-- На главную

-- Русловые процессы

А.Н. Кондратьев
Относительная транспортирующая способность и другие руслоформирующие факторы

2004

Содержание

4.    Руслоформирующие факторы

В этой главе будет сделан краткий обзор руслоформирующих факторов. Целью является определение того, какое влияние каждый фактор оказывает непосредственно на деформации русла, а какое – опосредованно через влияние на других руслоформирующие факторы. Это поможет выделить главные, непосредственные факторы и дополнительные.

Придерживаясь доказательства основной гипотезы, выдвигаемой в настоящей работе, будет обращаться внимание на то, какие факторы и каким образом влияют на транспортирующую способность потока, поступление наносов и на соотношение между этими руслоформирующими факторами.

Определить же границы, где начинается и где кончается влияние транспортирующей способности потока и поступления наносов в реку, а также и других факторов на формирование русел невозможно, ибо они являются сутью этого процесса, и с ними связан весь процесс образования и развития речных русел, и только в одних районах и условиях его роль вырисовывается выпукло, в других же затушёвывается, и там более ярко проявляется влияние других факторов.

4.1.  Обзор основных руслоформирующих факторов, выделенных разными исследователями

Н.Е. Кондратьев (1985) отметил, что «факторы, определяющие русловой процесс  неоднородны». Среди них можно выделить основные, формирующие непосредственно форму русла, и косвенные, влияющие на степень проявления этих основных факторов.

В.М. Лохтин (1897) выделил следующие основные факторы, определяющие развитие реки: «Всякая река, если рассматривать её не на отдельных лишь пунктах, а во всём целом, образуется сочетанием трёх основных, друг от друга не зависящих элементов, а именно: 1) многоводности, определяемой атмосферными и почвенными условиями выпадения осадков на речную область и стока их в реку из притоков; 2) ската или крутизны, обусловленной рельефом пересекаемой рекой местности и 3) большей или меньшей размываемости, или устойчивости, ложа реки, соответствующей свойствам прорезываемых её течением слоёв земли».

Е.В. Болдаков и О.В. Андреев (1956, с. 136) конкретизируют эти понятия, сводя их к измеряемым величинам: «Характер (тип) и интенсивность руслового процесса каждого конкретного водотока, т.е. механизм и скорость изменения русловых форм определяются тремя основными факторами: а) водностью потока (расходом воды); б) уклоном водотока (общим скатом речной долины), определяющим величину единственной движущей силы руслового потока – составляющей силы тяжести; в) характером грунтов, слагающих русло, т.е. размером грунтовых частиц, сопротивляемостью грунта размыву».

На что И.В. Попов (1969, с. 53) возражает: «Расход воды, уклон водной поверхности и крупность грунтов дна, принимаемые в качестве основных факторов руслообразования, могут характеризовать только самые общие особенности руслового процесса, т.е. установить лишь общий тип русла в крупных градациях. Они являются макропризнаками руслового процесса. Для суждения об особенностях русловых деформаций на коротких участках или отдельных русловых форм в пределах каждого типа русла эти факторы недостаточны».

М.А. Великанов (1955), наоборот, расширяет подход В.М. Лохтина: «Если в этом положении несколько расширить первый пункт, включив в него кроме осадков и другие климатические факторы (влажность, температуру, ветер и пр.), то мы придём к самому общему выражению зависимости реки от трёх полностью определяющих её факторов: климата, рельефа и геологического строения».

И.В. Попов (1956, с. 55) предлагает включить в главные руслоформирующие факторы характеристики твёрдого стока: а) ограничивающие условия в виде особенностей геологического строения долины или следов прошлой деятельности реки, б) неравномерность в распределении по длине реки твёрдого стока, обусловленная как особенностями поступления наносов с площади водосбора, так и непосредственно руслоформирующей деятельностью потока.

Н.Е. Кондратьев (1985, с. 8) объясняет это таким образом: «В макроформах обнаруживается способность реки к саморегулированию, т.е. способность путём внутренней спонтанной морфологической перестройки приспосабливаться к пропуску твёрдого материала, поступающего в реку с поверхности водосбора и из верховых звеньев речной сети. Эта особенность руслового процесса позволяет отнести к числу независимых факторов руслообразования наряду с совокупностью характеристик жидкого стока и совокупность характеристик твёрдого стока». Эта формулировка хотя и включает в себя совокупность характеристик твёрдого стока, но не делает акцент на поступлении наносов с водосбора.

В развитие взглядов о руслоформирующих факторах большой вклад сделал Н.И. Маккавеев (1955). Он обратил внимание на особую роль элементов геоморфологического строения долины – сужений и расширений, а также продольного профиля в эрозионно-аккумулятивных процессах в русле. Степень проявления руслоформирующих факторов связано с зональностью. Р.С. Чалов выявил приуроченность руслоформирующих расходов воды определённой обеспеченности к выделенным им регионам (1979). На определяющую роль в формировании реки комплекса гидрографических, гидрологических и морфологических характеристик указал Н.А. Ржаницын (1985).

Анализ большого количества исходных данных позволил авторам работы (Stivens M.A. et al, 1975) сделать вывод, что морфометрия русел и пойм определяется гидрологическим режимом рек в целом, т.е. не только абсолютными значениями максимальных расходов воды и их повторяемостью, но и превышением их над средними величинами, последовательностью паводков, расходом наносов, степенью зарастания русла и поймы и другими факторами.

 Н.А. Михайлова и Н.С. Шарашкина (1970) считают, что русловой процесс – явление геофизическое. В натурных условиях он определяется рядом факторов, учесть которые полностью не всегда удаётся. Обычно есть сведения лишь о некоторых средних характеристиках. Поэтому на графиках, полученных по натурным данным и характеризующих зависимости между параметрами русла и потока, всегда имеется большой разброс точек.

Руслоформирующие факторы изучали многие исследователи, вклад которых будет в самой малой степени отмечен в этой главе.

Показателями русловых факторов являются изменения типов русловых процессов, наблюдаемые по длине реки или на одном участке во времени. А.Н. Бутаков (1986, с. 24) отмечает:  «Первоначальные деформации дна обычно совпадают с воздействием какого-либо внешнего фактора (высота коренного берега, изменение конфигурации долины, деление русла на рукава)».

Пример изменения типа русловых процессов по длине реки: «Участок реки с незавершенным меандрированием – типом руслового процесса, характерным для рек с сильно затапливаемыми и относительно легкоразмываемыми поймами – имеет протяженность около 300 км, начинаясь в 60 км выше г. Барнаула и кончаясь у г. Камня-на-Оби, где долина стесняется отрогами Салаирского кряжа. Выше этого участка на протяжении 200 км развит другой тип руслового процесса – осередковый, или русловая многорукавность, постепенно переходящая в незавершенное меандрирование» (Кулемина Н.М., 1973, с. 4).

Или, например, изменение во времени – резкое увеличение поступления наносов в поток с «Белых гор» при постоянном расходе воды и примерно одинаковом уклоне долины в этом районе (1,2-1,3 ‰) привело к изменению типа руслового процесса (меандрирование – русловая многорукавность). Кроме того, увеличение зимних расходов воды в результате регулирования стока Зейской ГЭС привело к уменьшению срока существования дноуглубительных прорезей и более высокого уровня размыва Белых гор (Вильчик В.М., 1989).

4.2.  Флювиальные руслоформирующие факторы

Формы руслового рельефа часто называют формами флювиального рельефа, тем самым подчеркивая главный фактор – течение воды. Разнообразные характеристики течения воды на разных структурных (системных) уровнях – от микропульсаций и характеристик турбулентности до формы гидрографа и нормы стока – рассматривают все исследователи русловых деформаций. 

Влияние текущей воды является не только главным, но и единственным фактором, упоминаемым при формулировке термина «русловой процесс» в гидроморфологической теории русловых процессов ГГИ, например, в книге И.В Попова (1965, с. 31) – «Русловой процесс выражается в непрерывных видоизменениях морфологического строения речного русла, происходящих под действием текущей воды».

Поэтому сначала рассмотрим влияние флювиальных факторов.

4.2.1.     Турбулентность

Турбулентность, с одной стороны, является наиболее просто наблюдаемым явлением речного потока и, с другой стороны, менее понятным по сравнению с другими процессами, имеющими место в реке. Есть широкий спектр гипотез, которые связывают образование большого диапазона русловых форм с турбулентностью – от макроформ до ультрамикроформ и движения отдельных песчинок.

Согласно Т. Карману и Дж. Тейлору (Хинце И.О., 1963) «турбулентность – это неупорядоченное движение, возникающее в жидкостях и газах».

Исследование турбулентности в связи с русловыми процессами было даже узаконено на IV гидрологическом съезде. По словам Д.И. Гринвальда, одной из центральных задач, поставленных IV Всесоюзным гидрологическим съездом перед русловиками страны, была задача: «…усилить работы по исследованию турбулентности с русловыми морфологическими образованиями» (Гринвальд Д.И. и др., 1988, с. 22).

Механизм руслового процесса не может быть хорошо понят без рассмотрения турбулентных возмущений потока. Именно благодаря турбулентности осуществляется динамическое воздействие потока на его подвижные границы, при этом основную роль играет крупномасштабная турбулентность. Она определяет структуру руслового процесса и тесно связана с формой русла (Гринвальд Д.И., 1974, с. 151).

Следуя системному подходу, турбулентность может быть ответственна только за формирование руслового рельефа, но не типов русловых процессов.

4.2.1.1.          История исследования

В исследованиях природы турбулентности и её структуры предпринимаются разные подходы с использованием моментов связи гидродинамических полей (А.А. Фридман, Л.В. Келлер, 1924), принципов локальной изотропии (А.Н. Колмогоров, 1941) и каскадного механизма передачи энергии турбулентности (А.М. Обухов, 1941), гипотезы странных аттракторов (Д. Рюэль, Ф. Танкенс, 1981), понятия фракталей (Б, Мандельброт, 1981), с предложением о раздельном рассмотрении проекций вектров скорости на каждую координатную ось: с положительным и отрицательным знаком (Г.А. Гачичиладзе, 1985).

Развитие статистических подходов к исследованию турбулентности началось с работы О. Рейнольдса (Проблемы турб…, 1936). Статистическая теория турбулентности изучает актуальные скорости и актуальное давление, но представляет эти величины (как это было предложено О. Рейнольдсом (1895)) в виде осреднённых значений и пульсационных отклонений. В наиболее полном объёме статистическая теория турбулентности изложена в монографиях А.С. Монина и А.М. Яглома (1965), И.О. Хинце (1963), А.А. Таунсенда (1959).

Основным средством анализа в статистической теории турбулентности являются временные, пространственные и пространственно-временные корреляционые функции и спектральные функции, выражающие плотность распределения энергии турбулентности по частотам пульсаций.

Анализ энергетических спектров пульсаций послужил основой для формирования современных представлений (предложенных Л. Ричардсоном и затем развитых А.Н. Колмогоровым (1941) и А.М. Обуховым (1941) об энергетическом механизме турбулентности, существо которог заключается в передаче энергии от движений более крупного масштаба (и, соответственно, меньшей частоты) движениям другого, меньшего масштаба (и, соответственно, большей частоты).

В 20-х годах благодаря работам Д. Тейлора, Л. Прандтля, В. Шмидта, Т. Кармана появились так называемые полуэмпирические теории турбулентности, в основу которых заложены различные гипотезы замыкания уравнений. Полуэмпирические теории турбулентности, обогащаемые новыми предложениями, продолжают развиваться и в настоящее время. В их числе наиболее распространённой является так называемая b-ε-модель, содержащая два уравнения переноса: для энергии турбулентности b и для скорости диссипации энергии ε. В работах У.Фроста, Т. Моулдена (1980), Дж. Ламли (1984), Е.Матье, Д. Жанделя (1984), В. Роди (1984) предлагаются различные модификации этой модели.

М.А. Лаврентьев и Б.В. Шабат (1965) предложили вихревую гипотезу турбулентности, позволяющую объяснить турбулентное перемешивание путём перемещения в текучей среде кольцевых вихрей и снижения гидродинамических сопротивлений при обтекании турбулентным потоком удобообтекаемых тел с движущейся границей. В последнем случае удалось установить, что затрачиваемая при ламинарном обтекании таких тел мощность меньше мощности, потребляемой потоком при аналогичном обтекании плоской пластины сравнимых размеров. Для исследования этих вихрей применяется гипотеза с разделением течений на потенциальное и вихревое (Б.В. Шабат, 1969).

В США в 60-х годах было экспериментально найдено, что выбросы заторможенной жидкости от дна в толщу потока вносят основной вклад в генерацию энергии турбулентности. В СССР исследования этих явлений выполнено под руководством С.С. Кутателадзе (Гольдштик М.А., Кутателадзе С.С., 1969). Их теоретического объяснения до сих пор нет (Гришанин К.В., Гринвальд Д.И., 1986, с. 11).

Исследования турбулентности безотносительно к русловым процессам проводили Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. (1954); Бэтчелор Дж.К. (1955); Линь Цзя-цзяо (1958); Таунсенд А.А. (1959); Шлихтинг Г.  (1962); Хинце И.О. (1963); Монин А.С., Яглом А.М. (1965); Татарский В.И., (1967); Лойцянский Л.Г. (1970) и др.

Применительно к русловым потокам и в более компактном виде основы статистической теории турбулентности приведены в монографиях Е.М. Минского (1952), М.А. Великанова (1958), К.В. Гришанина (1969, 1979), Д.И. Гринвальда и В.И. Никоры (1988); применительно к гидросооружениям – в монографии В.М. Лятхера (1968).

Другие аспекты изучения влияния турбулентности на русловые процессы исследовали В.Н. Гончаров (1954), М.А. Великанов (1958), К.В. Гришанин (1961, 1969, 1979), В.М. Маккавеев (1952), Н.Е. Кондратьев (1964), А.В. Караушев (1960), Н.С. Знаменская (1963), Т. Теодорсен (1955), А.А. Таунсенд (1959), В.С. Лапшенков (1979) и др.

Турбулентность русловых потоков исследовали А.А. Саткевич, Н.М. Бернадский, В.М Маккавеев. Теоретическими (Великанов М.А., 1958; Гришанин К.В., 1969) и лабораторными (Минский Е.М., 1952; Михайлова Н.А., 1966; Б.А. Фидман, 1972) исследованиями установлено, что отрыв частиц от дна, перенос твёрдых частиц, их осаждение, образование донных гряд обусловлено главным образом турбулентным характером руслового потока. Важное экспериментальное подтверждение этой концепции дали лабораторные опыты А.Б. Клавена.

Итоги широко известных отечественных исследователей М.А. Великанова, Е.М. Минского, А.В. Караушева, Б.А. Фидмана, Н.А. Михайловой. Н.С. Шарашкиной, С.С. Чугунова и зарубежных (Мотцфельда, Рейхарта) существенно дополнены данными экспериментальных исследований И.К. Никитина (1955-1959 гг.) и А.Б. Клавена (1996), использующих скользящую съёмку.

«Следящая» или «скользящая» фото- и киносъемка, когда регистрирующая аппаратура перемещается вдоль потока со скоростью, близкой к её среднему значению, впервые была применена Никурадзе в 20-х годах XX века при изучении структуры течения в приповерхностном слое потока. Экспериментальные исследования турбулентности водных потоков посредством фото- и киносъёмки начаты в Советском Союзе в 50-е годы прошлого века по инициативе М.А. Великанова. Они проводились Е.М. Минским и Б.А. Фидманом (1948; Фидман Б.А., 1950) при участии К.К. Орлова, а также Н.П. Зреловым (1949 и др.) и Н.А. Михайловой (1952), позднее работы в этом направлении велись И.К. Никитиным (1963), М.В. Печенкиным (1964 и др.), В.В. Орловым (1966). За границей аналогичные исследования были начаты Калинске и Робертсоном (Kalinske А.А., Robertson J.M., 1941), а в применении к потоку газа – Таунендом (Townend H.C.H., 1934). Большой вклад в исследование турбулентности внёс А.Б. Клавен (1996).

Такой экспериментальный материал, дополненный визуальными наблюдениями на реках и в лабораториях, привёл к обобщённому образу структуры крупномасштабной турбулентности.

4.2.1.2.          Системные уровни, на которых проявляется руслоформирующая роль турбулентности

В настоящее время фактически на всех системных уровнях, связанных с проявлениями русловых процессов, проводятся исследования по выявлению связи с турбулентностью. Иногда это оправдывается тем, что сама турбулентность имеет несколько иерархических уровней.

Турбулентность считают причиной движения частиц наносов. В.С. Боровков (1989, с. 36) утверждает, что стало общепризнанным считать турбулентность руслового потока важнейшим фактором, определяющим внутренний механизм руслового процесса, связанный с взвешиванием и перемещением зёрен донного грунта и наносов, поступающих в водоток с водосборной площади.

Турбулентность считается ответственной за движение полей мутности. На крутом повороте русла р. Поломети В.А. Виноградов обнаружил интенсивный размыв плёса и вогнутого берега там, где замеренные средние скорости были близки к нулю. Здесь, в плёсовой ложбине возникали кратковременные, неустойчивые, но весьма мощные водовороты. Пульсирующие скорости взмучивали поток, и наносы во взвешенном состоянии выносились за границы плёса в результате диффузионного обмена (Кондратьев Н.Е., 1985).

С параметрами турбулентности водных потоков связываются размывающие скорости. Г.В. Железняков и др. (1969) изучили кинематическую структура потока и влияние пульсаций скорости течения на его размывающую способность. Установлено, что в условиях неравномерного движений воды и нестационарных русловых деформаций средняя скорость перестаёт быть характеристикой размывающей способности потока. При этих условиях решающую роль играет турбулентная структура потока, которая характеризуется параметром интенсивности турбулентности и относительной характеристикой масштаба турбулентности (число Струхаля)  (Гринвальд Д.И., 1974, с. 151).

А.И. Лосиевский (1934) отмечает, что увеличение интенсивности пульсаций вызывает увеличение расхода донных наносов и существенно влияет на мутность потока. Интенсивность пульсаций продольной скорости – уже входит, явно или неявно, в ряд современных формул неразмывающей скорости и расхода наносов (Гришанин К.В., Гринвальд Д.И., 1986, с. 11).

Турбулентность считается причиной образования донных гряд. Серьёзное экспериментальное исследование с применением скоростной киносъёмки влияния грядовой формы дна на характеристики турбулентности безнапорных водных потоком проведено В.С. Кнорозом (1965). Были получены и исследованы статистические характеристики грядового рельефа дна и параметры турбулентности в зоне гряды (В.И. Никора). В.С. Кнороз (1965) отмечает, что грядовая форма русла приводит к общему повышению уровня интенсивности продольных пульсаций скорости на всём протяжении потока, причём в пределах водоворотной области это возрастание достигает особенно высоких значений.   Ю.М. Корчоха (1969) описывает турбулентные образования, возникающие в подвальях гряд и периодически появляющиеся на свободной поверхности. Исходя из предпосылки, что размеры вихрей соизмеримы с глубиной потока, Д.И. Гринвальд (1974) установил прямо пропорциональную зависимость длины гряд от глубины потока и предлагает соответствующую расчётную формулу.

Б.С. Штейнман (1968), наблюдая за изменением  размеров песчаных гряд вдоль струи р. Куры, установил, что на приморском участке реки имеются гряды длиной около 40 м, на поверхности которых располагаются вторичные гряды длиной 2,0 м. По мере удаления от устья в море донные гряды, уменьшаясь по длине, становятся в то же время более крутыми. В 500 м от устья отмечены гряды длиной всего лишь около 0,5 м. Сопоставляя размеры песчаных гряд с длиной крупномасштабных турбулентных образований, Б.С. Штейнман приходит к выводу об их полном соответствии.

Широкий спектр натурных и теоретических исследования связи иерархического строения грядового дна и разномасштабных пульсаций турбулентного потока наносов произвёл А.Ю. Сидорчук (1992).

Турбулентность связывается также и с русловыми развевлениями. В работе В.Н. Михайлова (1971) отмечено, что динамическая ось потока в узлах разветвления весьма неустойчива. Её перемещение поперёк русла вызывает пульсацию расходов воды и наносов и их перераспределение по рукавам. Период таких пульсаций может быть различен – от нескольких минут до нескольких часов. В этих наблюдениях можно видеть подтверждение гипотез о роли крупномасштабных возмущений порядка ширины потока в русловых процессах (и, в частности, в перераспределении наносов), имеющих место в узле разветвления (Гринвальд Д.И., 1974, с. 151).

