МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М.В. ЛОМОНОСОВА

МЕЖВУЗОВСКИЙ НАУЧНО-КООРДИНАЦИОННЫЙ СОВЕТ ПО ПРОБЛЕМЕ ЭРОЗИОННЫХ, РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ

ПРОЦЕССОВ ПРИ МГУ

ЭРОЗИОННЫЕ И РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ

ВЫПУСК 4

Под редакцией профессора Р.С. Чалова

Москва 2005

УДК 6.31.4:55.3

Эрозионные и русловые процессы. Вып. 4. Под редакцией про-фессора Р.С Чалова. М.: МГУ. 2005. 349 с.; илл. ISBN 5-89575-08304 Сборник представляет собой труды ученых университетов, акаде-мий и институтов, объединенных Межвузовским научно-координационным советом по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ. Статьи отражают результаты исследований, выполненных в 2001-2005 гг. Многие статьи – коллективные, их авторами являются ученые раз-ных вузов, в том числе из России, Украины, Литвы, Польши. Представляет интерес для гидрологов, геоморфологов, почвоведов, геоэкологов. УДК 6.31.4:55.3

Издание осуществлено при финансовой поддержке декана Географического факультета МГУ

Подготовлено в рамках гранта Президента РФ для поддержки ведущих на-учных школ (проект НШ – 1443.2003.5) и программы "Университеты Рос-

сии. Фундаментальные исследования" (проект УР.08.03.053)

Рецензенты: доктор географических наук. профессор А.М. Гареев, кандидат географических наук. доцент О.А. Борсук

Печатается по решению

Межвузовского научно-координационного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ

СОДЕРЖАНИЕ БИБЛИОГРАФИЯ ISBN 5-89575-08304

© Коллектив авторов © Межвузовский научно-координационный совет по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ

2

250-ле2ию lос*о"с*ого гос3дарс2"енного 3ни"ерси2е2а им. l.b.kомоносо"а и 20-ле2ию lеж"3зо"с*ого на3чно-

*оординационного qо"е2а по проблеме эрозионных, р3сло"ых

и3с2ье"ых процессо" при lcУ onqbЯy`eТqЯ

ПРЕДИСЛОВИЕ

В руках у читателя – 4-й выпуск сборника "Эрозионные и русловые процессы", подготовленный профессорами, преподавателями и научными сотрудниками университетов, академий и институтов, объединяемых Меж-вузовским научно-координационным советом по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ. Статьи сборника отражают итоги научных исследований, выполненных в вузах за последние 5 лет (2001-2005 гг.). Выпуск сборника приурочивается к ХХ пленарному совещанию Совета, которое состоится в октябре 2005 г. в г. Ульяновске, в Ульяновском государственном педагогическом университете.

Будучи созданным в 1985 г. (хотя и под другим названием и в ином статусе), Совет отмечает свое 20-летие, а счет пленарных совещаний начи-нается с 1996 г., когда в г. Томске, в Томском государственном университе-те собрались представители 17 вузов тогда еще СССР на свое первое коор-динационное совещание. Проведение двадцатого совещания в год двадца-тилетия совета означает, что ни один год за все время работы Совета не был пропущен, и совещания – ежегодный форум ученых вузов, занимающихся изучением эрозии почв, овражной эрозии, русловых процессов и устьев рек. К каждому пятому (V, Х, ХV и теперь ХХ) пленарным совещаниям Совета подготавливались и издавались сборники статей, содержащие материалы вузовских исследований эрозионных и русловых процессов, выполненных за предыдущую пятилетку.

Отличительная черта сборников, в том числе настоящего 4-го – публикация статей, обобщающих работы ученых нескольких вузов, причем

3

часто разного профиля – природоведческого, технического, сельскохозяйст-венного. При этом авторами их является представители вузов не только России, но и Украины, Литвы, Польши (в 3-м выпуске сборника – также Китая). Последнее – свидетельство международной деятельности Совета, участия в его работе ученых вузов ближнего и дальнего зарубежья.

Совет работает при Московском государственном университете им. М.В.Ломоносова. Поэтому авторами и соавторами многих статей сборника являются ученые МГУ. Но, с другой стороны, это отражает то, что именно ученые МГУ были инициаторами создания Совета, которые приложили максимум усилий для того, чтобы он нормально функционировал. Конечно, это было бы невозможно без активной поддержки ученых других вузов, что тем более важно отметить, что Совет действует на общественных началах, и организация различных мероприятий, в т.ч. пленарных совещаний, и изда-тельская деятельность (кроме выпусков данного сборника Совет выпустил еще большее число книг) – все это требует вполне определенных затрат. И в этом отношении немалый свой вклад вносят не только МГУ, но и все те вузы, на базе которых организуются и проводятся различные мероприятия и которые берутся за организацию изданий под эгидой Совета.

Но и при этих оценках нельзя не сказать о том, что Совет в свое время сохранился, продолжает работать и получил современный статус бла-годаря помощи со стороны руководства Географического факультета МГУ и его декана члена-корреспондента РАН Н.С. Касимова, давшего Совету "крышу", когда он после распада СССР юридически прекратил свое суще-ствование, и ректора МГУ академика В.А. Садовничего, согласовавшего Положение о Совете с Гособразованием РФ и включившего Совет в струк-туру Географического факультета.

20-летний юбилей и ХХ пленарное совещание Совета пришлось на год 250-летия Московского государственного университета – первого уни-верситета России. Поэтому авторы сборника посвящают его alma mater рос-сийского образования – Московскому университету.

