуются абразионные водобойные впадины и плесоподобные лощины, в связи с чем сформировалась периодически повторяющаяся ступенчатая структура "порог-плес".
Для малых горных рек Зап. Тянь-Шаня (как и Укр Карпат) характерно резкое преобладание (до 80% и более от общей длины всех рек) участков с порожисто-водопадными (ПВ) врезанными руслами, развитие которых в основном обусловлено геолого-геоморфологическими факторами на всей горной территории (за исключени-ем днищ межгорных котловин). В большинстве своем русла малых рек являются от-носительно прямолинейными (в основном на участках истоков и нижнего течения) или вынужденно извилистыми (в местах выходов прочных пород, завалов, селевых, лавинных и речных выносов). Большая часть русел малых горных рек устойчивы, поскольку они сформированы в днищах глубоко врезанных V-образных долин, где весьма ограничены как вертикальные, так и горизонтальные деформации. Пони-женная устойчивость характерна для отдельных коротких участков русел в межгор-ных котловинах, сформированных в легкоразмываемых отложениях (они составля-ют несколько процентов от общей длины малых горных рек).
В Украинских Карпатах русла малых рек состоят в основном (71% от общей длины малых горных рек региона) из ПВ валунно-глыбовых русел. Скальные участ-ки встречаются почти во всем диапазоне высот выше ~400-500м и на ~200-300м ниже водораздельной линии горных хребтов. Подавляющее большинство малых рек ре-гиона имеют врезанные или адаптированные русла и лишь около 5% составляют широкопойменные русла. Еще меньше (в пределах 2-5% для разных бассейнов) раз-ветвленных русел малых горных рек. В большинстве своем русла малых рек явля-ются относительно прямолинейными (в основном на участках истоков и нижнего те-чения) или слабо извилистыми (чаще всего - вынужденно - в местах выходов проч-ных пород, селевых, лавинных и речных выносов). Большая часть русел малых гор-ных рек устойчивы, поскольку они сформированы в днищах глубоко врезанных V-образных долин, где весьма ограничены как вертикальные, так и горизонтальные деформации. Пониженная устойчивость характерна для отдельных коротких участ-ков русел, сформированных в легкоразмываемых отложениях в межгорных котло-винах (они составляют несколько % от общей длины малых горных рек).
По характеру деформаций на аллювиальных участках выделены две группы ру-сел: 1) неустойчивые, деформируемые при паводковых расходах на величину, пре-вышающую в поперечных сечениях размер диаметра наносов крупных фракций, слагающих естественную отмостку русла; при этом изменяются не только попереч-ные, но и плановые формы; 2) устойчивые: при одних расходах паводка они совсем не деформируются или деформируются в пределах выступов шероховатости; при других средняя величина размывов и отложений достигает размера dОтмостки без из-менения очертаний русла в плане. Динамически устойчивы аллювиальные участки русел там, где русловой процесс определен тремя основными гидроморфологически-ми факторами: расход воды, крупность наносов и уклон русла, а при нарушенном или селевом режиме добавляется четвертый фактор - расход донных наносов.
Скальные и переходные участки можно считать наиболее устойчивыми, а у се-левых участков (в момент прохождения селя) разграничение "поток и русло" теряет смысл (исключением являются скальные участки, в которых русло и при прохожде-нии селя может сохранить свою прежнюю форму). Состав и распространенность на-носов, слагающих значительные участки речных русел и образующих основные фор-мы их рельефа, определяет условия взаимодействия потока и русла на отдельных участках и на всем протяжении реки в целом, в интегральной форме определяет раз-витие русловых деформаций, позволяет судить об устойчивости русла, характере, возможной скорости и масштабах его переформирования.
В разрушении горных пород, слагающих ложе и берега реки, участвуют различ-ные процессы: эрозионные (линейная и площадная эрозия), абразионные (в основном механическая абразия и реже - химическая и термическая абразия), гидрохимиче-ские, биохимические, биотические; процессы выветривания и денудации. Рассмотрим некоторые из них.