В экспериментальных потоках структуры с периодом порядка 10-15 мин получены Н.А. Михайловой и И.П. Харченко (1976), О.П. Петросяном (1983). Д.И. Гринвальдом и В.Н. Никорой (1988) описаны многочисленные примеры низкочастотных пульсаций скоростей. В.В. Коваленко (1984) теоретически и экспериментально доказал, что низкочастотные биения скоростей присущи русловому потоку в области кривых спада его свободной поверхности.

Из рассмотренных примеров связи параметров турбулентности и русловых форм разных системных уровней можно сделать вывод, что турбулентность является главной причиной формирования русел. Однако при таком утверждении стоит найти ответ на вопрос, чем обуславливается формирование разных типов русел при одинаково неупорядоченной турбулентности. Скорее всего, турбулентность отвечает за формирование русловых форм низкого системного уровня – ультрамикроформ и микроформ. Корреляции параметров турбулентности с параметрами русловых форм на других системных уровнях, возможно, не являются доказательством того, что турбулентность является причиной формы русла, а не наоборот, или что они оба являются следствиями другой единой причины.

4.2.2.     Ход уровней, расходов (гидрограф)

В соответствии с принципом географической определённости морфологии русел рек,  обоснованным работами Н.И. Маккавеева (1955) и Р.С. Чалова (1979; Эрозионные процессы…, 1984) и выделенными М.И. Львовичем (1971) и П.С. Кузиным и В.И. Бабкиным (1979) типами рек по водному режиму следует признать, что вид гидрографа реки является одним из определяющих руслоформирующим фактором.

Большую роль в руслоформировании играют половодные расходы воды: «Решающим фактором в формировании речного русла и его перекатов на подавляющем большинстве рек Европейской части Союза ССР является весеннее половодье. Летние и осенние паводки имеют на этих реках второстепенное значение» (Маккавеев Н.И, Советов В.С., 2003, с. 180-181). «Основные черты русла определяются во время паводка, а меженые расходы в основном сглаживают формы» (Михайлова Н.А., Шарашкина Н.С., 1970, с. 17).

При сложных гидрографах стока на одном и том же участке реки может существовать одновременно несколько типов макроформ, особенно в тех случаях, когда смена водного режима не приводит к коренной перестройке русла, и оставшиеся от предыдущей фазы русловые образования оказываются реликтовыми, т.е. сохранившимися и в последующую фазу. Так, например, на р. Селенге наряду с многорукавностью русла в отдельных рукавах оказываются развитыми подвижные формы скопления наносов (мезоформы) (Барышников Н.Б., Попов И.В., 1988, с. 277).

Транспортирующая способность потока возрастает пропорционально второй-третьей степени расхода воды. Вследствие этого среднегодовое количество твёрдого материала, переносимого речным потоком, при прочих равных условиях тем больше, чем неравномернее сток. Отсюда – большое значение половодий в формировании русла и поймы (Маккавеев Н.И., 2003а, с. 240).

На спаде половодья скорости течения резко уменьшаются, а перемещение наносов, а вместе с тем и трансформация руслового рельефа уменьшается. Прямая зависимость расхода наносов от «резкости» паводков была установлена А.В. Мандычем (1966). Быстрый спад паводка вызывает резкое снижение транспортирующей способности потока и, как следствие, беспорядочное накопление аллювиального материала, особенно в сужениях долины. В межень русловой рельеф, образованный крупным аллювиальным материалом, не переформируется. Особенности транспортировки наносов на реке Киренга приводят к тому, что формы руслового рельефа, образованные в половодье, со снижением скорости на спаде паводка и в межень не переформировываются, сохраняясь без изменений до следующего половодья (Белый Б.В. и др., 1979, с. 131-133).

Увеличение зимних расходов воды при регулировании стока по сравнению с естественными условиями (например, на Нижней Катуни – в 2-3 раза) может привести к занесению судоходных прорезей разрабатываемых в предледоставный период и к увеличению объёмов дноуглубительных работ (Антроповский В.И., 1996, с. 47). После зарегулирования стока водохранилищем меняется характер деформаций речного русла. Это происходит прежде всего потому, что из-за выравнивания расходов воды по периодам года формирующим становится повышенный меженый расход воды высокой повторяемости (Серебряков А.В., 1970, с. 48).

Иногда приходится сталкиваться с утверждениями, что на лабораторной микрореке нет необходимости строго задавать те или иные характеристики, поскольку в натурных условиях они меняются обычно в широких пределах. Особенно часто подобные утверждения касаются паводочных расходов, их продолжительности и общей формы гидрографа. Такая точка зрения может привести только к снижению точности полученных данных, а следовательно, и к увеличению разброса экспериментальных точек. Если возникает необходимость изменения в процессе опыта какого-то параметра (например, характеристик паводка), то совершенно необходимо задать закон такого изменения (Михайлова Н.А., Шарашкина Н.С., 1970, с. 16).

В лаборатории был проведён такой опыт: в русло, сформированное постоянным расходом воды, такой же среднесуточный расход воды стал подаваться в виде попусков, с максимальным расходом воды, превышающим минимальный в десять раз (Маккавеев Н.И., 1957). В результате ширина русла возросла в среднем на 10%, а максимальная глубина в живых сечениях уменьшилась в среднем на 17%, при этом средняя глубина живых сечений уменьшилась всего на 1,5 %, т.е. глубины по ширине живого сечения стали более равномерными, и русло по форме сечения стало приближаться к каналу. Одновременно ухудшился судовой ход на большинстве перекатов в средней и нижней частях зоны неустановившегося режима; местами появились осерёдки, раздвоившие судовой ход, глубины на гребнях перекатов уменьшились на 15-35% (Маккавеев Н.И., 1957, с. 30).

Противоположная точка зрения доказывается в книге И.Л. Розовского, Е.В. Еременко и Б.А. Базилевича (1967), что русло, сформированное при некотором эквивалентном расходе, имеет те же характеристики, что и русло, сформированное при чередовании соответствующих паводочных и меженных расходов (Михайлова Н.А., Шарашкина Н.С., 1970, с. 17).

Вводя понятие эквивалентного руслоформирующего расхода, Н.А. Ржаницын (1960) определяет его как постоянный во времени расход воды, способный производить такие же русловые переформирования, как и естественный поток при переменном расходе, но с одинаковой направленностью руслового процесса. Н.И. Маккавеев (1955) предложил использовать понятие «эквивалентный расход», под которым он понимает «… расход воды, работа которого по транспортированию наносов в среднегодовом разрезе равна сумме работ фактических расходов воды». 

4.2.3.     Руслоформирующий расход

4.2.3.1.          Определения

Для всякого участка русла имеются свои определённые уровни и расходы, при которых происходят наиболее интенсивные деформации ложа и берегов. Те расходы (и уровни), при которых разрабатываются основные очертания рельефа русла, называются формирующими расходами (уровнями). Влияние того или иного уровня на формирование рельефа русла определяется не только величиной расхода и уклона, но и продолжительностью стояния данного уровня (Маккавеев Н.И, Советов В.С., 2003, с. 191).

В методах установления и в самой трактовке понятия руслоформирующих расходов воды до сих пор имеется много дискуссионного, что требует дальнейших исследований. В гидротехнической практике в качестве основного, имеющего наибольшее значение для формирования рельефа речного русла, ранее часто принимался расход воды, соответствующий уровню её выхода из бровок берегов. В частности, именно так определял его В.Г. Глушков (Маккавеев Н.И., 1955). Также вычисляют его и зарубежные исследователи, например, Леопольд и Вольман (Leopold L.B., Wolman M.G., 1957), Дьюри (Dury G.H, 1960) и др. (Попов И.В, 1964, с. 42-43).

Людин (1932) определяет этот расход как расход воды, работа которого по транспортированию наносов эквивалентна в среднем годовом разрезе сумме работ всех фактически наблюдавшихся расходов воды (Маккавеев Н.И., 1955). Имеются и другие предложения по определению этого расхода. Так, Н.С. Лелявский считал, что основные формы рельефа дна русла создаются не в половодье, а в межень. По Н.С. Лелявскому, половодье только разрушает созданные за предшествующую межень формы русла, а последующая межень их восстанавливает (Маккавеев Н.И., 1955). Шаффернак (1938) предлагал рассчитывать «руслоформирующий» расход воды как расход, соответствующий максимуму влекущей силы потока, определяемой как произведение его глубины на уклон свободной поверхности. По вычислениям Шаффернака, максимум влекущей силы приходится на расход, обеспеченный 7,5 дней в году, т.е. близкий к максимальному (Маккавеев Н.И., 1955).

Наиболее разработанными и логически обоснованными представляются предложения Ф. Шаффернака (1938), Н.И. Маккавеева (1955), Р.С. Чалова (1979), И.Ф. Карасева (Карасев И.Ф. и др., 1982), базирующиеся на пропорциональности деформаций русла расходу наносов (или некоторому комплексу характеристик, отражающему сток наносов).

Оценка гидрологической составляющей руслового режима рек проводится по количеству, величине, обеспеченности и соотношению с уровнем руслоформирующих расходов Q_ф, определяемых, в соответствии с методикой Н.И. Маккавеева (1955), по максимумам функции

Q_ф=max[f(dQ^mPI)],

где Q_ф – руслоформирующий расход воды; Q – средняя величина расхода воды в пределах интервалов, на которые разбивается весь диапазон расходов в данном створе; Р – вероятность расходов каждого интервала; m – параметр, равный 2 у песчаных рек и 3 у галечно-валунных; d – коэффициент, учитывающий кинематический эффект и зависящий от ширины разлива реки (d=1 до выхода воды на пойму, d=0,9-0,5 при ширине затопленной поймы, соответственно, В_п<2В и В_п>10В; В – ширина русла).

В тех случаях, когда величины наблюдаются до выхода воды на пойму, руслам присущи плавные формы, соответствующие конфигурации пойменных берегов. На меандрирующих реках развиваются крутые, медленно деформируемые излучины, часто петлеобразной формы (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984, с. 112).

4.2.3.2.          Примеры влияния руслоформирующего расхода и уровня на образование разных типов русловых процессов

На тех реках, где величина среднего интервала наблюдается при уровнях ниже отметок прирусловых отмелей (Кулой, Яренга, Пеза, Вага, Устья), русла их свободно меандрируют, образуя петлеобразные излучины (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984, с. 114).

Прорванные излучины встречаются только на тех реках, на которых Q_ф проходит при затопленной пойме (Чалов Р.С., Штанкова Н.Н., 2003, с. 204). На Вилюе, где проходят руслоформирующие расходы Q_ф двух интервалов, верхнему из них соответствуют пойменные протоки и излучины русла, второму (среднему) – побочни с развитыми побочневыми протоками и осерёдки (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984, с. 122).

В южной зоне Западной Сибири, где руслоформирующие расходы проходят до выхода воды на пойму, реки имеют только русловую многорукавность (верхняя и средняя Обь, нижняя Бия, нижняя Томь) или меандрирующее русло с крутыми, часто петелеобразными излучинами (Иртыш, Тобол, Ишим, Тара, Парабель, Чая) (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984 с. 120).

Наличие одного или двух интервалов руслоформирующих расходов Q_ф в пределах пойменных бровок обусловливает образование серии вложенных русловых форм, которые развиваются в разные фазы гидрологического режима. На реках с одним интервалом Q_ф побочни обычно причленены к берегам и малоподвижны, а при наличии только среднего интервала – отделяются от них протоками, имея вид осерёдков, быстро перемещающихся по реке, что обычно способствует развитию русловой многорукавности. (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984, с. 112.)

Наиболее полно формы русла представлены на равнинных широкопойменных реках. Чем меньше устойчивость русла, тем в большей мере сказывается в морфологии русла влияние руслоформирующих расходов Q_ф, количество которых обусловливает иерархию вложенных друг в друга форм русла, развивающихся в разные фазы гидрологического режима (Чалов Р.С., 1997).

Разнообразие естественных факторов русловых процессов, определяющих главные различия в развитии русел и русловых деформаций в разных условиях, проявляется в степени сложности иерархии русловых форм и условий переформирования каждой её составляющей. Чем меньше устойчивость русла, больше сток наносов и сложнее гидрологический режим реки, тем возможнее развитие вложенных друг в друга русловых форм, образование и основные деформации которых происходят в разные фазы. На реках со свободномеандрирующим руслом при прохождении руслоформирующего расхода Q_ф только одного интервала излучины имеют наиболее простую форму. На реках с двумя или тремя Q_ф возникают сложные излучины, состоящие из нескольких смежных излучин с меньшим шагом и радиусом кривизны, которые, в свою очередь, осложнены извилинами динамической оси потока. Спрямление излучин сегментной формы осуществляется, если Q_ф проходят при затопленной пойме, и сопровождается развитием пойменной многорукавности. Условием образования петлеобразных излучин является прохождение Q_ф до выхода воды на пойму; для таких рек пойменная многорукавность не характерна (Алексеевский Н.И., Чалов Р.С., 1997).

И.Ф. Карасев и В.В. Коваленко (1992, с. 69) считают, что при правильном подборе и обработке данных комплекса D=QⁿPI, его применение достаточно эффективно, о чём свидетельствует опыт проектирования выправительных сооружений и дноуглубительных работ на судоходных реках (Дегтярев В.В., 1987; Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1986).

4.2.3.3.          Модернизации способов вычисления руслоформирующего расхода и уровня

Методика Н.И. Маккавеева была уточнена А.Г. Ободовским и др. (1987) , предложившим показатель степени «m» устанавливать по связи расходов воды и наносов для соответствующих гидропостов, проводить районирование  территории по величине этого показателя и принимать его для расчётов Q_ф по гидропостам, где производится измерение стока наносов, как среднее значение для каждого района. Такой подход вполне правомерен, т.к. в основе расчётов лежит формула расхода наносов R=AQ^mI, а сама методика Н.И. Маккавеева позволяет определить Q_ф при отсутствии данных о стоке наносов

В таком виде методика была применена для рек регионов или бассейнов (Русловые процессы на реках Алтайского…, 1996) и отдельных больших рек (Дарбутас А.А., 1992; Некос С.В., Чалов Р.С., 1997). Кроме того, «линия поймы» на расчётной кривой проводилась при полном затоплении поймы и активном взаимодействии руслового и пойменного потоков (Барышников Н.Б., 1984).

А.М. Алабян (1992), исследуя соотношения между положениями точек на QI-диаграмме и кривыми руслоформирующих расходов воды для тех же пунктов, предложил расчленять площадь «эпюр» Q_ф – графиков связи Q=f(δQ^mIP) – для их определения – на секции, соответствующие тем или иным характерным типам русла, образование которых определяется мощностью потока. Этот приём осуществляется посредством проведения в поле координат Q~ δQ^mIP трёх горизонтальных линий, секущих площадь «эпюры» и соответствующих значениям расходов воды, при которых: 1) происходит выход воды на пойму – проведение этой линии производится уже при типизации условий прохождения Q_ф и впервые было применено Р.С. Чаловым (1979) – «линия поймы»; 2) достигается значение QI, достаточное для формирования разветвлённых русел – «линия разветвлённости»; 3) достигается значение QI, достаточное для формирования прямолинейных неразветвлённых русел – «линия прямолинейного русла», соответствующая критическому уклону меандрирования (по Л. Леопольду и М. Вольману, 1957). (Чалов Р.С. и др., 2000 с. 166.)

Н.Б. Барышников (1978, с. 57) исследовал проблему проведения «линии поймы» и пришёл к выводу, что заслуживает внимание методика А.А. Максимова и Е.П. Мерзляковой (1972), отошедших от понятия «средняя отметка поймы» и предложившего три вида расчётных отметок уровня, которым соответствуют: 1) выход полой воды в низины поймы; 2) начало выхода полых вод на сенокосные гривы; 3) полное затопление поймы, исключая при этом постоянно незаливаемые высокие гривы и останцы. Н.Б. Барышников (1978) считает, что предложениях А.А. Максимова не устранён субъективизм. Поэтому им были предложены следующие расчётные уровни: 1) соответствующий выходу полой воды в низины поймы; 2) как средняя отметка центральной поймы, определяемая по профилю поперечного сечения и уточняемая по плану участка; 3) соответствующий уровню полного затопления поймы и равный верхней отметке прирусловых валов. Именно при превышении этого уровня в русле и пойме наблюдается единый поток (Барышников Н.Б., 1978).

Доклад на V Гидрологическом съезде группы авторов (В.Ф. Балябин, Н.П. Сахарюк, М.С. Карасев, 1988) из ДальНИИГиМа «Закономерности руслового процесса и их использование при освоении пойменных земель малых и средних рек Приморского края» посвящён оценке русловых деформаций рек Приморского края. Авторы, используя разработки Н.И. Маккавеева, Р.С. Чалова и других по определению руслоформирующего расхода воды Q_Ф, для рек Приморского края получили сложные графические зависимости  Q_Ф=f(Q^mIpσ). На основе анализа ими выделено четыре типа этих зависимостей, причём значения Q_Ф для близких по размерам рек, но отличающихся площадями водосборов, различаются на несколько порядков. Поэтому авторы этого доклада предложили ввести понятия модуля руслоформирующего расхода воды, определяемого по формуле q_Ф=Q_Ф/F²ⁿ, где F – площадь водосбора; n – показатель степени редукции максимального стока. Значения q_Ф изменяются от единиц для равнинных рек края до сотен – для горных.

Нерешённым остаётся вопрос влияния на эпюру руслоформирующего расхода кинематического эффекта, возникающего при взаимодействии руслового и пойменного потоков, который приводит к уменьшению скоростей в русле при повышении уровня воды выше «линии поймы». В результате взаимодействия потоков русла и поймы расход наносов также уменьшается, т.е. кинематический эффект снижает транспортирующую способность потока. При дальнейшем росте глубин (расходов) русла и поймы наблюдается возрастание расходов наносов, но темп роста несколько ниже, чем в изолированном русле. Уменьшение расходов наносов и снижение темпа их роста объясняется эффектом тороможения руслового потока пойменным. При высокой шероховатости поймы расходы наносов в основном русле могут уменьшаться на 20-25% от соответствующих расходов наносов изолированного русла. Это надо учитывать при расчёте транспортирующей способности потока в руслах с поймами (Железняков Г.В. и др., 1970, с. 22-23).

В.Г. Саликов в дискуссии на V гидрологическом съезде сообщал об исследованиях, проведенных в ЛПИ им. М.И. Калинина на моделях меандрирующих рек, которые показали, что выход воды на пойму может приводить также и к увеличению скоростей в основном русле (всё зависит от схемы или типа взаимодействия). Скорость на пойме может также быть больше или меньше значений, рассчитанных по уравнению равномерного движения. Следовательно, для каждого типа рек, для каждого типа взаимодействия могут быть разработаны соответствующие рекомендации (Труды V Всесоюзного, 1988, с. 358).

В.Н. Михайлов (1971) предлагает способ расчёта руслоформирующих расходов воды для системы дельтовых водотоков. Метод заключается в определении степени тесноты гидролого-морфометрических зависимостей вида w=A_wQ^aw, Здесь w – площадь поперечного сечения русла дельтовых водотоков, Q – их расход воды, A_w – коэффициент, aw – показатель степени. При этом за руслоформирующий расход для всей дельты принимался такой расход воды в вершине дельты, при котором связи таково вида имели наибольший коэффициент корреляции.

А.Н. Кафтан под руслоформирующим расходом понимает такой расход водотока, «при котором энергия потока направлена на формирование в русел характерных морфологических образований (структурных форм), посредством которых осуществляется в дискретной форме транспорт наносов и определяется динамическое равновесие системы в целом». (Кафтан А.Н. и др., 1986 с. 48.)

А.В. Чернов (1983, с. 62) обращает внимание на обратную связь между руслоформирующей деятельностью и высотой поймы: «Сам процесс увеличения высоты поймы является причиной своего замедления. Качественный скачок в уменьшении её поверхностью уровней прохождения верхнего интервала руслоформирующих расходов воды, что объясняется максимальной интенсивностью аллювиального процесса в период их прохождения».