4

Р.С. Чалов*, К.М. Беркович*, Н.Б. Барышников**, С.Н. Рулёва* * Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова

**Российский государственный гидрометеорологический университет

МЕЖВУЗОВСКАЯ КООРДИНАЦИИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ ЭРОЗИОННЫХ, РУСЛОВЫХ И УСТЬЕВЫХ ПРОЦЕССОВ

(к 20-летию межвузовского Совета при МГУ)

Проблемы защиты почв от эрозии, учета русловых и устьевых про-цессов при различных видах хозяйственной деятельности на реках являются важнейшими частями общей задачи рационального природопользования и улучшения экологической обстановки. Их решение во многом определяется разработкой теории единого эрозионно-аккумулятивного процесса и эрози-онно-русловых систем, составными звеньями которой являются эрозион-ные, русловые и устьевые процессы, обусловленные различными, но взаи-мосвязанными формами воздействия водных потоков на земную поверх-ность. В вузах страны научно-педагогическую работу в области эрозион-ных, русловых и устьевых процессов, а также всей их совокупности, ведет большое число специалистов. Необходимость координации их деятельно-сти, согласование программ и планов научно-исследовательских работ, ре-гулярный обмен информацией о результатах исследований стала ощущаться ещё в 70-е годы. В это время успешно функционировала секция русловых процессов научного совета "Комплексное использование и охрана водных ресурсов" Государственного комитета по науке и технике СССР. Однако она объединяла в основном академическую и ведомственную науку; пред-ставители вузов, за исключения 5-6 университетов и институтов (МГУ, ЛГМИ, ЛИВТ и ряд других), к ее работе не привлекались, а участие некото-рых было эпизодическим. Кроме того, проблемы эрозионных процессов на водосборах и устьев рек оставались за рамками работы секции. Поэтому создание межвузовской координации должно было существенно повысить роль вузовской науки в развитии учения об эрозионных и русловых процес-сах, способствовать повышению качества преподавания соответствующих учебных дисциплин и подготовки специалистов, в том числе вышей квали-фикации.

Осуществлению идеи объединения ученых вузов, занимающихся изучением эрозионных и русловых процессов, способствовали проводимые Московским университетом регулярно с 1971 г. Всесоюзные межвузовские научные конференции "Закономерности проявления эрозионных и русло-вых процессов в различных природных условиях" (2-я, 3-я и 4-я конферен-ции состоялись в 1976, 1981 и 1987 гг.) и отдельно по зрозии почв (1973 г.) и по русловым процессам (1983 г.). Как результат обсуждений на этих кон-ференциях в конце 1985 г. в координационный план научно-исследова-тельских работ научного направления "География" НТС Минвуза СССР на 1986-1990 гг. по гидрометеорологической секции была включена тема "Ис-

5

следование русловых процессов на реках и в устьях рек и разработка мето-дов их учета для различных отраслей народного хозяйства". В число испол-нителей ее вошли 28 вузов СССР, причем не только географические фа-культеты университетов и гидрометеорологические институты, но и ряд педагогических, технических, сельскохозяйственных и транспортных ин-ститутов и академий. В декабре 1986 г. в Томске, в Томском гос. универси-тете состоялось первое координационное совещание по этой теме, собрав-шее представителей 17 вузов. Оно положило начало систематической со-вместной работе ученых высшей школы по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Такое название проблема получила уже в 1990 г., когда экспертный совет по наукам о Земле Гособразования СССР на основе обращения участников четвертого координационного совещания и пред-ставления Московского гос. университета, подписанного тогдашним пер-вым проректором МГУ профессором В.А. Садовничим, принял решения о создании Межвузовского научно-координационного совета по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов и утвердил первое положение о нем. При этом функции головной организации, вуза-координатора были возложены на Географический факультет МГУ, которому (в лице научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов) делеги-ровалась ответственность за организацию работы Совета.

Изменение (скорее уточнение) названия темы-проблемы отражало фактическую тематику исследований, выполнившимися вузами, объединен-ными сначала планом НИР Минвуза, а затем и советом. Уже на первом со-вещании в Томске было представлено несколько докладов и сообщений по эрозии почв, овражной эрозии и устьевым процессам, хотя и максимально приближенным к проблеме русловых процессов (заиление малых рек как следствие эрозии почв, формирование стока наносов на водосборах, русло-вые процессы в дельтовых водотоках и т.д.).

Однако уже в декабре 1991 г. совет оказался "не при ком" в связи с распадом СССР, а последующие регулярные перестройки системы управле-ния высшей школы не позволяли решить вопрос о статусе Совета. Кроме того, новые министерства или комитеты, ведающие высшей школой, уже не координировали научную работу в вузах, перестали выделять средства на вузовскую науку и отказались от соответствующих координационных пла-нов. Тем не менее Совет продолжал функционировать и даже расширять сферу своей деятельности. Продолжали ежегодно проходить научно-координационные совещания, регулярно стали издаваться их труды в виде сборников тезисов докладов, возникли новые формы работы – рабочие со-вещания по отдельным сторонам проблемы, семинары молодых ученых и др. Работа не прерывалась даже в самые тяжелые годы – 1992-1995 (в нача-ле октября 1993 г. VIII совещание проходило в Воронежском аграрном уни-верситете в дни, когда в Москве шел расстрел Верховного Совета России), хотя существенно снизилось количество участников научно-координацион-ных совещаний (до 15-20 человек представлявших 4-5 вузов). При этом ма-

6

териалы к совещаниям присылали практически все вузы, объединяемые Советом, в том числе из стран теперь уже ближнего зарубежья (СНГ и Бал-тии). А в 1994 г. состоялось первое мероприятие, проведенное Советом за рубежом – в г. Львове, во Львовском национальном университете было ор-ганизовано рабочее совещание-семинар по эрозионным и русловым процес-сам в горных регионах, в работе которого впервые участвовали ученые из Польши (Варшавского и Ягеллонского университетов).