1. Абразия (от латинского abrasio - соскребывание) - разрушение пород, сла-гающих дно и берег, механическим способом, в основном за счет абразивного истира-ния (шлифовки дна русла водотока твердыми обломками, переносимыми водой) и бомбардировки горной породы обломками этой же или другой породы, а также под действием гидравлического удара водного потока, мгновенной компрессии и деком-прессии воздуха в трещинах пород в результате воздействия мощных потоков (как и при волновом прибое). Ход абразии в очень большой мере зависит от степени подат-ливости (или от прочности и устойчивости) размыву горных пород, слагающих ложе реки и ее берега. О.К.Леонтьев (1961) предложил разделить все породы по степени их сопротивляемости абразии на пять классов [14] (в скобках - скорость абразии, м/год: клиф/бенч):
I Прочные скальные кристаллические, прочные метаморфические и осадочные породы (известняки, граниты и некоторые гнейсы) (до 0,01/до 0,001).
II Изверженные метаморфизованные, метаморфические, сцементированные осадочные и эффузивные породы (гнейсы, серпентиниты, сланцы, андезиты, туфо-базальты и др.) (до 0,2/до 0,01).
III Выветрелые, слабопрочные осадочные и эффузивные породы (сильно вы-ветренные кристаллические породы, мергели, глинистые и мергелистые известняки, аргиллиты, песчаники и туфы) (до 5-8/до 0,05).
IV Полускальные и глинистые, некоторые слабо сцементированные осадочные породы (песчаники, конгломераты, глины, суглинки) (до 5-8/до 0,05).
V Рыхлые несцементированные отложения (пески, супеси, слабоуплотненные суглинки, лёсс, галечники, несцементированные гравелиты) (до 15-20/до 0,1).
Эту классификацию П.А.Каплин с соавт. [15] дополнили еще тремя классами:
VI осадочные несцементированные породы, представляющие собой смесь отно-сительно мелких фракций и очень грубых обломков (например, моренный суглинок, материал конусов выноса в горных районах);
VII хорошо растворяющиееся породы или породы, сильно обогащенные хоро-шо растворимыми компонентами; наиболее типичны химически чистые известняки, галит (каменная соль), гипсы, сильно загипсованные или сильно засоленные глини-стые и суглинистые породы;
VIII многолетнемерзлые осадочные породы и лед.
Механизм абразионного воздействия волн и потоков на породы, слагающие рус-ло и берега, весьма разнообразен. Н.В.Есиным с соавт. (1980) [16] было показано, что в абразионном процессе существенную роль играет кавитация - явление разрыва жидкости в некоторых областях потока, где скорости движения воды достигают мак-симальных критических значений. При разрыве в жидкости образуются кавитаци-онные полости в виде пузырей или пузырьков, заполненных парами воды, воздухом или растворенными в воде газами. При разрыве кавитационных полостей возникает мощное ударное давление, которое прямо зависит от величины радиуса кавитацион-ной полости. Разрушение породы, слагающей берега, в очень большой мере опреде-ляется также мгновенной компрессией и декомпрессией воздуха в микротрещинах в породе при ударе потока, причем пик давления может в несколько раз превышать среднюю силу гидравлического давления при этом ударе. Этот пик и создает огром-ную компрессию в трещинах, в результате чего происходит расширение трещин, об-разование новых и разрушение породы. Заметную роль играет гидравлический удар потока, но для пород I-IV классов она невелика, так как пределы прочности этих по-род значительно выше тех давлений, которые достигаются при ударе (до 0,7 МПа, то-гда как предел прочности известняков и гранитов в 10-15 раз больше).
Значительно эффективнее действует бомбардировка твердыми частицами - об-ломками горных пород (особенно в сливах речных порогов и водопадов, выбиваю-щих абразионные "котлы"); важную роль играет также истирание поверхности ложа реки обломками. Г.А.Сафьянов (1973) [15] определил толщину слоя породы (от 0,3 до 0,14 мм), отделяемого от поверхности породы при ударе с критической скоростью движения бомбардирующего обломка, и объем удаляемого при этом материала для различных пород - от 0,1 до 0,02 мм3.