4.2.3.4.          Недостатки существующих методов определения руслоформирующих расходов

В.С. Боровков (1989, с. 151-152) считает, что «говорить о руслоформирующем расходе, выделяя его из общего ряда факторов, влияющих на руслообразование, по сути дела, нельзя, если не сделать целый ряд оговорок и ограничений». По мнению В.С. Боровкова, отсутствие таких ограничений делает понятие руслоформирующего расхода расплывчатым и неопределённым. На формирование русла как в естественных условиях, так и в условиях урбанизированной территории, влияют факторы, изменяющие не только сток воды, но и наносов, поэтому говорить о руслоформирующем расходе можно лишь в том случае, если характеристики стока наносов в процессе формирования русла остаются неизменными или тесно коррелируют со стоком воды.

В.С. Боровков (1989, с. 152) считает также, что «чёткая формулировка самого термина «руслоформирующий расход» затруднена также и тем обстоятельством, что внутрирусловые изменения существенно разных масштабов происходят на разных структурных уровнях и в периоды времени, существенно различающиеся по длительности».

В.С. Боровков (1989, с. 152) отмечает тот факт, что о деятельности расхода воды можно говорить лишь для расходов, больших некоторого значения, при котором придонная скорость больше гидравлической крупности частиц. «Процесс перемещения частиц грунта водным потоком в значительной мере определятся отношением u_k/W, и только при u_k/W>1 такое перемещение становится возможным. (u_k – актуальная скорость на уровне вершин выступов шероховатости; W – гидравлическая крупность частиц при нестеснённом осаждении). Таким образом, можно предполагать, что руслоформирующими могут быть расходы, отвечающие условию u_k/W>1». Можно также предположить, что скорость течения должна быть больше неразмывающей скорости для донных частиц. В то же время, при малых скоростях течения будет происходить процесс отложения наносов, который также является руслоформирующим.

Г.И. Шамов (1959) указывает, что для равнинных рек связь между расходами воды Q и наносов Р выражается в виде двух расходящихся кривых параболического типа, одна ветвь которых соответствует подъёму, а другая спаду – паводка. Поэтому нельзя использовать однозначную зависимость расхода наносов от расхода воды, даже у учётом влияния уклона и других факторов. Об этом же напоминает и Н.Б. Барышников: «Зависимость W_H = f(Q_макс) нелинейная. В ряде случаев она нарушается, иногда наблюдается гистерезис. W_H – сток наносов,  Q_макс – расход воды» (Барышников Н.Б. и др., 1986, с. 110).

По мнению И.Ф. Карасева и В.В. Коваленко (1992, с. 69), существует статистическая некорректность интерпретации руслоформирующего расхода, основанная на группировке ежедневных расходов воды по интервалам вне зависимости от их принадлежности к различным фазам водного режима. Они также указывают, что руслоформирующий эффект одних и тех же расходов воды существенно различен на подъёме и спаде волны половодья или на его пике.

В книге (Русловой режим рек…, 1995, с. 253) при описании рек Гыданского полуострова Мессояха и Юрибей указывается, что «Зимой реки промерзают до дна. Руслоформирующие расходы проходят, когда мерзлотой скованы не только берега рек, но и мелководные участки русла». Сама формулировка для расходов воды, как «руслоформирующий» для таких условий промерзания не правомерна, т.е. аналогично с минимальными скоростями течений в таких случаях формально рассчитанный расход стоит проверять на физичность влияния на размывы русла.

В вычисляемом по обычной методике руслоформирующем расходе (Маккавеев Н.И., 1955; Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984), кроме других, скрыты также ещё два фактора: 1) распределение транспортирующей способности по интервалам уровней (а не расходов) и 2) относительная затопляемость поймы (тоже отношение уровней – уровня руслоформирования и уровня поймы).

Изменение поперечного сечения русла (например, частичное перекрытие или т.п.) может привести к изменению кривой расходов, что изменит отметку руслоформирующего уровня, но никак формально не отразится на численном значении (руслоформирующего) расхода. Поэтому логичнее оперировать значениями руслоформирующих уровней, чем расходов. Что и делается при введении в рассмотрение «линии поймы» (Чалов Р.С., 1979) и «линии осерёдков» (Алабян А.М., 1992).

4.2.4.     Руслотрансформирующий расход

И.Ф. Карасев и В.В. Коваленко (1992 с. 70) считают недостатком приведённой выше методики в том, что он недооценивает роль руслоформирующей способности максимумов-максиморумов или близких к ним расходов воды. В многолетнем разрезе им соответствуют исчезающе малые повторяемости Р®0 и, следовательно, руслоформирующая способность D®0. Но в природе именно высокие паводки и половодья наиболее трансформируют речные русла. В работе (Карасев И.Ф., 1986) намечен другой подход к определению руслоформирующих расходов.

Первостепенное значение имеет выделение фаз транспорта наносов как исходной предпосылки для определения руслоформирующих расходов. Эти фазы соответствуют условиям размыва дна и грядообразования в малоизвилистом параболическом русле, сложенном несвязными грунтами. Интенсивность и формы транспорта влекомых наносов зависят от отношения b=v/v_н, где v – средняя, а v_н – неразмывающая скорости потока  (Карасев И.Ф., Коваленко В.В., 1992). Таким образом, собственно руслоформирующими являются руслонаполняющие расходы воды. Критерий D_макс позволил выделить доминирующие паводки или половодья, руслоформирующие (активной фазы) и поймоформирующие Q_пф расходы воды как его фазы.

Применение комплекса D позволяет получить качественную дифференциацию расходов воды по руслоформирующей способности потока. Однако необходима непосредственая количественная оценка руслоформирующего эффекта половодья или паводка и прежде всего – деформаций дна. Этот фактор особенно проявляется тогда, когда в русло поступает избыточное количество наносов из притоков или от размыва берегов (Карасев И.Ф., Коваленко В.В., 1992).

Так, р. Обь в верховье на одном из участков протекает вдоль высоких подмываемых обрывов Степного плато; на сравнительно коротком протяжении мутность потока изменяется от 100-200 до 400-500 г/м³ (Дегтярев В.В., 1987). Аналогичный участок находится в нижнем течении р. Зеи, где в 150 км от устья расположены Белые горы – обрывистый правый берег высотой более 100 м, сложенный из мелкозернистого песка. При подъёме уровня (а он по времени совпадает с выпадением обильных осадков) происходит подмыв подошвы береговых откосов, оползание и суффозия песчаных масс. По данным наблюдений, выполненных в 1955 г. изыскательской партией Амурского Бассейнового управления (начальник партии Б.М. Калинин), с откосов Белых гор площадью 43 га за навигацию в реку поступило более 0,5 млн. м³ грунта, составившего основную часть влекомых наносов. Из них образуется цепь перекатов-россыпей, затрудняющих судоходство при спаде уровней. В последнее время Ленгипроречтранс предлагает отвести речное русло от Белых гор для предотвращения поступления наносов на перекаты в нижнем течении р. Зеи. Наименьшие глубины при этом прямо зависят от продолжительности спада (Карасев И.Ф., Коваленко В.В., 1992).

Н.Б. Барышников и Е.В. Польцина Е.В. (2003, с. 16) также говорят о роли половодий и паводков высокой повторяемости. В последние годы резко увеличилось количество катастрофических паводков, в том числе на реках Европы. Особенно мощные паводки наблюдались в течение последних пяти лет. Первым из них был паводок на р. Висле, обеспеченность которого польскими специалистами оценивается как 1 раз в 300-400 лет. Такие же паводки наблюдались почти во всех европейских государствах (Англия, Франция, Германия, Италия, Венгрия и др.), а также европейских стран СНГ – России, Украине и др. Одной из причин их является изменение климата.

На страницах ряда американских журналов (Stivens M.A. et al, 1975 и др.) была проведена дискуссия, посвящённая пропуску катастрофических паводков. М.А. Стивенс (1975), обобщивший итоги этой дискуссии, пришёл к выводу о том, что катастрофические паводки редкой повторяемости (1 раз в 400-1000 лет) в экваториальной и тропической зонах, как правило, полностью ликвидируют меженное извилистое русло и частично пойму, создавая на их месте новое широкое прямолинейное (канализованное) русло, ширина которого равна суммарной ширине поймы и русла. При этом растительность на пойме полностью уничтожается. В последующие меженные периоды и паводки, имеющие близкую к средней повторяемость, постепенно формируется узкое извилистое русло с поймой (Барышников Н.Б., Самусева Е.А., 1992).

Аналогичный пример приводит В.Р. Хаусфутер (Гор Дж.А., 1989), выполнивший анализ изменений, происшедших в русле р. Симаррон, протекающей на юго-западе штата Канзас. Он отмечает, что «в конце прошлого и начале нынешнего столетия это была небольшая речка шириной около 15 м. В 30-е годы, вследствие неоднократных наводнений и повышения уровня воды, русло расширилось до 370 м  и заняло большую часть поймы, но в 60-е годы русло вновь сузилось до 150 м» (Гор Дж.А., 1989).

 «Самыми поразительными из всех являются изменения вдоль реки Республиканской в северо-западной части Канзаса, вызванные паводком 1935 г. Прежде узкий поток с практически постоянным течением чистой воды и с хорошо заросшими берегами сейчас (1940 г.) обладает широким, мелким, песчаным руслом. Деревья были практически все вырваны и разрушены, большая часть пахотных земель в нижней части поймы была засыпана песком, а русло было засыпано песком на несколько футов» (Stivens M.A. et al, 1975, p. 558).

М.А. Стивенс приводит также ряд данных о том, что в результате таких паводков небольшие меандрирующие реки с большими поймами превращаются в единый широкий поток, старое русло которого практически заполняется наносами. В качестве примера приводятся данные Р.А. Никсона по р. Виктория: «Долина изменилась от маленького потока, меандрирующего по покрытой травой пойме до простого прямого русла. Получена оценка, что повторяемость паводка один раз в 400 лет. Наводнение такой мощности, оказывается, совершает бóльшие морфологические изменения, чем все происходившие за этот период паводки» (Stivens M.A. et al, 1975, p. 559).

Н.С. Знаменская (1992) за руслоформирующий принимает расход воды, приводящий в активное движение главные русловые мезоформы: «За руслоформирующие Q_р надо принимать такой диапазон максимальных расходов воды, который приводит в активное движение русловые формы главного рельефа при квазиравномерном режиме руслового потока, и  которому соответствует пик расхода наносов на эпюре, в том числе и пик расхода донных наносов». Ширина русла и его главный рельеф определяются руслоформирующим расходом Q_р. Промежуточные расходы воды менее Q_р образуют гряды меньшего размера на унаследованной от Q_р мезоформе.

Наблюдения за тем, как русло приспосабливается к воздействию нового расхода воды, весьма немногочисленны. Долгое время сам процесс оставался вне круга интересов исследователей. В этом отношении ценна работа (Gupta A.H., Fox P., 1971), в которой достаточно подробно описаны результаты воздействия четырёх паводков на русло р. Патускент. Один паводок превысил все ранее наблюдавшиеся паводки на этой реке. Анализируя полученные данные, авторы работы (Gupta A.H., Fox P., 1971) приходят к выводу, что паводки редкой обеспеченности играют главную роль в образовании формы русла и ландшафта пойменной долины. К числу наиболее значительных изменений русла они относят расширение русла за счёт размыва берегов; отложение тонкого прерывного слоя песка и гравия на пойме, приуроченного к излучинам реки, очищение русла от всех наносов, кроме самых крупных фракций; размыв баров и срыв растительного покрова вблизи берегов русла (Знаменская Н.С., 1992, с. 67-69).

Уменьшение расходов воды приводит к другой важной морфологической закономерности развития русловых форм – сохранению форм в русле в наследство от более интенсивного режима и образованию форм меньшего размера на унаследованных формах.

Живучесть морфологических последствий редких, но катастрофически высоких паводков и половодий следует объяснить кумулятивным эффектом их воздействия на русло, при котором во время каждого повторения исторической ситуации поддерживаются выработанные ранее макроформы русла, которые мало изменялись под действием других, более низких, паводков и половодий. В то же время при расходах воды, близких к масимумам-максиморумам, происходит коренная перестройка мезоформ русла и поймы (размыв берегов и побочней, спрямление меандров, образование пойменных проток и т.п.). Отсюда следует, что максимумы-максиморумы Q_{м макс} правомерно считать долиноформирующими или руслотрансформирующими расходами воды (Карасев И.Ф., Коваленко В.В., 1992).

4.1.1.     Взаимодействие руслового и подруслового потоков, фильтрационные потоки

Обычно, исследуя какие-либо процессы в речном потоке, его рассматривают в пространстве, ограниченном поверхностью речного ложа. Между тем вода, находящаяся в аллювиальных речных отложениях, через пустоты между частицами грунта  вступает в непосредственный контакт с речным потоком, образуя подрусловой поток. Представляется логичным допустить взаимодействие обоих потоков и предполагать какой-то механизм этого взаимодействия.

Измерения скорости, выполненные Г.В. Васильченко (1973) в лабораторном лотке электрохимическим методом, показали, что эпюра продольных скоростей не завершается на поверхности дна, а продолжается в зернистой толще наносов, достигая близких к нулю значений лишь на некоторой глубине подо дном. Этими же измерениями была обнаружена пульсация скорости в подрусловом потоке. Результаты экспериментальных исследований Г.К. Михайлова подтверждают полученные выводы и позволяют установить, что глубина проникновения этих пульсаций скорости в толщу аллювиальных отложений дна составляет от 2 до 12 слоёв частиц песка (Васильев О.Ф., Лятхер В.М., 1970). Лабораторные исследования В.Н. Спиридонова (1986) показали, что профиль осреднённой скорости в подрусловом потоке определяется гидравлическими характеристиками руслового потока и крупностью зернистого материала.

Фильтрационные явления при нестационарном воздействии на грунт детально изучались А.И. Богомоловым и К.А. Михайловым (1972), В.С. Алтуниным (1979), Н.А. Петровым, В.М. Лятхером и А.М. Прудовским (1984), В.А. Кисиным (1975) в исследованиях размыва грунта волной прорыва. Движение воды в пустотах зернистой толщи отложений было обнаружено Н.Е. Кондратьевым (1953), изучавшим механизм рассеяния энергии стоячей волны в волновом лотке.  Экспериментальными исследованиями Н.А. Михайловой и её сотрудников, В.П. Троицкого, Д.В. Штеренлихта и М.В. Землянниковой (1988) установлено влияние фильтрационного потока на значения неразмывающих скоростей, на характеристики руслового рельефа.

Предположение о молярном обмене между русловым и подрусловым потоком влекло за собой допущение о возникновении на границе раздела вертикальных импульсов, направленных из подруслового в русловой поток и в обратном направлении. Наличие таких импульсов устанавливалось путём визуального наблюдения за поведением тяжёлой частицы, установленной в зернистом дне потока на 8-метровом русловом лотке (Клавен А.Б., 1996, с. 28).

Тяжёлая частица представляла собой усечённый конус (вкладыш) с основанием, обращённым вверх. Вкладыш помещался в соответствующую ему по форме шайбу таким образом, что верхняя и нижняя плоскости его являлись продолжением соответствующих торцевых плоскостей шайбы, а коническая поверхность его была притёрта к внутренней конической поверхности шайбы. Обе детали были изготовлены из оргстекла толщиной 5,0 мм, диаметр верхней плоскости вкладыша 16,0 мм, нижней – 10,5 мм. В собранном виде обе детали устанавливались заподлицо с поверхностью плоского дна, выложенного слоем гравия толщиной 6,0 см. Конструкция тяжёлой частицы и способ её установки на дне сводили к минимуму воздействие силы лобового гидродинамического давления и позволяли хотя бы качественно оценить роль подъёмной силы (связанной не с несимметричным обтеканием частицы осреднённым потоком, а с формированием мгновенных гидродинамических ситуаций в придонной области руслового потока и в верхних слоях подруслового) во взвешивании тяжёлых частиц. Осуществлялось подскакивание вкладыша, причём часто начало подъёма происходило с части, обращённой вниз по течению, т.е. тыловой (Клавен А.Б., 1996).

Зафиксировано движение частиц песка в русловом лотке скоростной кинокамерой СКС-1М. Этот приём, применённый ранее Ц.Е. Мирцхулавой при изучении размыва связных грунтов, позволил установить, что выталкивание частиц песка в поток действием подъёмной силы является преимущественной формой выведения их из состояния покоя при скорости потока, достаточно превышающей неразмывающую скорость. В движение приходят сразу значительные группы частиц. Периодичность взмыва групп частиц соответствует периоду крупномасштабных вихрей. Этот эксперимент наглядно продемонстрировал наличие динамического взаимодействия и руслового и подруслового потоков (Клавен А.Б., 1996, с. 29). Рассматривая аналогичные процессы в порах связного грунта, И.Ф. Карасев (1975) обратил внимание на возможность возникновения несинхронизированных ситуаций в поле давления и назвал этот эффект фазовым сдвигом (Δt).

А.Б. Клавен выделяет три характерные случая взаимодействия руслового и подруслового потоков:

1. Первый случай характерен для русел, сложенных очень мелкозернистым материалом. В этой ситуации нестационарность руслового потока из-за сильного демпфирующего влияния мелкопористой аллювиальной среды практически не воспринимается этой средой, и поэтому поля скорости и давления в ней характеризуются постоянными во времени значениями: Δt >> T, А₂ → 0, где Δt фазовый сдвиг, Т – характерный период крупномасштабной пульсации в русловом потоке, А₂ – амплитуда пульсации (скорости или давления) в подрусловом потоке.

2. Второй случай взаимодействия руслового и подруслового потоков характерен для русел с более крупным, чем в первом случае, аллювием. Нестационарность руслового потока формирует в подрусловом потоке флуктуирующие поля скорости и давления, характеризуемые фазовым сдвигом  и меньшими, чем в русловом потоке, амплитудами. В этой ситуации подрусловой поток оказывает влияние на процессы в русловом потоке и, в частности, на формы перемещения русловых наносов и на размеры донных гряд (микроформ): 0< Δt < T, 0 < А₂ < A₁, где А₁ – амплитуда пульсации в русловом потоке. В случае, когда фазовый сдвиг Δt = T, формируется максимально возможный подъёмный импульс. Этим, по-видимому, объясняется и тот факт, что микроформы руслового рельефа, генетически связываемые с макротурбулентностью, тем не менее, в разных условиях имеют разные размеры: проявляется сформулированный К.В. Гришаниным принцип избирательной способности системы поток–русло, заключающийся в том, что в конкретных условиях сочетания гидравлических характеристик определяющим в воздействии потока на деформируемое дно является не весь спектр масштабов турбулентности, а лишь узкая его полоса.

3. Третий случай взаимодействия руслового и подруслового потоков характерен для участков рек с крупным русловым аллювием, при котором нестационарность руслового потока распространяется в подрусловой поток без задержки по фазе и без изменения по амплитуде. Это по существу состояние отмостки русла, когда русловые наносы не испытывают действия подъёмного импульса, или этот импульс оказывается крайне малым. Этот случай характеризуется незначительными русловыми деформациями: Δt → 0, А₂ → А₁ (Клавен А.Б., 1996).

Таким образом, исследования А.Б. Клавена и других исследователей приводит к выводу, что влияние взаимодействия руслового и подруслового потоков на формирование русловых деформаций значительно. Оно проявляется только на уровне микроформ донного рельефа.

4.2.5.     Волны

Влияние ветрового волнения на деформации русел рек развито не сильно; в основном оно заметно на водохранилищах. В речной части ветровые волны развиваются на широких поймах, например, русло Амура в пределах Нижнеамурской низменности подвергается интенсивному воздействию ветра. При его большой ширине ветровое волнение на реке интенсифицирует размывы берегов (Русловой режим рек…, 1995, с. 323).

Судовые волны часто оказывают бόльшее воздействие на русловые процессы. Наиболее подвержены размыву берега, расположенные в непосредственной близости от судоходной трассы (Николаев Б.М., 1986, с. 55). Исключительный размах боковая эрозия приобрела в дельте р. Нямунас, где общая длина разрушаемых берегов протоков и речек составляет около 15 км (в протоках Сквирте, Пакалне, у р. Шише интенсивно разрушается до 30-40% всех берегов). Помимо общих факторов здесь на разрушение берегов сильно влияют волны, образуемые при движении судов (Рачинксас А., Бецонис М., 1970, с. 232). Близкие явления развиваются при воздействии судоходства на подвижные русловые отложения. Искусственная турбулизация потоков вдоль трассы судового хода приводит к их взвешиванию, локальному и кратковременному увеличения мутности. После прохождения судов наблюдается экспоненциальное убывание концентрации взвешенных частиц до «бытовых» значений (Алексеевский Н.И., Чалов Р.С., 1997, с. 123).