Однако юридически неопределенное положение долго продолжать-ся не могло. Шел поиск организационных форм, позволивших бы узаконить Совет. Уже весной 1993 г. на основе обращения VII научно-координацион-ного совещания Ученый совет Географического факультета МГУ принял решение считать Совет общественной научной организацией при лаборато-рии эрозии почв и русловых процессов. Затем в апреле 1996 г. ректор МГУ академик В.А. Садовничий по согласовании с тогдашним Гос. комитетом по высшему образованию (подписал первый зам. Председателя Госкомитета) утвердил «Положение о Межвузовском научно-координационном совете по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов при МГУ». Возник-ший при этом юридический казус – положение о Совете утверждено, а сам совет никто не создавал – был ликвидирован лишь в 2001 г., когда ректор МГУ В.А. Садовничий подписал приказ № 233 от 19 апреля об организации Совета, назначении его руководителей (председатель Совета – профессор Р.С. Чалов, зам. председателя – д.г.н., ведущий научный сотрудник лабора-тории К.М. Беркович и профессор Российского гос. гидрометеорологиче-ского университета Н.Б. Барышников, ученый секретарь – к.г.н., старший научный сотрудник лаборатории С.Н. Рулева, являющиеся авторами на-стоящей статьи-обзора) и включении его на общественных началах в струк-туру Географического факультета.

Главной задачей совета является координация научно-исследова-тельских работ вузов разного профиля по эрозионным, русловым и усть-евым процессам, согласование планов и программ НИР по этой проблеме, оказание методической помощи в постановке исследований, а также в под-готовке и переподготовке специалистов, в т.ч. высшей квалификации, раз-работка рекомендации по проведению совместных исследований. Харак-терной особенностью этой координации является объединение государст-венных (классических), педагогических, гидрометеорологических, техниче-ских, транспортных и сельскохозяйственных университетов, академий и институтов, ученых и специалистов, занимающихся различными аспектами эрозионных, русловых и устьевых процессов – от фундаментальных про-блем теории и географии процессов до решения конкретных инженерных, агротехнических и экологических задач. Такое объединение существенно расширяет рамки обсуждения и решения проблем, обеспечивая совместную работу представителей географических, технических, сельскохозяйствен-ных и других наук. Непосредственный контакт географов-русловиков и эро-зиоведов с гидротехниками, мелиораторами, агротехниками, инженерами-

7

путейцами, почвоведами и.т.д. способствует взаимопониманию, помогает учитывать и использовать в практической деятельности достижения приро-доведческой и технической ветвей науки. А ведь среди участников коорди-нации помимо всех четырех воднотранспортных вузов России такие круп-ные технические вузы как Московский энергетический институт, Санкт-Петербургский государственный политехнический университет, Москов-ский автомобильно-дорожный институт, Новочеркасская государственная мелиоративная академия.

Тематика работ ученых вузов, объединяемых Советом за последние пять лет (1999-2004 гг.), может быть представлена в виде следующей табли-цы (в ней приведены сведения о некоторых вузах, которые при перерегист-рации в 2004 г. не подтвердили своего участия в работе Совета):

Общая теория эрозионных и русловых процессов (эрозио-ведение и русловедение)

Московский университет, Российский гид-рометеорологический университет (г. Санкт-Петербург), Московский педагогиче-ский государственный университет, Киев-ский университет, Львовский университет (Украина)

Агротехнические аспекты эро-зии почв, влияние раститель-ности на смыв

Московский университет, Томский универ-ситет, Белгородский университет, Алтай-ский университет (г. Барнаул), Белорусский университет, Казанский университет, Вла-дивостокский университет, Курский уни-верситет, Воронежский аграрный универ-ситет, Ульяновский педагогический универ-ситет, Брянский университет

Антропогенная активизация эрозионных процессов

Московский университет, Волгоградский педагогический университет, Башкирский университет (г. Уфа), Волынский универси-тет (Украина), Курский университет, Ка-занский университет, Львовский универси-тет (Украина), Воронежский аграрный уни-верситет, Удмуртский университет (г. Ижевск)

Антропогенная трансформа-ция гидросети

Московский университет, Томский универ-ситет, Луцкий технический университет, Львовский университет (Украина), Казан-ский университет

8

Антропогенные изменения русловых процессов

Московский университет, Российский гид-рометеорологический университет (г Санкт-Петербург), Одесский морской университет (Украина), Вильнюсский уни-верситет (Литва), Новосибирская академия водного транспорта, Литовский сельскохо-зяйственный университет

Антропогенные изменения склонового и речного стока как факторов эрозии почв и русловых процессов

Башкирский университет, Курский универ-ситет

Взаимовлияние эрозионных и оползневых процессов

Воронежский университет

Моделирование эрозии почв Московский университет, Брянский универ-ситет, Ульяновский педагогический универ-ситет, Воронежский аграрный универси-тет

Термоэрозия Псковский педагогический институт Геоморфология речных долин, флювиальный рельеф, строе-ние речной и эрозионной сети

Московский университет, Волгоградский педагогический университет, Алтайский университет, Воронежский аграрный уни-верситет, Вологодский технический универ-ситет, Вильнюсский университет (Литва), Нижегородский педагогический универси-тет, Луганский педагогический универси-тет (Украина)

Гидравлика, сток наносов и деформации русел каналов

Одесский экологический университет (Ук-раина), Российский гидрометеорологический университет, Санкт-Петербургский поли-технический университет, Белорусский технический университет

Гидравлические аспекты ру-словых процессов, вопросы динамики русловых потоков

Санкт-Петербургский университет водных коммуникаций, Российский гидрометеороло-гический университет, Иркутский универ-ситет, Новочеркасская мелиоративная ака-демия, Санкт-Петербургский политехниче-ский университет, Белорусский технический университет

Гидрологические аспекты эрозии почв

Московский университет, Башкирский уни-верситет (г. Уфа), Владивостокский уни-верситет, Курский университет