Для абразивного воздействия важна величина обломков, которыми бомбарди-руются или истираются поверхности дна и берега. Гигантские глыбы или валуны не могут эффективно перемещаться, и их абразивное воздействие практически равно нулю. Очень мелкие частицы также не только не производят разрушения, но и сами не окатываются. По этому признаку предельные размеры частиц, которые практиче-ски не создают абразивного эффекта, составляют до 0,26-0,56 мм. Интенсивность ис-тирания дна русла пропорциональна квадрату скорости потока, массе и крупности взве-шенных и влекомых наносов. Поэтому, насыщение потока мелкими и средними фракциями наносов существенно повышает его абразивную способность, а увеличение уклона русла по-вышает энергию и абразивную активность потока. Особенно усиливает абразию наличие наиболее твердых и плотных фракций наносов (например, кварца во многих реках, аль-мандина в реках бассейна р.Туапсе [17]), которые сами мало истираются и переносятся ре-ками на большие расстояния. Уже давно для всех горных стран установлена общая за-кономерность уменьшения крупности аллювия вниз по течению, выраженная для горных рек более отчетливо, чем для равнинных. Это объяснимо как истиранием частиц при их перемещении, так и гидравлической сортировкой при уменьшении уклонов русла и скорости течения реки от истоков к устью. Штельсер (1965) [18] вы-делил 3 группы причин, обусловливающих уменьшение размера частиц наносов: влияние гидродинамических изменений (разделение, сортировка); механическая об-работка (уменьшение размера частиц по стадиям - раздробление, выветривание); по-степенное уменьшение размеров частиц (износ, истирание). Д.Саймонс и К.Миллер (1962) установили, что диаметр частиц наносов изменяется по длине реки по экспо-ненциальному закону [18]:
DL=DНач*exp(-Ки*L), (17)
где DL - диаметр частицы на расстоянии L (км) от начала ее движения; DНач - началь-ный диаметр частицы; Ки - коэффициент истирания, определяемый свойствами гор-ной породы.
А.Гейм [18] определил значения коэффициента истирания частиц Ки для от-дельных пород по длине пути (L2), по прохождении которого ее размер уменьшается вдвое. Ниже приведены значения L2 (км) и Ки (в скобках) для отдельных горных по-род: кварц 150 (0,0033) гранит, гипс - 100-150 (0,006-0.0033), доломит - 60 (0,0083), из-вестняк - 50 (0,01), мергелистый известняк 30 (0,0167).
2. Собственно эрозия (от латинского еrоsio - разьедание) - разрушение горных пород текучими водами путем механического размыва и химического растворения (коррозия). Гидрохимические характеристики могут оказывать некоторое влияние на масштабы и интенсивность разрушения горных пород, слагающих русло реки, раз-личными путями.
а). Непосредственным разрушением вследствие химического взаимодействия (химическая эрозия); её скорость зависит от состава пород, слагающих береговые склоны и русло, от свойств воды, от температуры среды и от гидродинамического режима. По уменьшению степени растворимости намечается последовательный ряд горных пород: галит, гипс, известняк, доломит. Химическая эрозия наиболее распро-странена на берегах, сложенных известняками и др. карбонатными горными порода-ми. На скорость химической эрозии влияет температура среды, в связи с тем, что хо-лодная вода способна растворять большее количество СО2 и, благодаря этому, более агрессивна по отношению к известнякам. Однако скорость выщелачивания карбона-тов определяется также скоростью реакции образования бикарбонатов (при повыше-нии температуры на 20°С количество растворенной углекислоты сокращается вдвое, но скорость химической реакции образования бикарбоната возрастает вчетверо, что ускоряет в этих условиях химическую эрозию по сравнению с условиями холодных вод). Чаще всего формы химической эрозии развиты на берегах, сложенных извест-няками, что в первую очередь обусловлено широким распространением самих из-вестняков. На поверхности известняков возникают различные формы выщелачива-ния (со скоростью 0,5- 5мм в год) в виде борозд по трещинам или выемок по наиболее податливым участкам породы. Там, где скорость механической абразии превышает эти величины, сохранение форм химической абразии невозможно [15].