В.М. Воронин и С.В. Языков (1999) провели исследования на модели масштаба 1:50 канала им. Москвы. Цель лабораторных исследований заключалась в получении качественной картины переформирования размываемой модели канала при прохождении моделей различных судов. При этом переменными параметрами являлись: габариты судна, его осадка, скорость движения, положение оси движения судна. Опыты показали, что независимо от положения оси движения судна после нескольких его проходов в осевой части канала формируется гребень. Интенсивность роста гребня зависит от габаритных размеров судна, его осадки, скорости движения и в незначительной степени от положения оси его движения.

Предположение, что образование вдольбереговых впадин происходит в результате размыва дна струями от двигателей при двустороннем движении судов по каналу, не подтвердилась. Потому что независимо от направления, суда движутся практически по оси канала. Причина трансформации поперечного профиля дна канала заключается в воздействии на грунты дна потока обтекания. Между корпусом судна и нижней частью подводного берегового откоса частицы грунта дна канал захватываются потоком обтекания, переносятся за корму судна, где осаждаются, формируя гребень в осевой части канала.

4.2.6.     Приливы

Приливное течение проникает весьма далеко вверх по реке: на Северной Двине на 120 км, на Мезени – на 80 км, на Эльбе – на 140 км. На Амазонке распространение прилива достигает 1400 км, причём вдоль по течению наблюдаются 8 гребней приливной волны. По реке Святого Лаврентия прилив поднимается на 700 км, причём на расстоянии 400 км от устья у Квебека уровень воды повышается на 4,6 м.

Встречное течение реки и сопротивление русла движению морских вод постепенно ослабляют вошедший приливной поток, затухающий по мере проникновения в устье. Поворот приливного на отливное происходит в устьевых рукавах не сразу по всему живому сечению, а постепенно – от дна к поверхности и от берегов к стрежню. Поэтому в данном живом сечении в некоторые часы приливной фазы могут быть два противоположно направленных течения (Шлыгин И.А., 1977, с. 94).

Другими флювиальными руслоформирующими факторами являются волны возмущения (Бутаков А.Н., 1988), стоячие волны (Мельникова О.Н., 1997; Левашов А.А., Левашова И.А, 2003).

4.3.  Нефлювиальные руслоформирующие факторы

Объединяющим флювиально-нефлювиальным фактором русловых деформаций является деформирующее, разрушающее, дробящее движение частичек наносов. Некоторые авторы отводят такому виду эрозии главное значение: «Эрозия происходит под влиянием не только текучей воды, но, главным образом, под действием обломков пород, которые переносятся водой» (Чарыгин М.М., 1959, с. 224).

4.3.1.     Сток наносов и поступление наносов в реку.

«Сток наносов является важнейшим фактором русловых процессов. Это – аксиоматическое положение теории русловых процессов (русловедения)». (Чалов Р.С., Штанкова Н.Н., 2003 с. 195.).

Эти авторы продолжают, что, тем не менее, именно анализ стока наносов, его влекомой и взвешенной составляющих, получение связей между характеристиками стока наносов и показателями форм проявления русловых процессов, по сравнению со стоком воды, структурой водного потока, его турбулентностью и т.д., за исключением анализа морфологии и динамики грядового рельефа речных русел и балансовых соотношений для оценки направленности вертикальных деформаций, остаются вне сферы внимания исследователей.

Это объясняется его двойственной природой как фактора русловых процессов: активного, поскольку с ним связано образование и развитие форм русла и форм руслового рельефа, и пассивного, т.к. наносы поступают в поток при взаимодействии с руслом или с площади водосбора (Чалов Р.С., Штанкова Н.Н., 2003).

Эта двойственность наносов заключается в том, что можно рассматривать характеристики наносов в реке (главной из которых является расход наносов) и на всей остальной площади водосбора, с которой самыми разными путями наносы поступают в русло. В таком рассмотрении главной характеристикой наносов является  поступление наносов в реку (количество и качество поступающих наносов). В первом случае характеризуются наносы на рассматриваемом участке русла, во втором – те, которые придут сюда и примут участие в формировании русла. Количество и качество этих двух категорий наносов в общем случае не совпадает между собой. Первое количество характеризуется расходом наносов, второе – поступлением наносов.

Источники поступления наносов в реку: от размыва берегов, с притоками, обвалами, оползнями, ветром, землетрясениями, с антропогенным влиянием, с вышерасположенного участка и др.

Целесообразно выделять внешние и внутренние источники питания водотоков наносами. К внешним источникам относится поступление материала со склонов водосборного бассейна, со склонов водосборного бассейна, со склонов долины или же из осыпей, непосредственно примыкающих к руслам ручьёв и рек. Внутренними источниками питания наносами рек и ручьёв являются отложившийся ранее русловой и пойменный аллювий, а также обломочный материал коры выветривания и непосредственно первичные продукты разрушения материнских пород в местах контакта с ними речного потока (Караушев А.В., 1977, с. 13).

Источниками материала, перемещаемого водными потоками, являются: 1) непосредственное воздействие потока на подстилающую поверхность, которое приводит к её размыву (эрозии); 2) поступление твёрдых частиц со склонов вследствие гравитационных процессов (оползни, осыпи, обвалы), эолового переноса, медленного смещения почвы на склонах, солифлюкции и т.д. При определённых условиях последние могут играть решающую роль в формировании стока наносов (например, на горных реках, особенно в районах повышенной селевой активности); в основном же их доля в общем стоке наносов невелика (Алексеевский Н.И., Чалов Р.С., 1997, с. 43).

Основным источником поступления наносов в водохранилище является сток наносов реки. В некоторых случаях может иметь значение поступление наносов в водоём за счёт обрушения его берегов, боковой приточности и эолового фактора. При подпоре, вызванном разными причинами, например, при зажоре или заторе поступление наносов активизируется с берегов.

Например, на среднем Днестре со склонов долины в русло в результате осыпей и других склоновых процессов поступает 3750 тыс. тонн материала в год (Калинин А.М., 1987) при годовом стоке наносов на реке более 6 млн. тонн (Беркович К.М., Злотина Л.В. и др., 1992). На Янцзы при пересечении рекой горного массива (г.п. Лошань) здесь наблюдается увеличение стока влекомых наносов по сравнению с естественными условиями (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 105).

Поступление наносов с выше расположенного участка.

Миссури несёт с собой огромное количество наносов. Это как бы две реки – одна из ила, а другая из воды. «Слишком жидкая, чтобы её можно было вспахать, и слишком густая, чтобы её можно было пить», – гласит старая американская поговорка (Гинко С.С., 1977, с. 57). Амударья ежегодно выносит в Аральское море около 200 млн. т наносов. За многие столетия в долине и русле реки отложилось такое количество наносов, что ложе её проходит не по самому низкому месту речной долины, как у подавляющего большинства рек, а по гребню огромного вала шириной в несколько километров. В паводки Амударья, иногда меняя направление, прорывала вал и уходила в более низкие места, формируя себе новое русло. При этом водозаборные сооружения оросительных каналов оставались вне реки (Гинко С.С., 1977).

Поступление наносов с водосбора

Часть наносов, поступивших в речную сеть, уносится водотоком вниз по течению и питает реки более высоких порядков, вызывая увеличение в них стока наносов; другая часть постепенно перераспределяется по продольному профилю русла, во время паводков и половодий частично выносится на пойму, аккумулируется на побочнях, осерёдках и перекатах; определённое количество наносов перехватывается прудами и водохранилищами, построенными на малых реках, а также изымается из русла при разработке карьеров песчано-гравийно-галечной смеси. Анализ достаточно длинных рядов (около 40 лет) наблюдений на гидропостах Госкомгидромета, расположенных в бассейнах рек III-VI порядков, свидетельствует о ярко выраженной тенденции увеличения стока взвешенных наносов с ростом антропогенной нагрузки на водосборные бассейны (землепользование, лесопользование, строительство, транспортное и рекреационное освоение). Такое увеличение особенно ярко проявилось в шестидесятые годы XX века, т.е. с началом широкого использования в земледелии и лесном хозяйстве тяжёлой техники, причём выросли как абсолютные показатели (максимальные среднегодовые модули стока наносов), так и амплитуда максимальных и минимальных значений, что свидетельствует о приобретении процессом признаков катастрофичности и неуправляемости, большей внутригодовой и многолетней неравномерности (Ковальчук И.П., 1995, с. 59).

Дальнейшая судьба продуктов эрозии склонов различна. Часть их остаётся на тех же эродируемых склонах, часть аккумулируется у их подножий, в днищах лощин, балок и других эрозионных форм, в руслах временных водотоков. Часть наносов выносится на поймы и в русла рек. Однако количественные соотношения между эрозией и аккумуляцией наносов в различных звеньях флювиальных систем изучены недостаточно, хотя внимание исследователей к этой проблеме возрастает (Старостина И.В., 1972; Ковальчук И.П., 1981, 1987; Голосов В.Н. и др., 1992; Ковальчук И.П. и др., 1992).

По данным (Дедков А.П., Мозжерин В.И., 1984;  Dedkov A.P., Mozzherin V.I., 1997) в умеренном поясе Земли под воздействием антропогенных факторов модули стока взвешенных наносов малых рек (с площадями водосборов менее 5000 км²) возросли почти в 8 раз – с 9,5 до 75 т/км² (Дедков А.П. и др., 2003). Это способствовало заилению речных русел и возобновлению аккумуляции пойменного аллювия.

Поступление наносов в результате размыва берегов.

Параллельно-рукавное русло реки Северная Двина располагается непосредственно ниже сложенной мелкими пески Толоконной горы, где в реку при её подмыве поступает огромное количество наносов (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 135). «На реке Обь ниже устья Чарыша русло становится разветвлённым. Здесь доминируют односторонние разветвления, образование которых связано с расположением реки вдоль левого коренного берега. Последний представляет собой 100-метровый уступ Предалтайского степного плато, сложенного лёссовидными суглинками» (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 139). Содержание взвеси на реке значительно выше вследствие наличия внутрирусловых источников её поступления в поток (таков, например, подмыв уступов Предалтайского степного плато на верхней Оби) (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 72). Значительная часть притоков Оби дренирует Предалтайское степное плато, сложенное лёссовидными суглинками. Их размыв является важным источником наносов Оби (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 72). Относительно высокие значения мутности р. Оби связаны с повышенной интенсивностью эрозионных процессов в пределах сложенного лессовидными суглинками Предалтайского степного плато. В частности, местным источником наносов является непосредственный размыв рекой уступов плато, подходящих к её руслу. В совокупности с повышенным поступлением наносов из системы боковых притоков это вызывает более чем двукратное увеличением мутности на участке от слияния Бии и Катуни (r=0,14 кг/м³) до Камня-на-Оби (r=0,35 кг/м³). По мере удаления от плато мутность уменьшается до 0,12 кг/м³ (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 78).

Размыв берегов создаёт взвешенную часть твёрдого стока, по количеству обычно в 10 раз превышающую донные наносы. Установлено влияние мутности на размывающую и транспортирующую способности потока, форму русла, изменение высоты донных гряд и их симметрию (Рабкова Е.К. и др., 1970). Изложенное указывает на необходимость изучения степени размываемости берегов, их статической и динамической устойчивости наравне с изучением деформаций дна реки. Необходимо учитывать, в частности, силы бокового давления грунта, силы тяжести, силы гидродинамического воздействия фильтрующей воды, нагрузки от искусственных сооружений, а также рассмотреть движение береговой призмы сползающего грунта (Ляпин А.Н., 1973, с. 118).

Крутой подход потока Сысольской излучины в районе г. Сыктывкара к левому берегу обусловливает формирование у его основания плёсовой лощины и расположение вдоль него динамической оси потока, вплоть до створа гостиницы «Югор». Однако размыва этого берега не происходит, так как почти на всём протяжении участка он у уреза защищён рядами свай, в том числе – остатками ещё купеческих лабазов и причалов, выполняющих роль берегозащитных сооружений. (Рулева С.Н., Чалов Р.С., 2003 с. 176).

Поступление наносов в реку с оползнями.

В бассейне р. Полометь неравновесные процессы происходят в результате оползней с коренных склонов, как это случилось на р. Сосненке в 2000 г. Неравновесный процесс на участке реки возник в результате обрушения около 100 м³ морены левобережного склона долины примерно в 350 м выше по течению. Песчаные фракции породы, обрушившейся в русло, были перенесены потоком на 200-метровый участок с меньшим, чем в зоне обрушения, уклоном и сформировали здесь большое скопление наносов, прикрывшее галечно-валунное ложе реки слоем песка толщиной от 5-10 до 50-70 см и длиной около 100 м (Виноградов В.А. и др., 2003, с. 60).

Поступление наносов из оврагов и притоков.

Овраги с легко размываемым руслом, непосредственно примыкающие к реке, после крупных ливней зачастую выбрасывают в реку огромную массу размытого материала, и получаемый конус отложений в некоторых случаях оказывает влияние и на всю конфигурацию русла, а периодические из года в год овражные выносы могут быть даже причиной местного устойчивого искривления русла реки в плане. То же относится и к притокам, несущим большой твёрдый расход.

Во многих случаях смещения русел в устьевых частях притоков сменяются на противоположные, что обусловлено воздействием основной реки на свои притоки. Главная река увлекает за собой приток, и последний отходит от одного берега к другому и формирует асимметрию русла, поймы и весь комплекс надпойменных террас. Такая ярко выраженная картина наблюдается в устье левых притоков нижней Камы: Белой, Ика, Зая, Шешмы, в устье Чепцы при впадении её в Вятку, Ветлуги при впадении в Волгу и во многих других случаях (Бутаков Г.П. и др., 1977).

Выносимый из притока крупный материал, размеры которого превосходят возможности их транспортировки главной рекой, образует конусы выноса или обусловливает общее укрупнение наносов в последней (Русловой режим рек, 1994, с. 45). Нередки галечные высыпки из оврагов и балок.

Влияние дождей на поступление наносов.

В наибольших объёмах пески поступают в русло реки Селенга во время интенсивных муссонных дождей, когда потоки дождевой воды размывают в береговых песчаных склонах огромные каньоны (Виноградов В.А. и др., 2003, с. 64).

Складирование и потери строительных материалов.

Другим фактором является непредусмотренное складирование строительных материалов в русле реки. Выгрузка песка с барж ведётся летом, в межень. В период половодья эти склоны оказываются затопленными и играют роль выпуклых берегов. Поток изгибается, и у противоположного берега образуется зона ускоренного течения; при этом значительно активизируются процессы боковой эрозии (Джуха И.Г., 1981, с. 356).

4.3.2.     Гранулометрический состав наносов

Результаты исследований показали, что зависимости, полученные для однородных наносов, значительно отличаются от аналогичных зависимостей, полученных для разнородных наносов, слагающих русла естественных водотоков. При однородном составе наносов образуются гряды с иными параметрами и формами, чем при разнородном составе (Мажидов Т.Ш., 1986, с. 105).

4.3.3.     Мутность

Как показывают исследования (Шамов Г.И., 1954; Алтунин С.Т., 1956; Карчоха Ю.М., 1968; Рабкова Е.К. и др., 1970; Векслер А.Б., Доненберг В.М., 1974; Хмаладзе Г.Н., 1976; Лапшенков В.С., 1979; Мирцхулава Ц.Е., 1988; Алексеевский Н.И., Михинов А.Е., 1991; Кудряшов А.Ф., 1993; Ларионов Г.А., 1993 и др.) мутность воды оказывает существенное и неоднозначное воздействие на параметры руслового потока и рельефа.

В классической механике механизм процесса объясняется следующим образом (Нерпин С.В., Дерягин Б. В., 1961). Взвешенные наносы способствуют сужению расстояния между слоями потока, тем самым увеличивают средний градиент скорости по нормали. При этом искривление траекторий частиц взвешенных наносов должны увеличиваться гидравлические сопротивления и турбулентная вязкость по сравнению с потоком чистой воды. При этом также должны изменяться структура потока и силы поверхностного натяжения при взаимодействии фаз (Кудряшов А.Ф., 1995, с. 91-92).

4.3.4.     Литологическое строение

Влияние литологии проявляется на тех участках, где наблюдается чередование резко различающихся по эрозионной прочности пород. Например, в долине р. Вятки при пересечении Кукарской структуры на участке р. Пижма – р. Бол. Ситьма и р. Уржумской  на участке от р. Воя до пос. Рус. Турек. (Бутаков и др., 1989).

На Северной Двине в пределах Черовско-Ягрышского расширения река размывает мелкопесчаные озёрно-аллювиальные и древнедельтовые отложения, подстилаемые валунными суглинками (мореной). Кровля последних препятствует глубинной эрозии, русло как бы «скользит» по ней, не углубляясь, что способствует интенсификации боковой эрозии. Размыв песчаных берегов приводит к обильному поступлению в русло мелких песков (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 90).

Преобладание размыва берегов на спаде половодья можно объяснить литологией подмываемого берега, сложенного суглинками: эти породы обрушиваются в воду только после предварительного размокания, которое происходит во время половодья (Чернов А.В., Кораблева О.В., 2003, с. 214).

Северная Двина непосредственно ниже слияния с Вычегдой формирует своё русло в области распространения древнеаллювиальных и древнедельтовых песков, подстилаемых практически неразмываемыми моренными отложениями. Имея слабоустойчивое русло, повышенную долю стока влекомых наносов (35 % по г.п. Абрамково) и блуждая по кровле морены, река в основном разделяется на рукава. Лишь там, где она подходит к коренным берегам, сложенным пермотриасовыми отложениями (мергелями, аргиллитами, сланцами), формируются вынужденные и адаптированные излучины, а между ними (вдоль этих берегов) – прямолинейное, неразветвлённое русло (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 133-134).

Иногда на реке встречаются местные уширения русла с образованием на таких участках осерёдков и островов. Естественно предположить, что на этих участках местные литологические условия определяют грунты с иными физико-техническими характеристиками, чем на всём остальном протяжении реки (Ляпин А.Н., 1973, с. 118).

4.3.5.     Гидрогеология. Инфильтрационные потоки.

Одним из первых исследователей, обративших внимание на влияние фильтрационного потока при расчёте русел, был И.И. Леви. Его последователи Г.Л. Рубенштейн, Г.А Катамадзе, В.П. Троицкий, Н.А. Михайлова, Г.В. Васильченко, И.Г. Круашвили и др. провели исследования по изучению влияния фильтрации различной величины и направленности на значения неразмывающих скоростей для грунтов различного гранулометрического состава.

Инфильтрационные потоки из русла в слои грунта увеличивают устойчивость частиц к размыву, в то время как фильтрационное течение из водоносных слоёв в русло реки может приводить к суффозии и уменьшает устойчивость частиц к размыву (Доброклонский С.В. и др., 1976).

Фильтрационные потоки в размываемых руслах имеют место практически всегда. Для русел, проходящих в горных и предгорных районах, характерна отрицательная фильтрация, т.е. из русла. Русла на равнинных участках находятся под воздействием положительной (в русло) фильтрации из вышележащих водоносных горизонтов. Значительное влияние на инфильтрационные потоки, что может отразиться и на руслах рек, оказывают водозаборы подземных вод.

4.3.6.     Неотектонические движения

Существенное влияние на изменение стока наносов по длине реки оказывают тектонические движения земной коры, приводящие к снижению стока наносов на участках пересечения рекой областей понижения земной поверхности (синклиналей) и постепенному заполнению их речным аллювием и к повышению стока наносов при пропиливании рекой современных поднятий (Ламакин В.В., 1950; Маккавеев Н.И., 1955; Караушев А.В., 1963; Боголюбова И.В., Караушев А.В., 1974). Под воздействием тектонических движений может происходить изменение уклона дна долины на отдельных участках рек (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1963; Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1964; Попов И.В., 1966). Выявлены закономерности связи рельефа и речной сети с тектоническими структурами и новейшими тектоническими движениями (Карандеева М.В., 1957; Геренчук К.И., 1960; Мещеряков Ю.А., 1960, 1965).