9

Гидрологические и эрозион-ные последствия землетрясе-ний

Алтайский университет

Гидрологические условия формирования русел

Московский университет, Вологодский технический университет, Киевский уни-верситет (Украина), Литовский сельскохо-зяйственный университет

Русловые процессы и водные пути

Московский университет, Волжская ака-демия водного транспорта, Московская академия водного транспорта, Санкт-Петербургский университет водных ком-муникаций, Новосибирская академия водно-го транспорта

Гидротехнические и эколо-гические аспекты устьевых процессов

Московский университет, Новосибирский архитектурно-строительный универси-тет, Одесский экологический университет (Украина)

Гидроэнергетические про-блемы и русловые процессы на зарегулированных реках

Московский энергетический институт, Волжская академия водного транспорта, Московская академия водного транспорта

Дефляция почв Московский университет, Волгоградская архитектуно-строительная академия, Во-лынский университет (Украина)

Горизонтальные русловые деформации и размывы бере-гов рек

Московский университет, Томский универ-ситет, Чувашский университет (г. Чебок-сары), Пермский университет, Удмуртский университет (г. Ижевск), Волгоградский педагогический университет, Ташкентский институт инженеров ирригации и механи-зации сельского хозяйства (Узбекистан), Новосибирская академия водного транс-порта, Казанский университет, Москов-ский педагогический государственный уни-верситет

Деформации русел горных и полугорных рек

Московский университет, Черновицкий университет, Львовский национальный уни-верситет (Украина), Ягеллонский универ-ситет, Шленский (Силезский ) университет (Польша)

Дистанционное зондирова-ние в изучении русловых процессов

Киевский университет (Украина)

10

Заиление, пересыхание и деградация малых рек

Московский университет, Волгоградский педагогический университет, Белгородский университет, Ярославский педагогический университет, Луганский педагогический университет, Волынский университет (Ук-раина), Воронежский аграрный универси-тет, Казанский университет

Изучение речных наносов, их антропогенные измене-ния; сток наносов и русловые процессы

Московский университет, Пермский уни-верситет, Одесский морской университет (Украина), Российский гидрометеорологи-ческий университет, Кубанский технологи-ческий университет(г. Краснодар), Хохай-ский университет, Тонкийский универси-тет (Китай), Казанский университет, На-циональный университет Узбекистана, Быдгощская академия им. К. Великого (Польша)

Изучение субаквальных при-родных комплексов, пробле-мы заиления прудов и водо-хранилищ

Пермский университет, Курский универси-тет

Инженерные аспекты русло-вых процессов (при дорож-ном строительстве, проклад-ке коммуникаций и пр.)

Московский университет, Московский ав-томобильно-дорожный институт, Кубан-ский аграрный университет (г. Краснодар), Воронежский университет, Одесский мор-ской университет (Украина)

Ирригационная эрозия Каршинский инженерно-экономический институт (Узбекистан)

Исследование дельт и устьев рек

Московский университет, Кубанский уни-верситет (г. Краснодар), Тонкинский уни-верситет (Китай), Владивостокский уни-верситет, Российский гидрометеорологи-ческий университет (г.Санкт-Петербург), Одесский экологический университет (Ук-раина), Астраханский университет

Математическое и компью-терное моделирование ру-словых процессов

Московский университет, Томский универ-ситет, Новочеркасская мелиоративная академия, Иркутский университет, Рос-сийский гидрометеорологический универ-ситет (г. Санкт-Петербург)

Ландшафтные аспекты эро-зии

Башкирский университет (г.Уфа), Владиво-стокский университет, Белгородский уни-верситет

11

Методы прогноза смыва и деградации почв

Московский университет, Владивостокский университет, Белорусский университет, Чувашский университет (г. Чебоксары), Белгородский университет

Методы изучения эрозион-ных процессов; использова-ние ГИС и картографирова-ние эрозионного рельефа

Московский университет, Казанский уни-верситет, Башкирский университет, Ал-тайский университет, Брянский универси-тет, Белорусский университет

Моделирование русловых процессов при гидротехни-ческом строительстве

Санкт-Петербургский политехнический университет, Новосибирская академия вод-ного транспорта

Мониторинг русловых про-цессов

Московский университет, Пермский уни-верситет, Удмуртский университет

Мониторинг эрозионных процессов

Львовский университет (Украина), Казан-ский университет, Удмуртский универси-тет, Воронежский аграрный университет

Образование в области эро-зиоведения и русловых про-цессов

Московский университет, Национальный университет Узбекистана, Московский педагогический государственный универси-тет, Новосибирская академия водного транспорта, Арзамасский педагогический институт

Овражная эрозия Московский университет, Нижегородский педагогический университет, Курский уни-верситет, Удмуртский университет, Ере-ванский университет, Казанский универси-тет, Воронежский аграрный университет, Региональный открытый социальный уни-верситет (г. Курск), Чувашский универси-тет (г. Чебоксары), Волгоградский педаго-гический университет

Оценка допустимых эрози-онных потерь почвы, потен-циал почвообразования

Московский университет, Белгородский университет, Кубанский аграрный универ-ситет

Оценка эрозионной опасно-сти и защита почв

Московский университет, Кубанский аг-рарный университет, Кубанский техноло-гический университет (г. Краснодар) Бело-русский университет

Палеорусловой анализ Московский университет, Тонкийский уни-верситет (Китай), Киевский университет (Украина)

12

Переработка берегов водо-хранилищ

Чувашский университет (г. Чебоксары), Пермский университет, Кубанский универ-ситет, Поморская педагогическая акаде-мия (Польша)

Переформирования русел рек, их устойчивость

Московский университет, Брянский универ-ситет, Пермский университет, Львовский университет (Украина), Российский педаго-гический университет (г. Санкт-Петер-бург), Новосибирская академия водного транспорта, Алтайский университет (г. Барнаул), Удмуртский университет (г. Ижевск), Кубанский аграрный универси-тет, Одесский морской университет (Ук-раина), Российский гидрометеорологиче-ский университет (г. Санкт-Петербург)