б). Сжигание ископаемых топлив и переработка сернистых руд (что сопровожда-ется выделением оксидов азота и серы, которые преобразуются в атмосфере в силь-ные кислоты), привело к заметному повышению кислотности атмосферных осадков и воды реки [19; 20]. В наших условиях весьма затруднительно вычислить долю вклада химической эрозии в разрушение русел и берегов, но можно полагать, что она как минимум на 1-2 порядка меньше доли вклада механической абразии.
в) Биотические факторы (в основном - растительность) могут оказывать заметное влияние на масштабы и интенсивность разрушения русел и берегов. Из всех видов рас-тительного покрова наибольшая водоохранная и регулирующая роль в жизни малых рек принадлежит лесу. Лес, влияя на степень снегозадержания, снеготаяния и на водоотдачу от ливней, а также на скорость стекания воды по поверхности водосбора, тем самым влияет на водный режим реки, снижает максимумы паводков, увеличивает их продолжительность, спо-собствует переводу части поверхностного стока в подземный, защищает почвы и грунты от эрозии, а реки - от разрушения берегов. В горных реках водоросли, моллюски и др. орга-низмы практически не создают защитного обрастания поверхностей русла. предпочи-тают поселяться в тех местах, где нет перемещения влекомых наносов и где практи-чески не протекают процессы механической абразии горных пород ни в целике, ни в массе наносов. В наших условиях весьма затруднительно вычислить долю вклада биотических факторов в разрушение берегов, но можно полагать, что она певелика и как минимум на 1-2 порядка меньше доли вклада абразионных процессов.
3. Процессы выветривания и денудации коренных горных пород
Руслообразующие наносы малых горных рек и временных водотоков (в основном - глыбы, валуны, галька, а в качестве их наполнителя - более мелкие фракции) формируются за счет поступления по склонам гор обломочного материала, образующегося в основном за счет раз-рушения коренных пород, а также за счет поступления в русла других отложений. Наиболее сильная раздробленность горных пород (а, следовательно, и их предрасположенность к разрушению) бывает в зонах региональных разломов.
Выветривание (процесс механического разрушения и химического изменения горных пород и минералов) протекает под влиянием различных факторов, в зависи-мости от состава и строения горных пород, характера рельефа, особенностей климата и растительности; природные условия определяют также его интенсивность, скорость и масштабы. Один из результатов выветривания - образование полидисперсных час-тиц, которые в конце концов могут стать наносами. Процессами денудации (сносом и пе-реносом гравитацией (под действием силы тяжести), водой, ветром, снегом, льдом и др.) про-дукты разрушения горных пород удаляются от места образования и переносятся в понижен-ные участки местности, в том числе и в реки.
Скальные горные породы по-разному подвержены процессам выветривания (в зави-симости от их возраста, водно-физических свойств, содержания мелкозема и др.). Наиболее сильные изменения в минералогическом составе испытывают магматические и метаморфи-зованные породы; у осадочных пород эти изменения менее значительны. При выветривании пород важное значение имеют содержащиеся в их составе малоустойчивые минералы и размеры кристаллов. Крупнокристаллические интрузивные породы разрушаются быстрее, чем мелкокристаллические или аморфные эффузивные породы. Скорость денудации (мм/год) составляет: гнейсы - 5; граниты крупнозернистые - 3-4; граниты мелкозернистые -0,1; мраморы - 1,7; сланцы кристаллические - 6-10; аргиллиты - 12-14; известняки - 21 [21]. Размеры и формы обломков зависят от петрографического состава пород и размеров отдельностей в массиве. При выветривании мергели распадаются на плоскую ще-бенку, глинистые сланцы образуют тонкие пластинки и плитки. Форма обломков песчаников зависит от состава ихнего цемента; песчаники с глинисто-известковым цементом рассыпаются до состояния песка. У подошвы склонов, сложенных кварци-тами, скапливаются крупные глыбы, размеры и форма которых зависят от характе-ра трещиноватости, а при дальнейшем разрушении образуется остроугольный ще-бень. Порфиры (характеризующиеся вертикальной трещиноватостью) распадаются на глыбы и обломки параллелепипедоидальной формы. Граниты вначале распада-ются по трещинам на отдельные глыбы, затем на щебень и дресву. Габбро и диабазы дают обломки сравнительно мелких размеров.