И.П. Карташев (1972) считает, что изменения отметок дна русла при медленных тектонических поднятиях могут быть компенсированы прорезанием дна долины реками, и в то же время продолжающийся рост поднятий препятствует наступлению равновесия на всём протяжении таких участков. Такую компенсацию тектонических движений экзогенными процессами можно рассматривать как динамическое равновесие. Компенсация тектонических процессов заключается в развитии в реках врезания (при поднятиях) и аккумулирования (при прогибах).

При увеличении скорости поднятия темпы врезания увеличиваются и, начиная с некоторого момента, горизонтальные русловые деформации прекращаются. Вместе с ними прекращается и образование береговой поймы – русло реки тем самым оказывается врезанным в рыхлые породы. Создаются условия ограниченного развития поймообразующих процессов. В качестве примера можно привести Северную Сосьву, пересекающую Люлинворское поднятие, р. Омь в пределах Прииртышского поднятия (Чернов А.В., 1983).

Воздействием новейших тектонических движений, очевидно, объясняется аномальное смещение русла влево в долине р. Суры на участке от д. Кадышево до устья р. Урги, в среднем течении долин рек Илети и Кильмези (Бутаков Г.П. и др., 1999, с. 39). 

4.3.7.     Землетрясения

Многие землетрясения сопровождаются опусканиями участков суши. Так, в устье р. Инд при землетрясении 1819 г. опустилась ниже уровня океана обширная площадь, почти равная Керченскому полуострову (Захарова Т.К., 1969, с. 28). Во время землетрясения в январе 1862 г. в Забайкалье более 200 км² дельты р. Селенги опустилось на несколько метров под уровень озера Байкал. Место получило название «Провал» (Захарова Т.К., 1969).

Около 300 лет тому назад на территории Киргизии во время землетрясения произошёл обвал, перегородивший долину р. Тегермач (правый приток р. Исфайрамсай). Возникло оз. Яшинкуль глубиной до 250 м и объёмом около 20 млн. м³. В июне 1966 г. из-за продолжительных дождей озеро переполнилось, и 18 июня естественную плотину прорвало; образовался проран шириной понизу 50-60 м и поверху 280-340 м, глубиной 90 м. Максимальный расход воды составил 5000 м³/с. Ринувшаяся вниз по р. Тегермач вода влилась в русло р. Исфайрамсай, по которой в это время проходил дождевой паводок. Вал воды высотой 10-12 м с шумом и рёвом устремился вниз по реке, в лобовой части он нёс камни, деревья, обломки домов и пр. Поток бушевал семь часов, причинив значительные разрушения (Нежиховский Р.А., 1988, с. 175).

На Аляске в бухте Литуя во время землетрясения с северо-восточного берега с высоты 900 м в залив обрушилось примерно 300 млн. м³ породы. Вытесненная обрушившейся массой из залива вода выплеснулась на противоположный берег, достигнув высоты 520 м. Движение воды было настолько стремительным, что был выкорчеван весь лес, попавший в зону затопления (Шлыгин И.А., 1977, с. 87).

4.3.8.     Обвалы

Систематическое изучение волн вытеснения началось после памятной в истории гидротехники катастрофы на водохранилище Вайонт (Италия) 9 октября 1963 г., когда за 20 секунд обрушился горный массив объёмом 238 млн. м³. Возникла волна вытеснения высотой 270 м. Около 25 млн. м³ воды перелилось через плотину в нижний бьеф, создав волну высотой 70 м. Плотина выстояла, но в долине р. Пьяве были уничтожены четыре посёлка, погибло 4400 человек (Нежиховский Р.А., 1988, с. 174).

24 апреля 1964 г. в месте слияния рек Зеравшана и Фандарьи несколько выше пос. Айни случился грандиозный обвал объёмом 20 млн. м³. В долине р. Зеравшан возник завал протяжённостью 1000 м и высотой 150 м. Началось заполнение озера. Уже на следующий день после Айнинского обвала были организованы наблюдения за уровнем озера, расходами рек Зеравшан и Фандарья. Балансовые расчёты показали, что к 15 мая объём озера увеличится до 126 млн. м³, а уровень сравняется с гребнем завала. Срочно была начата прокладка пионерной траншеи посредством серии направленных взрывов. Длина траншеи составила 865 м, глубина до 23 м. В начальный момент расход в канале был всего 2 м³/с, тогда как в озеро притекало 90 м³/с, и уровень озера продолжал повышаться. Через двое суток, вечером 8 мая, расход в канале уже был 100 м³/с. Поначалу сильный размыв происходил в нижнем конце канала, где вода низвергалась с высоты 50 м. Максимальный расход воды в 1200 м³/с отмечался 31 мая. К 20 июня уровень озера упал на 32,5 м. Всего река вынесла 3 млн. м³ грунта, который отложился поблизости. В районе Айкинского моста дно реки поднялось на 28 м, а сам мост оказался погребённым под наносами. Новое русло р. Зеравшан сейчас всё ещё блуждает на участке отложения грунта (Нежиховский Р.А., 1988, с. 176-177).

4.3.9.     Вечная мерзлота

Существенным фактором, вносящим коррективы в расчёты русловых деформаций, является многолетняя мерзлота, характерная для 48% территории СССР (Барышников Н.Б. и др., 1986, с. 23). Многолетнемёрзлые грунты являются своеобразной разновидностью связных отложений. Их наличие в русле и  на пойме в целом замедляет темп русловых деформаций. В то же время, в ряде случаев создаются благоприятные условия для локального ускорения деформаций вследствие развития солифлюкции, термоэрозии и термокарста (Беркович К.М., 1972; Барышников Н.Б. и др., 1976; Арэ Ф.Э., 1979; Арэ Ф.Э., Ярков Ю.Н., 1990). Солифлюкция (от лат. solum – почва, земля и fluctio – истечение), вязко-пластическое течение увлажнённых тонкодисперсных грунтов на склонах, развивающееся в процессе их промерзания и протаивания.

Причина близких темпов смещения свободных и адаптированных излучин в районах вечной мерзлоты состоит, по-видимому, в интенсивном разрушении террасовых берегов за счёт термоэрозии и криогенных склоновых процессов. Неодинаковая активность проявления солифлюкции и быстрых сплавов на подмываемых берегах придаёт им фестончатую форму, способствующую возникновению водоворотных зон и глубоких ям в русел. Вместе с этим поступающий в русло со склонов мелкозернистый материал легко размывается потоком. Также практически не оказывает замедляющего воздействия на размыв террасовых берегов поступление материала из приуроченных к этим участкам термоэрозионных оврагов (Головенко С.С. и др., 1995, с. 119).

Излучины рек Се-Яхи и Морда-Яхи спрямляются при достижении ими петлеобразной формы за счёт сближения крыльев и разработки полыми водами спрямляющего прорыва у основания шпоры. Степень развитости излучин в момент спрямления – соотношение длины русла по излучине и её шага – составляет в среднем около 7. Подобные условия спрямления, как правило, свидетельствуют о небольшой мощности идущего по поверхности поймы потока или о слабой размываемости пойменных отложений. В данном случае, очевидно, играет роль то обстоятельство, что поток половодья проходит по ещё не оттаявшей поверхности поймы, сложенной торфом. Пойменные протоки развиваются по старичным понижениям, ложбинам, связующим термокарстовые озёра и приобретают, таким образом, изначально извилистую форму (Головенко С.С. и др., 1995).

Характерной особенностью всех рыхлых отложений в долине Лены и частично в самом русле реки (на мелководных участках) является их мерзлотная цементация, снижающая, при прочих равных условиях, поступление наносов в русло при подмыве аккумулятивных террас (Чалов Р.С. и др., 2000, с. 55). Яна, Индигирка, Колыма, у которых велика «мерзлотная» часть бассейна, в летний паводочный период («черная вода») сток наносов больше, чем во время половодья (Коротаев и др., 1978; Богомолов и др., 1979, с. 75).

4.3.10.                        Наледи

Наибольшее влияние наледей при формировании днищ долин прослеживается на поймах малых рек со среднегодовой водностью 50-60 м³/с и менее, преимущественно в условиях ограниченного развития русловых деформаций. Согласно В.Р. Алексееву (1973) наледи в этих условиях полностью перекрывают дно долины. Поток переливается через наледь, промывая во льду густую сеть проток. За счёт термоэффекта протоки пропиливают ледяную толщу и проецируются на грунт, в котором разрабатывают новые русла. Этот процесс многократно повторяется в многолетнем разрезе, что обусловливает формирование плоского рельефа наледного ложа, изрезанного массой мелких неглубоких проток. За счёт термоэффекта протоки пропиливают ледяную толщу и проецируются на грунт, в котором разрабатывают новые русла. Этот процесс многократно повторяется в многолетнем разрезе, что обусловливает формирование плоского рельефа наледного ложа, изрезанного массой мелких неглубоких проток. Русло р. Мома в месте образования Большой Момской наледи разбивается на девять проток при ширине поймы 3,3 км. Из-за ежегодного образования наледи наледные поймы обычно безлесны. (Чернов А.В., 1983)

4.3.11.                        Ледовые явления

Заторы.

Особенно велико воздействие ледовых явлений в периоды вскрытия и замерзания, которые на многих реках сопровождаются интенсивным ледоходом и заторно-зажорными явлениями. Последние приводят к созданию ледовых плотин, которые частично или полностью перегораживают реки, что часто приводит к значительным подъёмам уровней воды и, как правило, к большим деформациям русел рек. Скопление больших масс воды перед затором обусловливает резкий перепад уровней на сравнительно небольшом протяжении заторного участка реки. Накапливание воды продолжается до тех пор, пока статическое давление повышенного напора водной массы не превысит силы сопротивление «ледяной плотины» затора. После перехода через «критическую точку» сопротивления происходит прорыв затора, разрушение заторного образования (Налимов Ю.В., 1972, с. 129). Стоит обратить внимание на критическую точку и разность как причину нарушения баланса сил в заторе.

Дубоссарское водохранилище на р. Днестр даже в бытовых условиях отличается тяжёлыми заторами в периоды зимних и особенно весенних вскрытий. Чтобы заставить массы льда, скапливающиеся в заторе, продвинуться в глубокую часть подпёртого бьефа приходится срабатывать водохранилище, а затем повышать в нём уровень воды, не считаясь с графиком работы гидростанции. Тяжелые заторы образуются и в хвосте подпора Плявинской ГЭС. Чтобы предотвратить затопление г. Плявинаса, предусмотрена ежегодная сработка водохранилища на 5 м, а это приводит к энергетическим потерям (Россинский К.И., 1972а, с. 25).

При разрушении таких ледовых плотин возникают волны прорыва, которые производят большие деформации русел и пойм (Барышников Н.Б., Самусева Е.А., 1992, с. 15). При прорывах затора движущийся с большой скоростью лёд сдирает поверхность островов, срезает берег в одних местах и наваливает песок и гальку в других. Устремившийся в обход затора водный поток может превратить второстепенный рукав в основной (Нежиховский Р.А., 1988, с. 127).

В качестве примера можно привести затор, образовавшийся в нижнем бьефе Красноярского гидроузла на нижней кромке полыньи при пропуске расчётного зимнего расхода воды, равного 3500 м³/с. В результате подъём уровней достиг нескольких метров. После прорыва затора, образовавшаяся волна, двигавшаяся с большой скоростью, затопила пойму, вызвав значительные деформации русла и поймы (Барышников Н.Б., Самусева Е.А., 1992).

В отдельные годы некоторые судоходные рукава Амура во время весеннего ледохода на несколько дней полностью забиваются заторами льда (Саянский, Кайдановские перекаты и др.) В это время водные массы с повышенными скоростями устремляются в другой рукав и в течение одних-двух суток углубляют его. Старый же рукав заносится, вследствие чего с открытием навигации приходится менять направление судового хода. Осенние заторы также часто приводят к тому, что отдельные рукава и протоки забиваются льдами, перекрывающими их подобно плотинам на всю зиму. Зимой в эти заторы набивается шуга, и течение почти прекращается. Последствия оказываются теми же – обмеление таких рукавов и проток и необходимость переноса судового хода (Соловьев И.А., 1967, с. 52).

Ледоход.

Весенний ледоход оказывается мощным геологическим агентом. Удары льдин о крутые берега за неделю ледохода разрушают их сильней, чем водная эрозия за всё остальное время года (Ходаков В.Г., 1969, с. 102). Степень воздействия льдин на пойму находится в прямой связи с интенсивностью ледохода. Последняя зависит от длительности подготовительного периода, т.е. промежутка времени между переходом среднесуточных температур воздуха через 0°С и началом половодья, от разницы в сроках прохождения максимума ледохода и пика половодья, от ориентировки и ширины долины, от толщины льда (Самочкин В.М., 1969).

Речной лёд выполняет на поймах как деструктивную, так и аккумулятивную роль. Первая заключается в механической эрозии пойменных яров и прирусловых частей поймы во время ледоходов, особенно ледовых заторов; в условиях их совпадения с прохождением верхнего интервала формирующих расходов при затопленной пойме происходит также эрозия ложбин и межгривенных понижений на пойме (Чернов А.В., 1983, с. 67).

Попадая на пойму, льдины, подобно бульдозеру, сдирают верхние слои грунта вместе с дерниной, что может вызвать последующий размыв поверхности, вырывают с корнем и ломают деревья. Срезаемый грунт вместе с дерниной и с остатками деревьев накапливается на берегах в виде больших куч. Максимальная ледовая эрозия проявляется на реках с очень интенсивными ледовыми заторами, особенно в условиях ограниченного развития пойм. Здесь формируются своеобразные формы рельефа, созданные при давлении льда на берег: карги и кекуры, представляющие собой различно ориентированные к руслу валы из крупногалечного и валунного материала. В некоторых случаях, например, на Ангаре, речным льдом создана ступенчатость прирусловых частей поймы (Симонов Ю.Г., 1960).

Внутриводный лёд.

Внутриводный лёд – это скопление ледяных кристаллов, находящихся в толще воды или на дне водоёмов (рек, озёр, водохранилищ, морей). Представляет собой губчатую непрозрачную массу. Внутриводный лёд образуется при охлаждении воды ниже температуры замерзания и наличии ядер кристаллизации (частицы взвешенных наносов, пузырьки холодного воздуха, погруженные в воду предметы и др.). Образование внутриводного льда возможно только при открытой водной поверхности, оно особенно активно происходит в условиях интенсивного перемешивания воды на горных реках, ниже порогов и водосбросов. При значительных накоплениях внутриводного льда нередко возникают зажоры.

В водотоках встречаются своеобразные формы ледяных образований, как, например, так называемые пятры (на Волхове) или бадумбы (на Ангаре). Пятро представляет собой ледяной островок, своим основанием примёрзший ко дну, так что над поверхностью воды находится лишь его верхушка в виде ледяной шапки округлой формы. Обычная форма подводной части пятра – опрокинутый усечённый овальный конус с длинной осью вдоль течения. Пятры состоят из подводного льда, смерзающегося настолько прочно, что они могут выдержать напор весьма быстро текущей воды в порожистых местах с каменистым дном, где обычно образуются пятры (Вейнберг Б.П., 1940, с. 383-384).

В местах замедленного течения образуются утолщения льда – ледяные мозоли (Россинский К.И., 1972а, с. 33). Нарастание льда на подводных частях инженерных сооружений причиняет немало вреда. Известны, например, случаи, когда наросший лёд выдёргивал из грунта глубоко забитые металлические сваи (Ходаков В.Г., 1969, с. 98).

Лёд как переносчик наносов.

Лёд выступает и как переносчик частиц грунта, вмёрзших в него зимой. Эффективен в этом отношении шуговой лёд сибирских рек, который нередко «обволакивает» и весной уносит даже крупные валуны (Ходаков В.Г., 1969).

Алдан относится к рекам, на которых ледовые явления играют существенную роль в формировании русла. В зимний период при толщине льда в среднем до 100 см, максимум 170 см, значительные части (участки) русла промерзают до дна, и речной лёд смерзается с русловым аллювием или скальным дном. Ледостав начинается в конце октября – середине ноября и продолжается в среднем 196 дней. (Борсук О.А. и др., 1995).

Кроме того, с льдинами переносится обломочный материал значительной крупности, который отлагается на пойме. Наиболее характерно это выражено на реках, где ледоход проходит при затопленной пойме, на участках с частой повторяемостью ледовых заторов. Льдины, попадая на пойму, задерживаются там при спаде уровней, тают и оставляют принесённый с собой материал. На реках, в верховьях которых аллювий галечный, следы льдинной аккумуляции выражаются в скоплениях эрратической гальки, иногда находящейся на значительном расстоянии от русла в центральной или тыловой части поймы Лены у Якутска и достигают высоты 1,0-1,5 м при поперечнике 2,0-3,0 м. В некоторых случаях льдины переносят валуны и глыбы огромных размеров (Чернов А.В., 1983, с. 67).

Смёрзшийся со льдом крупнообломочный (в том числе, выломанный со скальных бичевников и прибрежных скал) и аллювиальный материал транспортируется льдинами во время ледохода. По рассказам местных жителей ледяные поля иногда сплошь бывают покрыты разнообразным по крупности материалом. При взаимодействии льдин с берегом, их раскалывании в местах заторов переносимый материал сгружается, создавая камни-«одинцы» и их скопления, россыпи и хаотичные нагромождения плохо отсортированного валунника и т.д. Такие места «ледовой разгрузки» находятся у приверхов и в ухвостьях островов (о-ва Еловый, Кукчу, Молгарские, Чистенький, Бурый и др.). Наблюдающиеся на Алдане мощные навалы льда на берег оказывают на него эрозионное воздействие, проявляющееся в образовании на бичевниках и отмелях эрозионных борозд и котлов, срыве аллювиальной отмостки, что вызывает массовое смещение залегающего под ней материала и приводит к локальным переформированиям русла (Борсук О.А. и др., 1995).

Погребённый лёд.

Известны случаи, когда лёд старичных озёр и речных наледей заносится речными наносами и неопределённо долго сохраняется под ними в виде линз (Ходаков В.Г., 1969, с. 133).

Срезание растительности.

Высокий ледостав способствует увеличению ширины береговой зоны, в пределах которой растительность срезается осенним ледоходом и вмерзает в лёд. Частые подъёмы льда при прохождении зимних попусков, помимо уничтожения растений, которые нередко выдёргиваются с корнем, наносят механические повреждения берегам. Устойчивость береговых откосов в таких условиях уменьшается, закрепление песков растительностью замедляется или прекращается; русло постепенно расширяется, снижаются средние глубины (Маккавеев Н.И., 1957, с. 31).

4.3.12.                        Растительность

Растительность (или её отсутствие) определяет характер и интенсивность многих рельефообразующих процессов – склоновых, флювиальных, береговых, эоловых и др. (Генезис рельефа, 1998, с. 100).

Регулирование поступления наносов.

Результаты исследований и литературные источники показывают, что на юге лесной зоны (бассейны рек Оки и Протвы) только 10 % наносов со склонов попадают в русла рек, в лесостепной зоне (бассейн р. Ведуга, ЦЧО) их доля увеличивается до 30 % , в степной зоне США (прерии) – до 60 % и в пустынных районах Китая – почти 100 % (Ажигиров А.А., Иванов Н.Н., 1989, с. 211).

Укрепление берегов.

На обмен наносами между руслом и берегами сильно влияет береговая кустарниковая и камышовая растительность (Корюкин С.Н. и др., 1988, с. 186). Тип руслового процесса в значительной степени определяется растительностью, закрепляющей морфологические элементы русла и тем изменяющей их подвижность (Россинский К.И., 1972в).

Известны многочисленные случаи, когда одно только нарушение дернового покрова поймы гусеницами тягачей приводило к возникновению за одно половодье новых проток шириной в несколько сот метров и длиной в километры (р. Обь у г. Сургута и др.), случаи, когда незаконченная траншея трубопровода за одно половодье превращалась в протоку не меньших размеров (р. Днепр, ниже г. Киева), случаи, когда небольшие разрушения береговых валов, например, вследствие неудачной распашки, вызывали выносы на пойму песков, заносящих участки длиной в сотни метров слоем до 1 м (р. Полометь) (Попов И.В., 1970, с. 28).

Особым типом немеандрирующих русел являются участки рек, на которых отсутствие плановых деформаций обусловлено не стеснением потока склонами речных долин, а закреплением берегов растительностью (заторфованные, заболоченные приречные пространства). Эти участки рек практически лишены наносов, нет на них и грядового движения (Ресурсы…, 1970, с. 49).