Почвенно-эрозионное за-грязнение рек

Московский университет, Вильнюсский университет (Литва), Воронежский аграр-ный университет, Белорусский универси-тет

Противоэрозионная устойчи-вость почв

Московский университет, Чувашский уни-верситет (г. Чебоксары), Брянский универ-ситет, Ульяновский педагогический универ-ситет, Новочеркасская мелиоративная академия, Белорусский университет

Радиационное загрязнение почв

Московский университет, Калужский педа-гогический университет, Белорусский уни-верситет

Регулирование русел Московский университет, Ташкентский институт инженеров ирригации и механи-зации сельского хозяйства (Узбекистан), Волжская академия водного транспорта, Московская академия водного транспорта, Санкт-Петербургский университет водных коммуникаций, Кубанский технологический университет, Новосибирская академия вод-ного транспорта

Речные поймы и их антропо-генные изменения

Московский университет, Российский гид-рометеорологический университет, Одес-ский экологический университет, Волын-ский университет (Украина), Ярославский педагогический университет, Московский педагогический государственный универси-тет, Российский педагогический универси-тет (г. Санкт-Петербург), Кубанский тех-нологический университет (г. Краснодар)

13

Русловые карьеры Московский университет, Томский универ-ситет, Российский гидрометеорологиче-ский университет (г. Санкт-Петербург), Московский автомобильно-дорожный ин-ститут, Российский педагогический уни-верситет, Одесский экологический универ-ситет (Украина), Санкт-Петербургский университет водных коммуникаций

Русловые процессы на заре-гулированных реках

Московский университет, Волжская ака-демия водного транспорта, Московская академия водного транспорта, Быдгощская академия им. К. Великого (Польша), Иркут-ский университет, Киевский университет (Украина), Новосибирская академия водно-го транспорта, Российский гидрометеоро-логический университет

Русловые процессы на кар-стовых участках долин

Пермский университет, Российский педаго-гический университет

Строение речной сети Московский университет, Черновицкий университет (Украина), Курский универси-тет, Московский областной университет, Брянский университет, Вологодский техни-ческий университет, Удмуртский универ-ситет (г. Ижевск)

Формирование речных до-лин, продольных профилей рек и аллювиальных отложе-ний

Московский университет, Вильнюсский университет (Литва), Вологодский техни-ческий университет, Пермский универси-тет, Луганский педагогический универси-тет (Украина)

Экологически е проблемы русловых процессов

Московский университет, Киевский универ-ситет (Украина), Российский гидрометео-рологический университет (г. Санкт-Петербург)

Экологические аспекты эро-зионных процессов

Московский университет, Волгоградский педагогический университет, Башкирский университет, Белгородский университет, Львовский университет (Украина), Воро-нежский аграрный университет, Ереван-ский университет (Армения), Мозырский университет (Белоруссия)

14

Эродированные почвы Московский университет, Белгородский университет, Иркутский университет, Бе-лорусский университет, Калужский педаго-гический университет, Ульяновский педаго-гический университет, Мозырский универ-ситет (Белоруссия)

Эрозионно-аккумулятивные процессы – региональный и инженерный аспекты

Московский университет, Вологодский технический университет, Удмуртский университет (г. Ижевск), Ереванский уни-верситет (Армения), Алтайский универси-тет (г. Барнаул), Казанский университет, Национальный университет Узбекистана, Калужский университет, Белорусский уни-верситет, Белгородский университет

Эрозионное расчленение, эрозионный рельеф

Московский университет, Алтайский уни-верситет (г. Барнаул), Белгородский уни-верситет, Воронежский аграрный универ-ситет, Иркутский университет

Эрозионно-нивальные про-цессы

Удмуртский университет, Казанский уни-верситет

Эрозионные процессы в реч-ных системах

Башкирский университет, Ярославский пе-дагогический университет, Волынский уни-верситет (Украина), Национальный универ-ситет Узбекистана

Эрозия и русловые процессы на урбанизированных терри-ториях

Московский университет, Волгоградский педагогический университет, Курский уни-верситет, Кубанский университет

Эрозия, связанная с лесораз-работками в горах

Новочеркасская мелиоративная академия

Картографирование эрози-онных и русловых процессов и применение ГИС-технологий

Московский университет, Удмуртский уни-верситет (г. Ижевск), Московский педаго-гический государственный университет, Брянский университет

Как результат координации в ряде вузов были начаты исследования по новым для них направлениям. Так в Удмуртском, Казанском и Пермском университетах стали проводиться стационарные и полустационарные наблю-дения за динамикой русел. Появились совместные публикации, подготовлен-ные учеными разных вузов, в т.ч. разного профиля (таковые есть и в настоя-щем сборнике). Были согласованы и найдены общие решения по ряду науч-ных проблем: заиления и пересыхания малых рек, обеспечения гидроэкологи-ческой безопасности в нижних бьефах гидроузлов и при разработке русловых карьеров, оптимизации работ по регулированию русел судоходных рек, при-менению радиоизотопных метров в изучении эрозии почв, овражной эрозии и генезису овражно-балочной сети и т.д. Подобные примеры многочисленны.