По податливости смыву породы относят к трем группам: 1) устойчивые (интрузивные породы; эффузивные породы в прослаивании с осадочными; известняки, глинистые сланцы, песчаники, алевриты, сланцы девонского возраста); 2) предрасположенные к разрушению породы: песчано-глинистые, песчано-конгломератные и некоторые виды песчаников; 3) лег-ко разрушающиеся и легко смываемые; этот тип объединяет породы четвертичной свиты и представлены одной группой: песчано-глинистыми породами, галечниками, лессами и лессо-видными суглинками.
Особенности твердого стока рек Украинских Карпат, Северо-Западного Кавказа и Западного Тянь-Шаня во многом обусловлены условиями выветривания горных пород, и, прежде всего, флишевой формации, породы которой отличаются селективным выветриванием; особенно хорошо выветриваются аргиллиты, глинистые песчаники и рассланцованные мергели, представляя собой среду для мощных очагов селеобразования; при этом мергельный материал образует в основном каменно-грязевые или грязекаменные сели, в то время как известняки дают в большей степени водно-каменные потоки [22].
Формирование состава наносов является результатом деятельности реки и ее притоков, а также эндогенных и экзогенных процессов в её водосборном бассейне. В неоднородных (как по крупности, так и по петрографическому составу) русловых отложениях в результате вымывания мелких фракций образуются донные отложения (самоотмостка), крупность слагающих их частиц превышает критические размеры, то есть, эти частицы могут только перемещаться по дну русла в виде слоя, но не уносятся в поток. Частицы донных наносов перекрывают находящиеся ниже более мелкие фракции и защищают их от размыва, повышая устойчивость русла. Во время паводков усилившиеся потоки воды приводят в движение частицы, слагающие отмостку, что снижает устойчивость русла и вызывает его размыв. Некоторую роль играет эффект абляции - подмывание неподвижных глыб с потерей их устойчивости и смещением, приводящим в движение более мелкие фракции донных наносов, защищаемые этой глыбой.
Выводы
Устойчивость русел является одной из наиболее важных в практическом отно-шении гидротехнических характеристик рек, как степень их противодействия раз-мыву. Она тем больше, чем меньше скорость течения (а, следовательно, меньше раз-мывающая способность потока) и чем больше сопротивляемость русла размыву, оп-ределяемая прочностью коренных пород, крупностью и связанностью наносов, сла-гающих или формирующих дно и берега, закрепляющим влиянием растительности на берегах, искусственными защитными мероприятиями и т.п.
На горных реках устойчивость русел определяется, прежде всего, прочностны-ми и др. свойствами горных пород, слагающих ложе и берега реки (то есть, пассив-ными факторами), но зависит и от ряда других (как активных, так и пассивных) факторов; от скорости течения потока, уклона, морфометрических параметров рус-ла, причем даже на одном участке русла гидравлические элементы (расход, скорость, уклон) изменяются не только в течение года (от половодья и паводков к межени и наоборот), но даже в течение суток (особенно в высоких горах). Русло также находит-ся в состоянии постоянной перестройки, в связи с чем, его устойчивость тоже может изменяться и в пространств, и во времени.
Устойчивости русел рек оценивают как количественную характеристику ру-словых деформаций (скоростью перемещения побочней, перекатов, интенсивностью размыва берегов и т.д.), так и качественными описаниями, опирающимися на зави-симость формы русла от степени его подвижности (при прочих равных условиях ре-ки с неустойчивыми руслами характерны делением их на рукава и отсутствием ти-пичных излучин).
В принципе для ориентировочной сравнительной количественной оценки ус-тойчивости различных (по составу аллювия и по морфометрическим характеристи-кам) русел горных рек могут быть применены совместно число Лохтина (как крите-рия устойчивости профиля русла) и коэффициент стабильности русла Н.И.Маккавеева (обычный или модифицированный - как показатели плановой ста-бильности русла); может быть полезным сравнение скоростей течения при русло-формирующих расходах воды с расчетными критическими (размывающими) значе-ниями скоростей.