На малых реках (примерно до 25 км длиной) лес способен предотвратить смещение берегов. Это обусловлено комплексом факторов: слабой интенсивностью русловой (боковой) эрозии берегов рек; преобладанием низких берегов высотой 0,5-0,7 м, которые в таёжной зоне облесены более чем на 80%; проникновением основной массы корней деревьев до половины высоты таких берегов (в ельниках старше 40 лет) или почти до подошвы берегового уступа (в сосняках и березняках старше 40 лет); взаимодействием основной массы корней деревьев с русловым потоком почти в течение всего периода его контакта с берегом (Рубцов М.В., Дерюгин А.А., 1981).

Разрушение берегов.

Деревья оказывают локальное, но заметное влияние на разрушение берега, то замедляя его, то резко ускоряя при обрушении в воду. Эта локальная неравномерность размыва обусловливает на Керженце очень неровную линию берега и во многом объясняет разницу величины отступания берега на соседних реперах: возле одного репера-дерева может уже произойти обрушение, тогда как возле соседних – ещё нет (Чернов А.В., Кораблева О.В., 2003, с. 207).

За 5 лет (1974-1979 гг.) наблюдений на участках р. Вычегды с использованием фототеодолитной съёмки смещение облесённых и залуженных пойменных берегов высотой 4-6 м составляло соответственно от 0,1 до 7,2 м/год и от 0,3 до 10,6 м/год, а на р. Выми от 0,1 до 0,3 м/год и от 0,1 до 0,8 м/год. Скорость смещения берега, облесённого елью (60 лет), была на 25% больше, чем залуженного. На отдельных участках за 20 лет смещение берегов, облесённых елью и сосной (80-95 лет), было на 0,4-0,8 м/год больше, чем залуженых берегов в идентичных условиях (Рубцов М.В., Дерюгин А.А., 1981). Ель из-за поверхностной корневой системы и большой парусности кроны обладает наименьшей устойчивостью и способствует деформации берега. Последнее свойственно крупным деревьям других пород.

Аккумуляция и эрозия наносов на пойме.

Скопления аллювия в русле реки, закрепляясь растительностью, превращаются в пойму (Чалов Р.С., Хмелева Н.В., 1979, с. 20). Большую роль в образовании пойменных проток играет шероховатость поймы, зависящая от растительности на ней. При больших значениях шероховатости (на залесённой пойме) транспортирующая способность потока при выходе его на пойму падает настолько, что староречья быстро заиляются и отмирают. Поэтому пойменная многорукавность характерна преимущественно для рек с луговой или слабозакустаренной поймой, где шероховатость относительно велика (Чернов А.В., 1983).

При повреждении растительного покрова эрозия поверхности поймы потоком половодья резко усиливается: размываются глубокие линейные рытвины, пойменные овраги и эрозионные котлы. При снятии дернины (распашке) может произойти плоскостной смыв почвенных горизонтов, в результате чего пойменная поверхность после высоких половодий размывается и понижается на несколько десятков сантиметров (Чернов А.В., 1983, с. 57-58).

Подобные явления отмечены на распаханной пойме верхней Оби (Великанова З.М., Ярных Н.А., 1970), на реках нечернозёмной зоны ЕТС (Матвеев Н.П., 1976), на реках семиаридных районов США (Барышников Н.Б., 1978; Schumm S.A., Lichty R.V., 1963; Burkham D.E., 1972) и земледельческих районов юга Великобритании (Lewin I., 1978).

В ряде работ (Попов И.В., 1969; Чалов Р.С., 1970) отмечается, что в этих случаях только в течение одного мощного паводка на пойме могут образовываться протоки, поперечные размеры которых близки к размерам русла. Известны многочисленные случаи, когда одно только нарушение дернового покрова (понятно, что это не причина, а условие) поймы гусеницами тягачей приводило к возникновению за одно половодье новых проток шириной в несколько сто метров и длиной в километры (Обь у Сургута),  случаи, когда незаконченная  траншея трубопровода за одно половодье превращалась в протоку не меньших размеров (Днепр, ниже Киева), случаи, когда небольшие разрушения береговых валов, например, вследствие неудачной распашки, вызывали выносы на пойму песков, заносящие участки длиной в сотни метров слоем в 0,5-1 м (р. Полометь) (Попов И.В., 1970).

Сплав древесины, карчеход.

На реке Юг, правой составляющей Северной Двины благодаря молевому сплаву в русле много заломов, выше которых образуются обширные мели, активизируются размывы берегов, незначительные в других местах. Разрушению берегов на верхнем Юге в значительной мере способствует молевой сплав древесины в половодье. Плывущие брёвна «не вписываются» в изгибы русла и с большой силой ударяются о берег, разрушая его. Выстилающая дно иногда в несколько слоёв утонувшая древесина препятствует углублению русла и способствует активизации размыва берегов (Русловой режим рек…, 1995).

Вырубка леса, увеличение поступления наносов.

Многие исследователи, в том числе из Казанского университета, видят главную причину пересыхания малых рек в ухудшении фильтрационных свойств почв после их обезлесивания и механической обработки, а также вследствие увеличения глубины их промерзания (Дедков А.П. и др., 2003, с. 80). Следует отметить, что в последние десятилетия в связи с уничтожением древесной растительности на берегах, активным использованием площадей вдоль русел под пашни и пастбища и с эрозионными процессами начали разрушаться многие участки, ранее им не подверженные. Особенно это касается пойм, которые ранее почти не размывались, а теперь среди всех эродируемых элементов долин часто занимают преобладающее место (реки Нявежис, Миния, Дубиса) (Рачинксас А., Бецонис М., 1970, с. 232).

Вырубка лесов и распашка земель приводят к возрастанию интенсивности эрозионно-аккумулятивных процессов, следствием чего является изменение морфологии речных водоёмов, русел и долин. Этим аспектам посвящено много работ  (Chaturvedi A.C., 1979; Fugner D., 1975). Эрозия может быть особенно большой при неразумной эксплуатации пойм, связанной с вырубкой пойменных лесов и снятием дёрна.

Заломы.

Во время прохождения максимума половодья в русле р. Лососинки, которая пересекает г. Петрозаводск, возникла запруда из кустарников и бытового хлама. Поток устремился к левому берегу и начал усиленно его размывать. Аналогичное произошло и на другой петрозаводской р. Неглинке. (Нежиховский Р.А., 1988, с. 51).

Выводы.

Влияние растительности на русловые деформации проявляется, главным образом, опосредованно через воздействие на главные руслоформирующие факторы (поступление наносов с водосбора, ограничивающие факторы, транспортирующую способность потока и укрепляющую роль поймы). Роль растительности на разных системных уровнях проявляется по-своему. Например, регулирование растительностью поступления наносов на системном уровне реки приводит к повышению или понижению продольного профиля. На уровне участка реки регулирование растительностью поступления наносов приводит к изменению типа русловых процессов и формы русла. Влияние растительности в качестве ограничивающего фактора приводит к изменению формы поперечного сечения русла. Особенно это заметно на малых реках, чем можно объяснить известную закономерность, заключающуюся в том, что малые реки относительно более глубокие, чем большие реки.

4.3.13.                        Пожары

На увеличение эрозионной и денудационной деятельности в бассейне р. Амура особое влияние оказывают палы луговых угодий и лесные пожары. При производстве изыскательских работ на Нижнем Амуре и по его притокам нами не обнаружено ни одного таёжного участка вблизи рек, не имеющего следов пожаров. Уничтожение пожарами торфяного слоя, предохраняющего породы от размыва, также приводит к интенсивному смыву грунтов (Соловьев И.А., 1967, с. 39-40). Лесные пожары, возникают главным образом в результате неосторожного обращения с огнем (Современные вопросы…, 1965).

4.3.14.                        Рыбы и другие животные

Некоторую руслоформирующую работу производят те рыбы, которые, подготовляя места нереста, роют головой и плавниками в грунте ямки для откладки икры. Ямок образуется такое количество, что дно нерестилища представляет собой сплошные неровности – выемки и бугры. Такие ямки, служащие «гнёздами», вырывают горбуша и другие дальневосточные и атлантические лососи. Роет ямки и семга, гнёзда которой лежат на бόльшей глубине, чем нерестилища кеты. После того как самка высеет икру в гнездо, и самец польёт её молоками, производители зарывают гнездовую ямку, образуя на её месте бугор из песка и гравия (Правдин И.Ф., 1972).

Иногда горбуша приходит на нерестилища в таком количестве, что многим производителям не хватает места для икрометания. Начинается настоящая борьба за обладание местами для устройства гнёзд. Гнёзда, подготовленные ранее пришедшими рыбами, заполненные икрой и засыпанные гравием, разрываются, икра выбрасывается. Затем в те же ямки кладёт икру рыба, пришедшая позже, и тоже засыпает их песком и гравием (Правдин И.Ф., 1972).

В небольшой степени руслоформирующую деятельность проявляют и другие живые существа. Например, землеройные, водоплавающие и др. Бывают случаи, что землеройные животные вырывают большое количество ходов в телах земляных дамб, что может привести к их размывам.

4.3.15.                        Сила Кориолиса

Ещё в XVIII веке академик Петербургской академии наук С. Паллас, который немало путешествовал по России, обратил внимание на резкую разницу между правым и левым берегом рек. Согласно закону Бэра для рек, имеющих составляющую вектора направления течения, направленную в направлении меридиана, в Северном полушарии более подмываются правые берега, а в Южном – левые. К. М. Бэр в 1857 объяснил указанное явление влиянием вращения Земли. Через два года, в 1859 году, французский учёный Ж. Бабине установил, что и в южном полушарии реки ведут себя так же загадочно: они текут, прижимаясь к левым берегам, подмывая их. В 1827 году, то есть за 30 лет до К. Бэра, русский историк, исследователь Сибири П.А. Словцов обратил внимание на то, что крупные сибирские реки текут, прижимаясь к правым, трудноразмываемым склонам своих долин. Причиной этого явления П.А. Словцов считал влияние кориолисова ускорения. Однако в то время наблюдения историка никого не заинтересовали (Популярная энциклопедия рек…,  1988, с. 69).

Известно, что тело, движущееся поступательно во вращающейся системе, испытывает ускорение Кориолиса. В случае движения водного и воздушного потока со скоростью v на поверхности Земли на широте j это ускорение равно 2 w v sin j (где w – угловая скорость вращения Земли) и направлено вправо по отношению к скорости движения в Северном полушарии, влево — в Южном. По отношению к воздушным потокам (ветрам) в свободной атмосфере действие этого фактора хорошо изучено, так же как и в отношении морских и океанических течений. Сложнее дело обстоит в случае руслового потока, к которому относится закон Бэра, так как берега препятствуют отклонению потока; это приводит к подмыву соответствующего берега. Размыв соответствующего берега часто затушёвывается основным наклоном местности, геологическим строением долины и другими факторами. Примерами, подтверждающими закон Бэра, может служить строение берегов рек Днепра, Дона, Волги, Оби, Иртыша и Лены; Дунай и Нил также в большей части своего течения имеют высокий правый берег и низкий левый. В Южном полушарии реки с крутыми левыми берегами имеются в Новой Зеландии и в Южной Америке.

М.А. Великанов относил действие силы Кориолиса к одной из двух важнейших, по его мнению, руслоформирующих сил: «Боковое перемещение русла обусловливается двумя причинами: влиянием кривизны и влиянием вращения Земли». «Если мы возьмём очень большой промежуток времени, измеряемый, например, десятками тысяч лет, то влияние второго фактора окажется гораздо более значительным, чем влияние первого» (Великанов М.А., 1948а, с. 492-493).

«Полтавская губерния вытянута с СЗ на ЮВ, по левому берегу Днепра. Перпендикулярно этому направлению она прорезывается четырьмя рекам: Хоролом, Пселом, Ворсклой и Орелью. Жителям Полтавы хорошо известно, что правый берег Ворсклы нагорный, а левый низменный; это явление – обычное для всех рек Северного полушария, текущих в направлении от севера к югу. Причина этого явления – вращение Земли вокруг своей оси… Аналогию с этим явлением можно усмотреть и в крушениях поездов, которые сходят с рельсов в правую сторону от своего движения» (Докучаев В.В., 1994, с. 134).

Перемещение главного течения реки Киренга от правого к левому берегу происходит обычно по пологому направлению с использованием наиболее длинного рукава. Таким образом, радиус кривизны главного течения реки (при руслоформирующем расходе) в сторону правого берега меньше, чем к левому берегу. Подобное различие в особенностях развития разветвлений в местах перехода русла от одного борта долины к другому, вероятно, можно объяснить воздействием на частицы движущейся воды ускорения Кориолиса, благодаря которому в Северном полушарии русло получает устойчивую тенденцию к расположению возле правого берега, а величина поперечного перекоса при направлении русла от правого берега к левому относительно меньше (Белый Б.В. и др., 1979, с. 132).

На малых и средних реках Западного Закамья двухсторонние деформации сменяются односторонними, направленными в большинстве случаев вправо. Основной причиной этих медленных, но постоянных смещений русел вправо является сила Кориолиса, зависящая от расхода воды и скорости течения (Бутаков и др., 1989; Dedkov, Butakov, 1989). Геоморфологическим следствием данного процесса является явное преобладание левобережной поймы над правобережной и формирование резко асимметричных долин (р. Вятка, р. Чепца) (Бутаков Г.П. и др., 1999, с. 36).

В ряде случаев наблюдаются существенные отклонения от общей закономерности. Они связаны главным образом с влиянием литологии, новейшей тектоники и взаимодействием потоков сливающихся рек (Бутаков Г.П. и др., 1999).

4.3.16.                        Эоловый фактор

В аридной зоне важное значение имеет эоловое поступление наносов. Даже в степной зоне этот источник вносит заметный вклад в приходную часть баланса (Алексеевский Н.И., Чалов Р.С., 1997, с. 125).

Эоловые морфодинамические системы имеют открытый характер, но могут в сочетании с флювиальной деятельностью значительно отличаться по особенностям динамики эолового материала (Федорович Б.А., 1964, 1975; Кесь А.С., Федорович Б.А., 1976). Обычно эоловый перенос испытывает устойчивое направленное перемещение. В отдельных случаях эоловый материал может испытывать поступательно-возвратное движение по полузамкнутому контуру, например, развеваемые песчаные озёрные равнины Буйр-Нура на востоке Монголии, откуда ветер выносит песок в предгорья Большого Хингана. Халкин-Гол с его левыми притоками размывает здесь песчаные отложения, переносит их и отлагает в дельте на Восточной окраине Буйр-Нура. Дельта периодически обсыхает, пески снова выносятся, и происходит их локальная циркуляция (Генезис рельефа, 1998, с. 103).

Одним из источников эпизодического образования больших скоплений наносов в русле Селенги служат пустынные пески, надвигающиеся при ветрах некоторых направлений на береговые склоны и сползающие по ним непосредственно в русло реки (Старицкий А.К., 1913). Долины крупных рек Онон, Ульдзя, Керулен, Халкин-Гол и Хайлар испытали интенсивное развевание: сложенные песками плоские поверхности высокой поймы и низких террас были превращены дефляцией в сильно расчленённый рельеф грибовидных останцов. В долинах рек Ульдзя, Халкин-Гола, Дэгэ-Гола и Азаргин-Гола отложились толщи эоловых песков. Водотоки малых рек пересохли, их долины на отдельных участках были занесены песками, на других углублены линейной дефляцией и превратились в ложбины (Генезис рельефа, 1998). На Прикаспийской низменности эоловым фактором нередко засыпание водотоков песком (Аристархова Л.Б., Федорова Н.А., 1981, с. 302-303).

Одна из причин развития односторонних разветвлений на р. Обь ниже устья Чарыша связана с воздействием преобладающих юго-западных ветров на русло: в межень, когда обсыхают прирусловые отмели, занимающие до 40-50 % площади русла, ветер переносит с них песок в правобережную часть реки, способствуя её обмелению (Маккавеев Н.И. и др., 1966). На меридиональном отрезке верхней Оби (от устья р. Чарыш до г. Барнаул) господствующие сильные юго-западные ветры осуществляют в межень развевание песков обсохших прирусловых отмелей, которые переносятся в правобережную часть русла, вызывая его обмеление. В результате русло Оби здесь направленно смещается к левому коренному берегу. Вдоль бровки правобережной поймы происходит формирование дюн, отгородивших от реки широкую пойму (Русловой режим рек…, 1995, с. 225).

О масштабе переноса по воздуху руслового аллювия может сказать тот факт, что когда на р. Лене в районе устья Вилюя северо-западный ветер усиливается до 12-15 м/с, наступает пыльная буря. При встрече с поймой, благодаря большой шероховатости её поверхности, воздушный поток резко снижает скорость, взвешенные им частицы оседают, образуя дюны, быстро растущие в высоту и погребающие под собой кустарниковую и травяную растительность. Высота песчаных дюн на пойме в первый период их существования обычно не превышает 1,5-3 м, однако в дальнейшем они достигают больших размеров. Так, на Лене в устье Вилюя на 15 м над меженным урезом возвышается небольшой остров Буян. Нижние 8 м этого острова сложены нормальным русловым и пойменным аллювием, венчающимся погребённой почвой; верхняя 7-метровая толща имеет эоловой происхождение (Чернов А.В., 1983).

Большое влияние оказывает эоловый фактор на формирование речных пойм. Ветры в засушливых районах, как это отмечалось и Ю.А. Лаврушиным (1965), могут переносить значительные объёмы песчаных отложений, изменяя рельеф поймы, созданный русловым процессом. Влияние эоловых процессов на формирование рельефа пойм сказывается при наличии достаточно ровных и открытых пространств, сильных ветров и песчаных грунтов на отмелях. Этим условиям отвечают широкие долины крупных рек (Чернов А.В., 1983, с. 85). Несмотря на широкое распространение на некоторых поймах, эоловые формы рельефа занимают небольшие площади на пойменных поверхностях и лишь локально изменяют флювиальный пойменный рельеф.

Русло Амура в пределах Нижнеамурской низменности подвергается интенсивному воздействию ветра. При его большой ширине ветровое волнение на реке интенсифицирует размывы берегов. В межень, в том числе зимой, ветер перевевает прирусловые песчаные отмели; песок аккумулируется в прирусловой части поймы, образуя здесь дюнные скопления – релки. В среднем за сезон мощность эоловых накоплений составляет от 30 до 60 см; ураганные ветры образуют дюны высотой в 5 раз больше. (Русловой режим рек…, 1995 с. 323.). Г.А. Трегубов (1959) на р. Амур отмечал изменение высоты песчаных дюн за счёт ветра до 130 см (в 1954-1955 гг.) и особенно подчёркивал большую роль зарослей кустарника в накоплении песчаных отложений, переносимых ветром.

В процессе расширения поймы цепочки эоловых дюн, маркирующих прежнюю границу поймы и русла, оказываются в глубине поймы: подобные цепочки древних дюн находятся сейчас в глубине поймы верхней Оби (Маккавеев и др., 1966). Зачастую дюны подвержены вторичному развеванию, особенно на луговых поймах: в этом случае отдельные эоловые холмы или беспорядочные их скопления разбросаны по всей пойме и могут достигать высоты 10-14 м (у дер. Киприно на верхней Оби) (Чернов А.В., 1983, с. 87).

4.3.17.                        Ведущий берег

В литературе можно встретить высказывания о некоторой предопределённости меандрирования земляных русел. Но, как известно, в природе существуют прямолинейные речные русла большого протяжения. Их отличительная способность – наличие ведущего берега, который обеспечивает быстрое отторжение возникающих побочней, благодаря чему не создаётся изгибов русла (Чалов Р.С., 1979).

Высокие прямолинейные берега, если к ним подходит русло реки, благоприятствует образованию меандров «сундучной» формы (со срезанной вершиной) и с увеличенной длиной шага (Борсук О.А., Спасская И.И., 1974, с. 102).

Влияние ведущих берегов в процессах руслоформирования всесторонне исследовал Н.И. Маккавеев (1964). На основе установленных им закономерностей успешно осуществлён ряд крупных проектов капитального улучшения судоходных условий на реках. Выправление русла путём разработки рукавов, проходящих вдоль ведущих берегов, если они не образуют выступающих в реку мысов, как правило, приводит к резкому улучшению условий судоходства. Примером удачного применения этого метода служит р. Вычегда, на отдельных участках которой в результате выправления среднегодовые объёмы землечерпания были снижены в 2-3,5 раза (Чалов Р.С., 1999б). По мнению И.Ф. Карасева (1985) «Выравнивание береговой линии канала – одно из действенных средств стабилизации его трассы и русла, подсказанных самой природой».