15

В настоящее время (на 1 января 2005 г. – по данным проведенной пе-ререгистрации вузов, объединяемых Советом, и персональных членов Совета – представителей вузов) Совет объединяет 44 вуза России, 17 вузов из стран СНГ (Украины – 8, Белоруссии и Узбекистана – по 3, Киргизии – 2, Грузии – 1) и 7 – дальнего зарубежья (Литвы – 2, Польши – 4, Китая – 2). В числе рос-сийских вузов – 16 классических университетов, 10 – педагогических, 6 – технических, 5 – аграрных, 5 – транспортных университетов, академий, ин-ститутов. Российский гидрометеорологический университет (таковой в Рос-сии только один), а также 1 негосударственный университет. Они представ-лены 45 докторами наук и 71 кандидатом наук. Московский университет представлен в Совете наиболее крупной группой ученых (14 человек), яв-ляющихся научными сотрудниками Научно-исследовательской лаборатории эрозии почв и русловых процессов им. Н.И. Маккавеева, профессорами и до-центами кафедр гидрологии суши и геоморфологии и палеогеографии.

Естественно, не все вузы и их представители в равной мере активно работают в совете. Наиболее деятельное по всем направлениям работы со-вета участие принимают, помимо ученых МГУ, представители Казанского, Удмуртского, Пермского, Курского, Белгородского, Башкирского, Алтай-ского, Брянского государственных университетов, Российского гидрометео-рологического, Московского государственного, Волгоградского, Ульянов-ского педагогических, Вологодского технического университетов, Волж-ский и Московской академии водного транспорта, Воронежского и Кубан-ского аграрных университетов и некоторые другие. Только в последние 5 лет к работе Совета подключились Кубанский, Воронежский и Астрахан-ский государственные университеты, Новочеркасская мелиоративная ака-демия, Калужский и Набережночелнинский педагогические университеты, два вуза Чувашии – классический и аграрный университеты, Волгоградская архитектурно-строительная академия, а из ближнего зарубежья – Белорус-ский технический и Мозырский университеты. Большую работу в совете ведут представители всех четырех польских вузов – Быдгощской академии им. Казимира Великого, Ягеллонского и Шленского (Силезского) универси-тетов, Поморской педагогической академии. Среди вузов стран СНГ выде-ляются Белорусский гос. университет, Львовский и Киевский, и в последнее время – Черновицкий национальные университеты. Выделение "наиболее активных" вузов не означает бездеятельности других. Они присылают свои материалы, некоторые организовывали те иные мероприятия, участвуют в проведении отдельных совещаний и семинаров. Их определенная пассив-ность (редкое участие в мероприятиях Совета) связана, в первую очередь, с финансовыми затруднениями (отсутствием средств на командировки) и удаленностью вузов от места проведения мероприятий (это касается, в пер-вую очередь, стран СНГ, дальнего зарубежья, а в России – Сибири и Даль-него Востока), иногда – непрофильностью для вуза в целом проблемы эро-зионных и русловых процессов, которой занимаются в рамках других на-правлений отдельные ученые. Ряд вузов прекратил свое «членство» в Сове-

16

те из-за изменения тематики исследований, ухода из них ученых, занимав-шихся изучением эрозии и русловых процессов или смежных с ними вопро-сов. Это же явилось причиной снижения активности участия некоторых ву-зов, хотя они и сохранили свое присутствие в числе вузов, объединяемых советом. Так случилось с Ярославским государственным педагогическим университетом: до выхода на пенсию Б.В. Нуждина в нем были организова-ны и пленарное совещание, и рабочее совещание по речным поймам, и вы-ездное заседание совета, не говоря уж о постоянном участии Б.В. Нуждина в работе других мероприятий; он был инициатором и организатором перво-го сборника материалов проведенного в Ярославле рабочего совещания.

Основным видом работы Совета является проведение пленарных научно-координационных совещаний, организуемых ежегодно на базе од-ного из университетов (академий, институтов). Таких совещаний было про-ведено 19: в 1986 г. – в г. Томске, организатор – Томский государственный университет; в 1987 г. – в Москве, МГУ, совместно с Четвертой Всесоюзной межвузовской конференцией "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов…"; в 1988 г. – в г. Горьком, в Горьковском институте водного транспорта (ныне Волжская государственная академия водного транспорта); в 1989 г. – в г. Луцке, в Волынском государственном педагоги-ческом институте (ныне это –национальный университет); в 1990 г. – в г. Ярославле, в Ярославском государственном педагогическом институте (сейчас это – университет); в 1991 г. – в г. Ташкенте, в Ташкентском госу-дарственном университете; в 1992 г. – в г. Ижевске, в Удмуртском государ-ственном университете; в 1993 г. – в г. Воронеже, в Воронежском государ-ственном аграрном университете; в 1994 г. – в г. Брянске, в Брянском госу-дарственном педагогическом институте (ныне – государственный универси-тет); в 1995 г. – в г. Вологде, в Вологодском политехническом институте (теперь это – технический университет); в 1996 г. – в г. Казани, в Казанском государственном университете; в 1997 г. – в Перми, в Пермском государст-венном университете; в 1998 г. – в г. Пскове, в Псковском государственном педагогическом институте; в 1999 г. – в г. Уфе, в Башкирском государст-венном университете; в 2000 г. – в г. Волгограде, в Волгоградском государ-ственном педагогическом университете; в 2001 г. – в г. Санкт-Петербурге, в Санкт-Петербургском государственном университете водных коммуника-ций; в 2002 г. – в г. Краснодаре, в Кубанском государственном аграрном университете; в 2003 г. – в г. Курске, в Курском государственном универси-тете; в 2004 г. – в г. Белгороде, в Белгородском государственном универси-тете. В 2005 г. очередное XX пленарное совещание состоится в Ульянов-ском государственном педагогическом университете. Начиная с IV совеща-ния к началу работы каждого издавались сборники тезисов, а с 13-го стали практиковаться заказные доклады (7-8), тексты которых в полном объеме публикуются в этих сборниках. Они посвящаются наиболее крупным ре-зультатам исследований эрозионных и русловых процессов, выполненных учеными вузов; один-два доклада обязательно представляются вузу-органи-

17

затору совещания для подробного ознакомления совета с направленными и основными итогами научных работ в этом вузе. На совещания приглашают-ся все члены совета (вне зависимости от формы их участия), а также по их представлению преподаватели и научные сотрудники, не являющиеся тако-выми, но имеющими определенные достижения в изучении эрозионных и русловых процессов. Обычно в работе пленарных совещаний участвуют представители 20-25 вузов, причем за последние годы наметился опреде-ленный тренд увеличения численности и вузов (12 на XV совещании в Вол-гограде и 23 – на XIX в Белгороде), и их представителей, хотя максимум (61 человек на VI совещании в Ташкенте в 1991 г.) еще не достигнут (55 участ-ников на XIX совещании в Белгороде в 2004 г.).