Для определения ширины русла (по урезу воды) и других параметров устойчи-вых русел при проектировании инженерной подготовки застраиваемых территорий используют формулы и др. данные С.Т.Алтунина и В.Г.Глушкова; считается, что при соблюдении приведенных ими условий могут быть обеспечены устойчивое течение и транзитное транспортирование наносов, предупреждены образование пойменных ру-кавов, размывы берегов и оснований сооружений, обеспечена плановая подача воды в водозаборные сооружения при минимальном захвате наносов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Маккавеев Н.И, Чалов Р.С. Русловые процессы. -М.: МГУ ,1986. -264с.
2. Артамонов К.Ф. Регулирование сооружений при водозаборе на реках в предгорных районах. -Фрунзе: Издат. АН Кирг.ССР, 1963. -344с.
3. Артамонов К.Ф. Устойчивость русел горных рек. Стабилизация русловых форм и течений на участках горного водозабора //Тез. докл. 5 Всесоюз. гидрологич. сьезда. -Л.: Гидрометеоиздат, 1983, -с.42-44.
4. Лохтин В.М. О механизме речного русла. -Казань, 1885. -76с.
5. Талмаза В.Ф., Крошкин А.Н. Гидроморфометрические характеристики горных рек. -Фрунзе: Кыргызстан, 1968. -204с.
6. Великанов М.А. Русловые процессы. -М.: Госфизматгиз, 1968. -395с.
7. Алтунин С.Т. Регулирование русел. -М.: Сельхозиздат, 1962. -352с.
8. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. -М.: МГУ, 1955. -347с.
9. Павлов И.Н. Сравнительный анализ русловых процессов рек различной водо-носности в горно-предгорно-равнинных регионах и их антропогенная изменен-ность (на примере рек Крыма и Алтая). -Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук, -М.: МГУ, 1994. -21с.
10. Хакимов С.К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня. Авто-реф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. -М.: МГУ, 1992. -25с.
11. Справочник по проектированию инженерной подготовки застраиваемых терри-торий.-Киев: Будiвельник, 1983. -192с.
12. Ободовський О.Г., Шуляренко _.П. Сучасн_ п_дходи до визначення ст_йкост_ р_чкових русел //Мел_орац_я _ водне господарство: М_жв_домчий тематич. наук. зб. -Київ, 1999. -Вип. 86. - с.105-112.
13. Кузнецов К.Л. Русловые процессы горных рек Заилийского Ала-Тау и зоны БАМ. Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук, -М.: МГУ, 1987. -21с.
14. Леонтьев О.К. Основы геоморфологии морских берегов -М.: Изд. геогр. лит., 1961.
15. Каплин П.А., Леонтьев О.К., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега. -М.: Мысль, 1991. -480с.
16. Есин Н.В., Савин М.Т., Жиляев А.П. Абразионный процесс на морском берегу. -Гидрометеоиздат, 1980. -283с.
17. Черновол В. П. Проявление Юрского вулканизма в Туапсинском районе //Краевед Черноморья. 2002-2003, №4-5. -с.90-91.
18. Ибад-заде Юсуф Али Кулу Оглы Наносный режим рек. -М.: Стройиздат, 1989. -323с.
19. Шатилов И.С., Замараев А.С., Чаповская Г.В. Химический состав атмосферных осадков и поверхностно стекаемых вод //Вестн. сель.-хоз. науки. -М., 1979. -№ 6. -с.11-17.; 1990. -№ 5. -с.40-42.
20. Заиков Г.Е., Маслов С.А., Рубайло В.Л. Кислотные дожди и окружающая среда. -М.: Химия, 1991. -144с.
21. Будз М.Д., Тржщинский Ю.Б. О скорости выветривания горных пород//Инженерная геология Прибайкалья. -М.: Наука, 1968. -с.90-94.
22. Геоэкология шельфа и берегов морей России (под ред. Н.А.Айбулатова). -М.: Ноо-сфера, 2001. -428с.