Наличие ведущего берега способствует тому, что рукав, который проходит вдоль него, остаётся достаточно глубоким и многоводным даже в те периоды, когда активизируется второй рукав. В этом случае возможно закрепление трассы в рукавах, расположенных у высокого берега с нарушением правила «восьмёрки». При наличии выступов ведущих берегов судовой ход также получает фиксированное положение, располагаясь в верхнем звене в рукаве вдоль высокого берега, в следующем – в пойменном рукаве, затем снова у высокого берега и т.д. Это имеет место на р. Оби ниже г. Новосибирска, где, начиная с 30-х годов, фарватер проходит сперва в правом рукаве у высокого берега, затем в левом пойменном и снова в правом рукаве у высокого берега (Чалов Р.С., 1999б, с. 28). Для обеспечения устойчивости прорези при высокой воде следует несколько изгибать трассу соответственно линии ведущего берега (Маккавеев Н.И, Советов В.С., 2003, с. 200).

Ведущий берег в зависимости от свойств слагающих пород может проявлять своё действие через несколько руслоформирующих факторов. Крайними из них являются неразмываемые берега, которые не поставляют в поток наносы и этим играют роль уменьшения поступления наносов в реку. Второй противоположный случай – хорошо размываемые берега, которые являются источниками дополнительного поступления наносов в реку.

В первом случае неразмываемый берег не обязательно должен быть высоким, главное, чтобы его влияние оказывалось до довольно высоких уровней. Во втором случае он обычно высокий, потому что в этом случае поступление наносов происходит со всей высоты берега.

Неразмываемые берега, способствующие уменьшению поступления наносов в реку, удобно использовать в качестве ведущих при русловой многорукавности, когда река перегружена наносами. В этом случае приведение реки к такому берегу позволяет сделать русло относительно более глубоким и избавить от русловых островов. «Обычно ведущим является коренной берег или высокий и трудноразмываемый пойменный берег, вдоль которого проходит динамическая ось потока в весеннее половодье, когда происходят наиболее интенсивные русловые переформирования. На реках северного полушария коренным берегом обычно является правый» (Руководство по проектированию… , 1974, с. 60). «Если русло проходит возле высокого берега, сложенного устойчивыми против эрозии породами, то судовой ход приближают к этому берегу» (Маккавеев Н.И., 1995, с. 133-134).

На Верхней Оби на участке длиной 17 км выше моста русло почти прямолинейно – здесь река прижата к высокому левому слаборазмываемому берегу (Кулемина Н.М., 1973, с. 7). На участке р. Вятки в целях коренного улучшения судоходных условий выправительная трасса и судовой ход проложены вдоль ведущего левого слаборазмываемого вогнутого берега (Руководство по проектированию… , 1974, с. 63).

Размываемые ведущие берега, приводящие к увеличению поступления наносов в реку, полезны при меандрировании, когда требуется уменьшение длины судового хода. В этом случае привод реки к такому ведущему берегу оказывает дополнительное поступление наносов, и река выпрямляется.

Например, изучение вееров перемещения русла р. Ока в пределах этого участка показывает, что ранее река меандрировала, формируя частые петли, но затем после подхода её к склону долины произошёл прорыв петель, и река приняла современные прямолинейные очертания, которые, по-видимому, сохраняются длительное время. Возобновление меандрирования здесь возможно только в результате перераспределения стока в системе выше расположенных протоков и, по-видимому, современное положение русла может удерживаться длительное время. Ниже с. Копоново река вновь отходит от склона долины и образует излучины П-образных очертаний (Попов И.В., 1956, с. 39-40).

У дер. Малая Сазанка р. Зея двумя излучинами упирается в отроги возвышенности Нюкжа, так называемые «Белые горы» – холмы высотой 80-100 м, сложенные в основном белым кварцевым песком со средней крупностью 1,4 мм. Высокий, крутой, осыпающийся склон является источником поступления в р. Зею большого количество наносов. Выше «Белых гор» р. Зея протекает в меандрирующем русле шириной 0,8-1,5 км со средними скоростями течения 1,0-1,3 м/с. Ниже русло реки приобретает прямолинейные очертания, ширина резко увеличивается в 1,5-2 раза, скорости течения уменьшаются до 0,9-1,1 м/с, в русле появляется множество песчаных островов, осерёдков, отмелей и кос (Вильчик В.М., 1989).

4.3.18.                        Температура

Ряд работ посвящён влиянию температуры воды на расход донных наносов (Colby B.R., 1964; Серебряков А.В., 1970). Увеличение температуры потока приводит к увеличению расхода донных наносов при малых числах Рейнольдса, увеличению при средних значениях Re, а при больших числах Рейнольдса температурных эффектов не наблюдается (Taylor B.D., Vanoni V.A., 1972).

Исследования А.В. Серебрякова (1970) показали, что изменения температуры потока оказывают существенное и противоположное влияние на взвешивание и осаждение наносов с крупностью зёрен менее 1,5 мм. С повышением температуры интенсивность взвешивания и выпадения наносов возрастает, а с понижением уменьшается, но взвешенные наносы транспортируются на более далёкое расстояние. Этим и объясняется уменьшение объёма деформаций русла на зарегулированных реках при одинаковом по размерам с бытовыми условиями паводке, но с температурой потока ниже +5-8 ºС, хотя мутность потока при этом больше бытовой. Изменение взвешивающей способности потока при различных температурах пока ещё не получило строгого теоретического объяснения. После зарегулирования сток интенсивность русловых деформаций уменьшается, а устойчивость (динамическая стабилизация) русла повышается (Серебряков А.В., 1970, с. 49-50).

4.3.19.                        Форма русла, морфометрические характеристики

Некоторые исследователи видят руслоформирующими факторами характеристики самого русла, его формы или соотношения между параметрами русла, например, А.Н. Бутаков (1988) и В.М. Католиков (2000) связывают образование побочней и других типов русел с относительной глубиной реки. По их мнению, побочни развиваются в относительно глубоких руслах, а русловая многорукавность в относительно широких руслах. П.А. Шаберашвили (1960) и В.В. Ромашин (1969), наоборот, полагают, что в уширенном русле наблюдаются изгибы динамической оси и тенденция к образованию меандр.

Другим примером исследования параметров русла на форму русла или формы русла на тип русловых процессов может быть исследование (Einstein H.A., Hsieh A.L.C., 1971). 2500 поперечных сечений выправленного русла р. Миссиссипи были ими использованы для установления влияния кривизны русла на форму поперечного сечения. Было установлено, что на форму поперечного сечения оказывает несомненное влияние кривизна на расположенном выше по течению отрезке русла длиной 2100 м (12 ширин русла и 615 средних глубин потока). По мнению этих факторов, кривизна русла влияет также на асимметрию поперечного сечения и на поперечное распределение глубин. С этим можно согласиться или же, напротив, утверждать, что асимметрия реки приводит к развитию извилистости. Сюда же можно отнести выявленную Б.Ф. Снищенко (1979) зависимость типа русловых процессов от извилистости реки.

Коррелирование разных параметров между собой правомочно, но оно не объясняет причин формирования ни одного из связываемых параметров. Следуя системному подходу, не следует искать причин формирования различных типов русловых процессов в форме элементов, его составляющих.

4.3.20.                        Солнечная активность

Уровень солнечной активности (число активных областей и солнечных пятен, количество и мощность солнечных вспышек и т.д.) изменяется с периодом около 11 лет. Существуют также слабые колебания величины максимумов 11-летнего цикла с периодом около 90 лет. На Земле 11-летний цикл прослеживается на целом ряде явлений органической и неорганической природы (возмущения магнитного поля, полярные сияния, возмущения ионосферы, изменение скорости роста деревьев с периодом 11 лет, установленным по чередованию толщины годовых колец, и т.д.). На земные процессы оказывают также воздействие отдельные активные области на Солнце и происходящие в них кратковременные, но иногда очень мощные вспышки.

Согласно воззрениям Чижевского, развиваемым современной гелео-геофизики, изменчивость гидрологического режима нашей планеты и, в частности, водности рек во многом обусловлена космическими причинами – опосредованным влиянием процессов, протекающих в недрах Солнца. Для количественной характеристики солнечной активности существует ряд индексов. Установлено, что наиболее тесную связь с водностью рек имеют числа Вольфа. Установлено, что усиление солнечной активности определяет усиление общей атмосферной циркуляции, что и обусловливает изменение гидрометеорологического режима. Усиление общей циркуляции земной атмосферы особенно значительно, если вынуждающая сила солнечной активности попадает в резонанс с собственными колебаниями внутренней энергии земной атмосферы. Одним из чувствительных проявлений влияния солнечной активности в геофизических процессах являются осадки, которые, в свою очередь, влияют на уровни грунтовых вод, уровни озёр и расходы рек (Федотов Г.А., 1969, с. 245).

Солнечно-гидрологические связи хотя и несомненны, тем не менее, не одинаковы для разных географических районов и в разные эпохи. Так, в водности рек Средней Азии (Амударьи, Сырдарьи и Чирчика) обнаружена 5-6-летняя цикличность. В стоке р. Волги и, соответственно, в уровнях Каспийского моря выявлены 11-летний и 88-89-летний (вековой) циклы (Андреев О.В. и др., 1983 с. 269). В.Г. Андреянов обнаружил положительную связь водности р. Темзы с вековым ходом чисел Вольфа, однако для р. Нила эта же связь оказалась отрицательной. Аналогично А.М. Резниковским обнаружена связь средних расходов воды рек с вековым циклом чисел Вольфа – положительная для рек Сибири и отрицательная для рек Европы и Средней Азии.

4.3.21.                        Другие руслоформирующие факторы

Определённую роль в формирование русел вносят понижения базисов эрозии (уровней приёмных водоёмов). «Одновременно с падением уровня Арала резко понижается и уровень Амударьи, что способствует развитию эрозии почв и линейных размывов на уровне поймы» (Нигматов А.Н., 1995, с. 94). Н.Б. Кереселидзе и др. (1986, с. 50) Одним из основных параметров, определяющих русловой процесс и его характеристики, считают коэффициент гидравлических сопротивлений. Н.Б. Барышников (1978, с. 23) в состав дополнительных факторов вводит климатические и болотообразовательные процессы, а также делювиальные выносы и др.

4.3.22.                        Выводы

Влияние многих перечисленных в этом разделе руслоформирующих факторов на русловые деформации проявляется, главным образом, опосредованно через воздействие на главные руслоформирующие факторы.

Предлагается следующий подход к рассмотрению влияния косвенных руслоформирующих факторов на формы русла: оценивать это влияние не непосредственно на форму русла, а через влияние на основные факторы руслоформирования: 1) поступление наносов в реку; 2) транспортирующую способность; 3) ограничение развития русловых деформаций, а также 4) сопротивление пойм размывам и образованию пойменных проток. Влияние каждого фактора стоит рассматривать на нескольких системных уровнях.

4.4.  Роль поймы в русловых процессах

4.4.1.     Определение поймы

Пойма – часть дна речной долины, затопляемая в периоды высокой водности; формируется в результате отложения переносимых потоком наносов в ходе плановых деформаций речного русла. Пойма, принимая участие в пропуске расхода воды и наносов, оказывает существенное влияние на весь ход руслового процесса (Чеботарев А.И., 1978, с. 203).

Н.И. Маккавеев и В.С. Советов (2003, с. 188) различают две основные формы высокой поймы: а) двусторонняя пойма – русло реки проходит по широкой пойме, отклоняясь то к правому, то к левому коренному берегу, образуя излучины и рукава; б) односторонняя пойма – русло прижато к высокому коренному берегу, а вдоль противоположного берега протягивается широкая полоса поймы. А.И. Чеботарев (1978) добавляет к ним также чередующиеся поймы, т.е. попеременно расположенные то справа, то слева от потока.

М.А. Великанов (1948а) считал пойму разновидностью одного из шести выделенных им русловых образований равнинных рек, которым соответствуют и особые типы гидравлической структуры потока.

На равнинной реке, имеющей сезонные изменения горизонтов воды, различают два уровня поймы: а) нижняя пойма – полоса прибрежных песков, слабо закреплённых растительностью, постепенно переходящая в подводные мели и составляющая с последними одно целое при подъёме уровня в воде; б) высокая пойма – покрытое лугами или кустарниками пространство, слабо наклонённое в стороны общего падения долины, обычно изрезанное гривами и ложбинами. Высокая и нижняя поймы разделены яром – уступом берега, подмываемым средне-высокими водами (Маккавеев Н.И, Советов В.С., 2003, с. 187).

Среди многих геоморфологических элементов, составляющих речную долину, пойма занимает особое положение. С одной стороны, она является производной современного русла, так как обязана ему своим происхождением (пойма образуется при зарастании в маловодье и в межень наиболее высоких частей аккумулятивных форм руслового рельефа), и вместе с тем – постоянным аккумулятором и источником твёрдого материала, переносимого рекой, т.е. участвует в транспорте наносов (Чернов А.В., 1983, с. 3). По его мнению, «во время половодья пойма представляет собой дно потока и поэтому непосредственно влияет на значения руслоформирующих расходов воды и пропускную способность русла» (Чернов А.В., 1983).

Луговед А.М. Дмитриев (1904) впервые выделил в пределах поймы три зоны: прирусловую, центральную и притеррасную. Эта схема деления поймы продолжает использоваться и в настоящее время (Чернов А.В., 1983). «В поперечном сечении поймы выделяют: прирусловую – более повышенную часть, центральную – несколько более низкую и ровную и притеррасную – наиболее пониженную, имеющую вид заболоченной ложбины, прилегающей к коренному склону долины или чаще к уступу второй террасы». (Чеботарев А.И., 1978 с. 203.)

Это подразделение поймы по ширине с закономерным понижением к краям, не всегда соблюдается. Наряду с этими широко распространёнными поймами (например, на р. Оби, нижнем Амуре и нижней Волге), также встречаются и реки с повышением отметок поймы в сторону от реки к коренным берегам. Первый вид поперечного сечения поймы – с понижением от русла – обычно встречается на аккумулирующих реках; второй – с повышением отметок от русла к коренным берегам – на врезающихся реках.

4.4.2.     История исследований пойм

Первоначально пойма интересовала геологов и геоморфологов, видевших в ней, во-первых, геологический объект (Ч. Ляйель, В.М. Дэвис) и, во-вторых, свидетеля прошлых событий, запечатленных в её рельефе и строении (В.В. Докучаев, С.Н. Никитин, П.Н. Кропоткин). Взгляды М.В. Ломоносова (1847), а также высказанное С.Н. Никитиным (1884, 1890) верное положение о смене фаций в пойменных разрезах как следствие миграции русла по дну долины остались незамеченными, а господствующее положение заняла гипотеза В.В. Докучаева (1878) о поймах как днищах соединённых и в дальнейшем спущенных приледниковых озёр. В.Н. Сукачев, Л.И. Прасолов, К.К. Гедройц, В.Р. Вильямс, Б.В. Полынов развивали взгляды В.В. Докучаева о послеледниковом озёроно-котловинном происхождении речных пойм.

Академик В.Р. Вильямс, ссылаясь на наличие в основании разреза аллювия крупнообломочного материала, связывал генезис пойм с послеледниковыми потоками. В.Р. Вильямс (1922) впервые обратил внимание на эрозионную деятельность потока половодья на пойме, объясняя ею некоторые особенности гривистого рельефа пойм. Тем самым он положил начало господствовавшему затем взгляду на главенствующую роль в происхождении рельефа поймы половодья, либо прямую (Р.А. Еленевский, 1936; Н.И. Маккавеев, 1955), либо косвенную (посредством образования прирусловых валов: Е.В. Шанцер, 1951; И.В. Попов, 1965) (Чернов А.В., 1983, с. 4).

Широкое гидролого-мофологическое развитие учения о поймах было сделано в работах В.В. Докучаева (1878), В.Р. Вильямса (1949), Н.И. Маккавеева (1955), М.А. Великанова (1958), Н.А. Ржаницына (1985), И.В. Попова (1965, 1970), Г.В. Обидиентовой. Наиболее полно гидроморфологическое направление изучения пойм изложено в книгах Н.И. Маккавеева (1955, 1971), в работах ГГИ, осуществлявшихся под руководством Н.Е. Кондратьева (Русловой процесс…, 1959), в работах И.В. Попова (1969), Н.А. Ржаницына (1960), Р.С. Чалова (1970), Н.Б. Барышникова (1978, 1984), А.В. Чернова (1983). Гидравлическим аспектами изучения пойм занимались Г.В. Железняков (1981), Н.Б. Барышников (1978, 1984) и др.

4.4.3.     Виды деформаций речных пойм и их классификации

В.Р. Вильямс (1922) впервые сделал классификацию пойм по рельефу, геологическому строению и характеру накопления наносов на их поверхности. Р.А. Еленевский (1936) впервые разработал развёрнутую и детальную классификацию пойм. Все поймы разделяются на две большие группы: неразвитые и развитие. К первым он отнёс поймы неречного происхождения (торфяные, плавневые, озёрные), а также поймы горных рек. Развитыми поймами являются аллювиальные образования, создающие единый генетический ряд: по мере увеличения эрозионно-транспортирующей способности потока и крупности наносов формируются подгруппы пойм – обвалованно-равнинные, сегментно-гривистые, островные, дельтовые. Основные положения работы Р.А. Еленевского не потеряли своего значения до сих пор. Так, впервые упоминается роль блуждания реки (излучин) по дну долины в формировании сегментно-гривистых пойм. Также им впервые указано на наличие пойменной многорукавности в руслах многих северных рек и отмечено увеличение количества проток вниз по течению (Чернов А.В., 1983). В последующем это явление было объяснено Р.С. Чаловым (1979).

В 1951 г. Е.В. Шанцер сформулировал положение о том, что речные поймы возникают как результат русловых деформаций. Предложенная Е.В. Шанцером схема образования поймы, основанная на схеме поперечной циркуляции потока на излучине, не учитывает роли грядового движения наносов в формировании гривистого пойменного рельефа, хотя сам Е.В. Шанцер упоминает о наличии в русле крупных движущихся гряд. Не рассматривается Е.В. Шанцером процесс формирования поймы на многорукавных реках. Н.И. Маккавеев в своих исследованиях пойм наибольшее внимание уделял процессу затопления её полыми водами. По его мнению, пойменные гривы образованы потоком половодья, проходящим по пойменному сегменту  и выполаживающимся (в плане) по мере подъёма воды (Чернов А.В., 1983).

И.В. Попов большую роль в формировании пойм отводит крупным песчаным грядам в русле реки. В подвальях этих гряд близ выпуклого берега при поперечной циркуляции потока образуются косы, вытянутые вдоль русла и огибающие выпуклый берег излучины. Эти косы вместе с пригребневыми частями гряд представляют собой основу для дальнейшего формирования на них во время половодья береговых валов, которые по закреплении растительностью становятся пойменными гривами. Наряду с образованием пойм меандрирующих рек И.В. Попов рассмотрел процесс формирования пойм многорукавных рек; здесь происходит зарастание растительностью песчаных осерёдков (Чернов А.В., 1983).

Р.С. Чалов связывает происхождение рельефа речных пойм со смещением песчаных гряд в русле и характером горизонтальных русловых деформаций. Согласно этим взглядам, положительные формы рельефа пойм представляют собой закрепившиеся растительностью пригребневые части побочней и осерёдков. На меандрирующих реках они изогнуты вдоль выпуклых берегов излучин и при закреплении растительностью превращаются в пойменные гривы. На многорукавных реках основу будущей поймы составляют осерёдки, осушающиеся в межень. При зарастании они превращаются в пойменные острова, к которым в дальнейшем причленяются побочни перекатов, в ухвостьях формируются косы, увеличивающие их площадь. В итоге тезис «происхождение речных пойм в связи с горизонтальными русловыми деформациями», предложенный ещё Р.А. Еленевским и Е.В. Шанцером, получил в работах Р.С. Чалова полное физическое объяснение (Чернов А.В., 1983).