Вторая форма работы Совета – рабочие совещания по отдельным разделам проблемы, которые приобретают особую актуальность, требуют согласованных действий, но зачастую не охватывают всех вузов-участников координации. Они проходят по принципу "круглого стола", обеспечивая дискуссию, широкий обмен мнений и согласование точек зрения по кон-кретным вопросам. На них в среднем собираются представители 5-8 вузов. Особое место среди них принадлежит совещанию "Проблемы эрозионных и русловых процессов в учебных курсах вузов", проведенное в 2001 г. в г. Арзамасе в Арзамасском гос. педагогическом институте. Некоторые сове-щания были посвящены региональным проблемам – эрозионные и русловые процессы в Сибири (2003 г., г. Барнаул, Алтайский государственный уни-верситет) и в бассейне верхней и средней Волги (2004 г. Ижевск, Удмурт-ский государственный университет). Всего состоялось 10 таких совещаний. Вот их тематика: 1990 г. – "Проблемы русловых карьеров" (1990 г., г. Одес-са, Одесский гидрометеорологический институт – сейчас это экологический университет), "Причины и механизм пересыхания малых рек" (1991 г., г. Казань, Казанский государственный университет), "Экологические и геоло-го-геоморфологические вопросы изучения речных пойм" (1992 г., г. Яро-славль, Ярославский государственный педагогический институт, теперь – университет), "Овражная эрозия и формы первичной гидрографической се-ти" (1996 г. – г. Ульяновск, Ульяновский государственный педагогический университет), "Эрозия и русловые процессы на урбанизированных террито-риях" (1998 г., г. Волгоград Волгоградский государственный педагогиче-ский университет), "Эрозия почв на водосборах и малые реки" (1999 г., г. Ижевск, Удмуртский государственный университет), «Проблемы эрозии почв» (2000 г., г. Брянск, Брянский государственный университет), "Про-блемы эрозионных и русловых процессов в учебных курсах вузов" (2001 г., г. Арзамас, Арзамасский государственный педагогический институт), "Ис-следования эрозионных и русловых процессов в Сибири" (2003 г., г. Барна-ул, Алтайский государственный университет), "Эрозия и русловые процес-сы в бассейне верхней и средней Волги" (2004 г., г. Ижевск, Удмуртский государственный университет). В конце марта 2005 г. в г. Санкт-Петербурге состоится рабочее совещание "Пойменные процессы" (Российский государ-

18

ственный гидрометеорологический университет). К этому следует добавить еще несколько совещаний, которые организовывались и проводились под этим названием, но впоследствии превратились в международные семинары или научно-технические совещания по водным путям. Начало первым по-ложило упомянутое выше совещание-семинар в 1994 г. в г. Львове "Эрози-онные и русловые процессы в горах". В 1998 г. там же было проведено вто-рое такое совещание-семинар "Стационарные исследования экзогенных процессов". С этих мероприятий началось сотрудничество совета с поль-скими коллегами, которые в 2000 г. стали полноправными участниками межвузовской координации в рамках Совета. В 2000 г. состоялся семинар уже в Польше, в г. Быдгощи (Быдгощская академия им. Казимира Велико-го); он был посвящен проблеме влияния водохранилищ на русловые про-цессы. На следующей встрече в г. Кракове (Ягеллонский университет) в 2004 г. (тема "Русловые процессы в горно-предгорно-равнинных областях") было решено преобразовать эти совещания в регулярно действующей рос-сийско-польско-украинский семинар по русловым процессам, собирающий-ся один раз в два года последовательно в вузах каждой из стран-участниц. Очередной (третий) такой семинар намечен в г. Киеве (Украина), в Киев-ском национальном университете.

Кроме перечисленных состоялось еще два международных семина-ра: в 2001 г. в г. Луцке (Украина), в Луцком государственном техническом университете ("Гидроэкологические проблемы агроландшафтов и урбани-зированных территорий") и в г. Минске (Белоруссии), в Белорусском госу-дарственном университете ("Эрозия почв").

В 1993 г. в г. Новосибирске состоялось рабочее совещание "Экологи-ческие проблемы и русловые процессы на судоходных реках" (в Новосибир-ской государственной академии водного транспорта), в работе которого при-няли участие работники ряда бассейновых управлений водных путей и руко-водство тогдашнего Департамента водных путей Росречфлота. Следующие такие научно-технические совещания были проведены: в г. Нижнем Новгоро-де ("Русловые процессы и водные пути в современных условиях"), где его организаторами были Волжская государственная академия водного транспор-та и Волжское государственное бассейновое управление водных путей и су-доходства; в 1999 г. г. Сургуте – "Водные пути в современных условиях" на базе Сургутского района водных путей; в 2001 и 2003 гг. – снова в г. Новоси-бирске ("Современное состояние водных путей и русловые процессы" и "Ос-новные направления развития и совершенствования водных путей России", соответственно), организованные уже Советом совместно с Научно-техничес-ким обществом водного транспорта. Очередное такое совещание должно бы-ло состояться в 2004 г. в г. Хабаровске, однако из-за реорганизации Минтран-са РФ и смены руководства водными путями оно было отменено, и пока дальнейшая судьба этого вида деятельности совета неопределенна.