Признавая за горизонтальными русловыми деформациями ведущую роль при образовании поймы. Р.С. Чалов рассматривает и систематизирует другие факторы, оказывающие влияние на пойму как непосредственно в процессе её образования, так и в её дальнейшем развитии. Вертикальные русловые деформации влияют на характер поперечного профиля поймы – при врезании реки формируется ступенчатая пойма, при аккумуляции – наложенная или обвалованная; затопление поймы во время половодий определяет формирование на её поверхности преимущественно аккумулятивных и в значительно меньшей степени эрозионных форм рельефа (Чернов А.В., 1983).

4.4.4.     Роль поймы в руслоформировании

Пойма принимает участие в русловых процессах, «но краткость периода её перекрытия, а главное, обычно покрывающая её растительность, создающая повышенные сопротивления паводочному стоку, делают участие поймы в образовании русла в большинстве случаев сравнительно слабым. Исключения составляют разные случаи, когда пойменный поток имеет направление, существенно отличное от меженного, и пересекает последний» (Великанов М.А., 1958, с. 27). Под русловыми процессами как факторами поймообразования в первую очередь подразумеваются горизонтальные и вертикальные русловые деформации (Чернов А.В., 1983, с. 31).

Гидрологическое направление исследует речные поймы как «дно большого русла», по которому во время половодий проходит поток. Гидрологические исследования пойменного потока проводятся преимущественно на моделях или же на стационарах, а также посредством статистического анализа данных на постах Гидрометслужбы (Г.В. Железняков, И.А. Ярославцев, Ю.Н. Соколов, А.Н. Бутаков, Н.Б. Барышников).

Поведение потока при взаимодействии с поймой исследовались как на жёстких или размываемых моделях (Железняков Г.В., 1961 и другие его работы; Соколов Ю.Н., 1967, Знаменская Н.С., 1973; Барышников Н.Б., 1978), так и в естественных условиях (Маккавеев Н.И., 1955; Гордиков А.В., Россомахин М.В., 1961; Попов И.В., Гаврин Ю.С., 1970; Великанова З.М., Ярных Н.А, 1970; Малик Л.К., 1972; Усачев В.Ф., 1977; Барышников Н.Б., 1978).

Обмен поймы и русла наносами.

Н.Б. Барышников (1978, с. 26) отмечает, что между руслом и поймой происходит непрерывный обмен наносами. Такой обмен происходит разными способами: в виде образования поймы за счёт прирусловых отмелей и их зарастания, в виде наращивания поймы за счёт отложения наилка, а также в виде поступления наносов с поймы в русло при плоскостном смыве или разработке пойменных проток, или за счёт эолового поступления наносов с поймы в русло.

Объём наносов, участвующих в этом обмене, иногда превышает объём транзитного стока наносов. Так, на Волге, от Зименок до Астрахани (до регулирования Волги), по данным Н.И. Маккавеева, объём переформирований примерно втрое превышал твёрдый сток реки, составляя в средний по водности год около 60 млн. м³. Н.И. Маккавеев предполагает, что такой же объём наносов аккумулировался на пойме.

Как указывает Н.И. Маккавеев (1955), объём наносов, попадающих в реки в результате размыва поймы в несколько раз превосходит объём стока наносов рек. Так, на Нижней Волге годовой объём размыва пойм в 1945-1947 гг. составлял примерно 36 000 м³ на 1 км длины, а на нижней Миссисипи – 55 000 м³.

Кинематический эффект. Влияние поймы на транспорт наносов.

Впервые вопрос о влиянии пойменного потока на транспорт наносов в русле был поставлен В.Н. Гончаровым (1962). Характерная особенность структуры потока при выходе его на пойму заключается в том, что происходит уменьшение скоростей в русле, а, следовательно, и его пропускной способности (Железняков Г.В. и др., 1970, с. 19). Это явление, называется кинематическим эффектом безнапорного потока.

Впервые оно было установлено и исследовано на русловой площадке в Московском институте инженеров транспорта под руководством Г.В. Железнякова в 1947-1948 гг. (Железняков Г.В., 1950, 1961, 1968, 1976, 1980). В работах (Спицын И.П., 1962; Барышников Н.Б., 1967, 1969) оно получило экспериментальное подтверждение. Появилась серия работ, посвящённая изучению кинематического эффекта как в экспериментальном, так и в теоретическом плане (Барышников Н.Б., Иванов Г.В., 1974; Железняков Г.В., 1969).

На основании проведённых в лаборатории экспериментов был построен график (рис. 4.1) функции G_р = G_р(h_р), где G_р – расход наносов в русле. (Соколов Ю.Н., 1970)

Рис. 4.1 График зависимости расхода наносов в русле от степени затопления поймы.

Нижняя кривая соответствует опытам без затопления поймы. После выхода потока на пойму при h_р≥h_р.б наблюдается изменение знака первой производной, причём . При некотором значении h_р, G=G(h_p) достигает минимума и затем возрастает. Это происходит из-за уменьшения транспортирующей способности руслового потока под влиянием кинематического эффекта и выноса в русло дополнительного твёрдого материала с бровки и откоса (Соколов Ю.Н., 1970 с. 61). Результаты эксперимента качественно совпадают с опытами Г.В. Железнякова и В.С. Алтунина (1967). В полученных зависимостях прослеживается влияние шероховатости поймы на общие и местные деформации в русле. Деформации в русле происходят тем интенсивнее, чем меньше шероховатость. Это обусловлено увеличением роли кинематического эффекта с ростом шероховатости поймы.

В результате взаимодействия потоков русла и поймы расход наносов также уменьшается, т.е. кинематический эффект снижает транспортирующую способность потока. При дальнейшем росте глубин наблюдается возрастание расходов наносов, но темп роста несколько ниже, чем в изолированном русле. При высокой шероховатости поймы расходы наносов в основном русле могут уменьшаться на 20-25% от соответствующих расходов наносов изолированного русла. Это надо учитывать при расчёте транспортирующей способности потока в руслах с поймами (Железняков Г.В. и др., 1970).  По данным Н.Б. Барышникова (1978) «транспортирующая способность руслового потока под влиянием пойменного при параллельности их динамических осей уменьшается в 2-2,5 раза».

При схождении или пересечении осей руслового и пойменного потоков влияние угла пересечения динамических осей потоков (α) на пропускную способность руслового отсека возрастает, и при углах пересечения α ≈ 90º средние скорости руслового потока падают до нуля (Barishnikov N.B., Ivanov G.V., 1971). При α > 90º, как показали исследования, выполненные ГГИ на р. Сож, в русловой части потока наблюдалось обратное течение (Barishnikov N.B., Ivanov G.V., 1971). Можно сделать вывод, что транспортирующая способность руслового отсека при α = 90º уменьшается до нуля (Барышников Н.Б., 1978).

Н.С. Знаменская (Знаменская Н.С., Филаретова М.М., 1970) и В.Г. Саликов (1972) на моделях русла с размываемым дном и жёсткой поймой провели эксперименты с целью выяснения влияния потока поймы на транспорт наносов в русле. Анализ полученных ими экспериментальных данных показывает, что при больших углах пересечения динамических осей руслового и пойменного потоков (α ≈ 40-60º) наблюдается резкое уменьшение транспортирующей способности в русловой части потока. Аналогичные результаты несколько ранее получены И.А. Ярославцевым (1966) на мелкомасштабной модели (при расходах воды 2 и 8 л/с). Им дана другая трактовка причины выхода донных наносов на пойму. И.А. Ярославцев считает, что при наличии пойменного потока происходит изменение направления циркуляции, возникающей в изогнутом русле, и, как следствие, вынос наносов на пойму и образование береговых валов. Однако положение о большой роли циркуляции является спорным. Действительно, детальный анализ данных показывает, что вынос наносов на пойму происходит в нижней части излучины вблизи точки перегиба, т.е. именно там, где динамические оси руслового и пойменного потоков пересекаются под наибольшими углами (Барышников Н.Б., 1978).

По данным Б.В. Белого и др. (1979) на р. Киренга в расширениях долины в половодье и в межень значения максимальных скоростей близки между собой, наблюдается даже некоторая «инверсия» скоростей потока – в половодье они не превышают 2,2 м/с, а в межень достигают 2,6 м/с. Вихревая зона на контакте русла и поймы приводит к аккумуляции в прибровочных частях  последней крупных фракций взвешенных наносов. Таким образом, по периметру сегмента образуется ограничивающий русло аккумулятивный вал, а осветлённый поток следует дальше в глубь поймы, Подобные валы Е.В. Шанцер (1951) назвал наложенными прирусловыми валами (Чернов А.В., 1983).

4.5.  Ограничивающие факторы

Наличие обстоятельств, ограничивающих свободное развитие руслового процесса (выходы неразмываемых пород, базисы эрозии и пр.), накладывает свой отпечаток на механизм приспособления, но не исключает его. Эти ограничивающие факторы следует так же, как жидкий и твёрдый сток отнести к числу определяющих факторов (Кондратьев Н.Е., 1985, с. 8.).

В соответствии с размываемостью горных пород речным потоком Р.С. Чалов (1979) применительно к формированию речных русел рассматривает условия свободного и ограниченного развития русловых деформаций.

М.С. Карасев и Б.И. Гарцман (2002, с. 14) выделяют следующие условия развития поймообразующих процессов: беспойменная долина – пойма не выражена; ограниченные условия – граница пояса активных плановых деформаций русла вплотную прилегают или незначительно удалены от коренных бортов долины на всём протяжении участка долины; литологически ограниченные условия – пояс активных плановых деформаций русла прилегает к коренным бортам долины либо на небольших участках по обоим бортам, либо на значительном протяжении по одному борту долины; свободные условия – граница пояса активных плановых деформаций русла удалены от коренных бортов долины.

4.5.1.     Свободные условия развития русловых деформаций

Свободное развитие русловых деформаций происходит на реках, разрабатывающих свои долины в рыхлых легкоразмываемых породах, слагающих достаточно мощные толщи. Эти породы не препятствуют ни глубинной, ни боковой эрозии (иными словами горизонтальным и вертикальным русловым деформациям), характер которых определяется в данном случае только русловыми процессами. Здесь полностью выполняется известное положение Н.И. Маккавеева (1955) о синхронности протекания глубинной и боковой эрозии и прямой связи между ними, благодаря чему происходит формирование широких, хорошо террасированных долин, на днищах которых свободно меандрируют или разветвляются на рукава речные русла (Чернов А.В., 1983).

Примером может служить пойма р. Оки (бассейна р. Волги), протекающей в пределах зандровых песчаных равнин центральной ЕТС, или отличающаяся необычайно большой шириной пойма Оби, текущей в окружении супесей и суглинков флювиального, флювиогляциального и озёрно-аллювиального происхождения (Чернов А.В., 1983, с. 20). Ширина пояса активных русловых деформаций ограничена шириной дна долины. Частным случаем ограничения размаха горизонтальных русловых деформаций является «ограниченное меандрирование», рассмотренное Н.Е. Кондратьевым и др. (1959).

4.5.2.     Виды ограничивающих факторов

Существенную специфику в развитие форм транспорта наносов вносят ограничивающие условия – особенности геологического строения дна речной долины (Барышников Н.Б., Попов И.В., 1988, с. 277). Н.Б. Барышников и И.В. Попов считают, что ограничивающими факторами развития русловых процессов могут являться 1) выходы неразмываемых пород в дне и берегах; 2) общий и местные базисы эрозии; 3) коренные берега; 4) ведущий берег; антропогенные ограничивающие факторы. «Трудноразмываемые структуры глинистого  грунта и естественная отмостка наряду с подвижными образованиями из влекомых наносов определяют морфологический облик русла» (Карасев И.Ф., 1985, с. 39). «При прочих равных условиях важной относительной гидроморфометрической характеристикой является относительная ширина поймы В_п/В (где В_п, В – соответственно, ширина русла при руслоформирующем расходе воды), косвенно учитывающая в условиях заданного типа руслового процесса особенности русловых переформирований и течений» (Артамонов К.Ф.  и др., 1986).

Р.С. Чалов (1991, с. 78) в зависимости от степени проявления ограничивающего фактора выделяет вынужденные и адаптированные излучины. Выделяются три вида излучин: 1) с верхним крылом в пойменных берегах к нижним, располагающимся вдоль коренного берега (вынужденные); 2) с верхним крылом у коренного берега и нижним – в пойменных берегах; 3) с привершинной частью, вогнутый берег которой является коренным – вписанные (по В.П. Букрееву, 1987). В классификации ГГИ (Кондратьев Н.Е.  др., 1982) процесс их формирования назван ограниченным меандрированием.

4.6.  Особенности проявления руслоформирующих факторов в
зависимости от размера реки

Известна связь некоторых параметров русла с порядком реки (Ржаницын Н.А., 1960). Им показана связь относительной глубины водных потоков h/B* по известной величине порядка реки N. h – средняя глубина, B* – ширина потока в межень. Малые и большие реки отличаются соотношением ширины b_р и глубины h русел. По Н.А. Ржаницыну (1985), на реках 1 порядка (ручьях) b_р/h в среднем равно 6, тогда как на больших достигает сотен единиц: на нижней Лене суммарная (вместе с островами) ширина русла достигает 28 км. Такая закономерность может быть объяснена большей чувствительностью малых рек к нефлювиальным факторам, главным образом тем, которые обуславливают бόльшее сопротивление размывам берегов, чем дна. Такими факторами могут выступать растительность или геологическое строение. «Аллювий же, как среда и порождение русловых процессов, появляется лишь при достаточно высоком порядке реки – выше VI»  (Карасев И.Ф., Коваленко В.В., 1992, с. 94).

В областях с Валдайскими отложениями крупные реки врезаны в моренную толщу, тогда как их притоки свободно меандрируют по её кровле. В московских отложениях картина обратная: крупные реки сформировали в морене широкопойменное русло, тогда как малые – врезанное. При горизонтальном залегании пород крупные реки прорезают трудноразмываемые толщи и имеют глубокие долины с врезанным руслом; средние и малые реки «скользят» по кровле трудноразмываемых пород, образуя широкопойменное русло, и лишь в низовьях врезаются до уровня главной реки. Таковы Среднесибирское плоскогорье и отдельные регионы европейской части – Тиманский кряж, Предуралье, Волыно-Подольская возвышенность, Донецкий кряж, Ставропольская и Среднерусская возвышенности (Русловой режим рек…, 1995, с. 25).

Особенности проявления руслоформирующих факторов на малых реках.

А.В. Чернов выделяет пять разновидностей русел малых равнинных рек: 1) свободно мееандрирующие (преобладают сегментные и петлеобразные излучины) на реках с песчаным строением поймы, большим стоком руслообразующих наносов, формирующих отмели у выпуклых берегов излучин; 2) свободно меандрирующие на реках с малым стоком наносов, глинисто-суглинистой унаследованной поймой, сложенной лиманными, озёрными, озёрно-ледниковыми, морскими отложениями; русло суженное, имеет вид каньона с отвесными пойменными берегами; песчаные гряды не образуют крупных скоплений (отмелей); 3) меандрирующие или прямолинейные, с береговыми уступами, покрытыми растительностью, в том числе древесной; 4) плавневые (бочажинные), формирующиеся при минимальных уклонах (I<0,05 ‰) в условиях естественной аккумуляции илистых наносов, заросшие водной растительностью; благодаря малым скоростям течения (V<0,1 м/с) ил вместе с остатками водорослей образует илисто-органогенные наносы; чёткие границы русла и поймы отсутствуют, заболоченная пойма постепенно переходит в заросшее русло, представленное чередованием бочажин – озёровидных расширений, соединённых между собой узкими протоками – ериками; ширина бочажин – до 100 м при ширине ериков – 3-5 м; глубины, соответственно, 6 и 1 м; 5) врезанные, как правило, прямолинейные, очертания которых в плане определяются трещиноватостью скальных пород, расположением моренных гряд и т.д.

Своеобразные условия формирования русел возникают  на малых реках Среднесибирского плоскогорья и Лено-Алданского плато. В верхнем и среднем течении эти реки протекают в слабо разработанных долинах, а их русла расположены на поверхности траппов или других броширующих плато скальных пород, не углубляясь в них, но интенсивно блуждая, размывая берега и формируя широкую пойму. Преобладающий вид русловых деформаций – свободное меандрирование с образованием крутых петлеобразных излучин (Маккавеев Н.И., Чалов Р.С., 1984, с. 121).

Почвовед А.М. Панков (Панков А.М. и др., 1922), производивший в 1913 году подробное обследование Воронежской области пишет: «Мелкие реки Валуйского уезда Воронежской области получают грунтовую воду преимущественно из мощного мелового горизонта, выходы коего часто наблюдаются по берегам речек. Нередко овраги, впадающие в речку, повышают своими наносами русло речки, запирают выходы «меловых» источников, и речки постепенно превращаются в балку с широкой луговой долиной. Так случилось, например, с речкой Сухой Казинкой. Ещё на памяти стариков, лет 50-60 тому назад она представляла собой довольно глубокую реку с холодной водой. Теперь же на тех местах, где раньше ловили рыбу, у крестьян хорошие луговые сенокосы (Берг Л.С., 1947, с. 41).

Особенности проявления руслоформирующих факторов на больших реках.

Иногда считается, что определённые типы русловых процессов свойственны только большим или только малым рекам. К такому выводу можно прийти, например, если следовать выстраиванию типов русловых процессов по увеличению или уменьшению транспортирующей способности (как это делает Н.Е. Кондратьев (Кондратьев Н.Е. и др., 1982)) или расхода наносов (как это предлагает Б.Ф. Снищенко (в этой же книге)). Следуя предлагаемой логике, все большие реки, имея большую транспортирующую способность должны развиваться по типу русловой многорукавности, а малые – меандрировать. Аналогично поступал Е.В. Шанцер (1951), выделяя тип рек с фуркацией. Он считал, что это тип присущ только крупным равнинным рекам, таким, как Волга, Ока, Лена. «Главные русла этих рек вообще не образуют меандров, они как бы замещены изгибами стрежня реки, подходящими то к одному, то к другому берегу, и связаны с чередованием плёсов и перекатов». Вместе с тем, меандрирование наблюдается и на крупных реках, например, Волге, Каме в нижнем течении, Миссисипи и др. (Барышников Н.Б., 1978).

М.А. Великанов считал меандрирование естественным состоянием всех рек, но допускал существование прямых русел для больших рек: «Высказываемое нами предположение о гидродинамической тенденции естественных русловых потоков к созданию извилистого русла не находится ни в каком противоречии с общеизвестным фактом обилия почти прямолинейных участков на очень больших реках: Волге, Енисее, Миссисипи и других» (Великанов М.А., 1955). «Меандрирование – это процесс в значительной степени гидродинамический, а гидродинамические процессы зависят от размера потока. Река большой ширины не будет меандрировать, а река меньшей ширины будет меандрировать».

Основной отличительной особенностью больших рек является их нечувствительность к локальным воздействиям и большой степенью инерции ответной реакции на значимые влияния. Это относится ко всем факторам руслообразования. По отношению к объёмам поступления (выемки) наносов это сформулировал Г.П. Бутаков: «Эрозионно-транспортирующая способность крупных рек весьма высока и также инерционна, поэтому нужны слишком большие объёмы привнесения (или извлечения) наносов руслообразующих или более мелких фракций, чтобы река на них реагировала» (Бутаков Г.П. и др., 1996, с. 60).

4.7.  Выводы

Русловые процессы являются многофакторным явлением. Некоторые руслоформирующие факторы неизменны, и на них при прогнозе русловых деформаций не стоит обращать внимания. Среди меняющихся факторов можно выделить главные и второстепенные, хотя в некоторых случаях проявление разных факторов может усиливаться и превалировать над другими.

К основным факторам руслоформирования можно отнести транспортирующую способность потока, поступление наносов и ограничивающие факторы. Большое разнообразие других факторов влияют на русло большей частью не сами, а через влияние на главные факторы. Они могут усиливать или ослаблять их влияние, стимулировать их, ослаблять влияние или полностью подавлять.

Для прогноза русловых деформаций необходимо выяснение порядка изменения типов русловых процессов в зависимости от изменения интенсивности проявления главных (и при необходимости – других) руслоформирующих факторов. Выяснение порядка изменения типов в зависимости от изменения факторов даст в руки инструмент прогноза.

Для понимания причин образования многообразия проявлений русловых процессов необходимо совместное рассмотрение нескольких руслоформирующих факторов.

Научный прогноз, основанный на тщательном изучении причинно-следственных связей, является обычно высшим этапом, завершающим становление научной дисциплины (Бисвас А.К., 1975).

Далее...

Содержание