Важной формой работы является организация и проведение семи-нара молодых ученых вузов, объединяемых Советом. Первый такой семи-

19

нар состоялся в 1994 г. в г. Пскове (Псковский государственный педагоги-ческий институт), и тогда на него приехало всего 8 молодых преподавате-лей, научных сотрудников и аспирантов. Более многочисленным был вто-рой семинар в г. Ижевске (Удмуртский государственный университет) в 1999 г., а семинары в г. Вологде (Вологодский государственный техниче-ский университет) в 2000 г., в г. Перми (Пермский государственный уни-верситет) в 2002 г. и в г. Брянске (Брянский государственный университет) в 2004 г. собирали последовательно 22, 23 и 36 человек, в том числе и сту-дентов старших курсов, из 10-12 вузов России (в г. Брянск приезжал также 1 аспирант из Киевского национального университета). Работой семинаров руководили 5-6 ведущих ученых из разных вузов. Высокий уровень пред-ставленных молодыми учеными докладов, разнообразие их тематики и стремление Совета и в дальнейшем максимально содействовать привлече-нию к его работе научной молодежи привели к тому, что материалы трех семинаров были изданы в виде отдельных сборников статей, а первых двух помещены в сборники тезисов докладов ближайших последующих за ними пленарных совещаний с соответствующей ссылкой.

Для дальнейшего развития и совершенствования работы с молоды-ми учеными, их привлечения к деятельности Совета в 2003 г. создана моло-дежная секция при Президиуме совета, утверждено положение о ней. Сек-цию в настоящее время возглавляет бюро в составе: к.г.н. А.С. Завадский (председатель), В.Р. Беляев (МГУ), А.В. Гусаров (Казанский государствен-ный университет), А.В. Сергеев (Удмуртский государственный универси-тет) и Е.Н. Славгородская (Волгоградский государственный педагогический университет).

Некоторые из проведенных мероприятий объединились вузами-организаторами с другими, более широкими по тематике, научными конфе-ренциями. Почин этому положил еще МГУ, объединив II совещания с 4-й Всесоюзной конференцией "Закономерности проявления эрозионных и ру-словых процессов в различных природных условиях". XI совещание в г. Казани проходило как секция Всероссийской конференции "Современная география и окружающая среда", организованный Казанским государствен-ным университетом, а международный семинар в г. Минске – как секция Международной научно-практической конференции "Теоретические и при-кладные вопросы изучения и использования почвенно-земельных ресурсов" в Белорусском государственном университете.

Помимо сборников тезисов или докладов и сообщений на пленар-ных совещаний (16 из 19 совещаний, материалы I совещания были депони-рованы в ВИНИТИ), сборников статей по материалам семинаров молодых ученых (3 из 5) советом опубликовано еще 14 сборников статей по итогам различных рабочих совещаний и семинаров. Особое место в издательской деятельности Совета занимают сборники "Эрозионные и русловые процес-сы", подготавливаемые один раз в 5 лет. К настоящему времени опублико-вано три выпуска сборников: в 1991 г. (издан в г. Луцке, организатором его

20

издания был Я.А. Мольчак, представлявший тогда Волынский гос. педаго-гический университет), в 1996 и 2000 гг. (последнее осуществлено при под-держке ректора МГУ). Сейчас завершается подготовка к изданию 4-го вы-пуска, приуроченного к 20-летию Совета. Отличительная черта части ста-тей, иногда значительной – объединение в них по согласованной программе результатов исследований двух-пяти вузов; соответственно, авторами их являются ученые разных университетов и академии: в вып. 1 таких статей было 4 из 21, в вып. 2 – 11 из 19, в вып. 3 – 4 из 21, в том числе статьи уче-ных из Китая (совместно с российскими), Польши и Украины. В готовя-щемся к изданию вып. 4 будет несколько совместных статей ученых из ряда вузов, а среди их авторов будут представители вузов Украины, Белоруссии, Польши. Всего, таким образом, издано в разной форме 36 книг, и сейчас готовятся к изданию материалы рабочего совещания 2004 г. в г. Ижевске, семинара в г. Кракове (в отдельном выпуске "Prace Geograficzne" на англий-ском языке) и ХХ пленарного (юбилейного) совещания в г. Ульяновске. Кроме того, около 10 монографий ученых вузов было опубликовано под эгидой совета и по его решению (в соответствии с положением о Совете).

Работой Совета руководит президиум, собирающийся не менее 2 раз в год для обсуждения организационных вопросов, решения текущих задач, подготовки материалов к совещаниям, утверждения планов работы, рекомендации к изданию подготовленных сборников и других книг. В его состав в настоящее время входят: Р.С. Чалов, К.М. Беркович, С.Н. Рулева, Н.И. Алексеевский, В.Н. Голосов, Л.Ф. Литвин, В.Н. Коротаев (МГУ), А.В. Чернов (Московский педагогический государственный университет), Н.Б. Барышников (Российский государственный гидрометеорологический университет), Р.Д. Фролов (ВГАВТ), Н.Н. Назаров (Пермский государст-венный университет), А.Н. Кичигин (Вологодский государственный. техни-ческий университет), И.И. Рысин (Удмуртский государственный универси-тет), М.В. Кумани (Курский государственный университет), О.П. Ермолаев (Казанский государственный университет) и А.С. Завадский (как председа-тель бюро молодежной секции). В разные годы в состав президиума входи-ли В.Н. Михайлов и Г.А. Ларионов (МГУ), А.П. Дедков, Г.П. Бутаков и В.И. Мозжерин (Казанский государственный университет), В.В. Дегтярев, В.М. Ботвинков и В.А. Седых (Новосибирская государственная академия водного транспорта), А.М. Гареев (Башкирский гос. университет), А.Г. Ил-ларионов (Удмуртский государственный университет), Г.Л. Гладков (Санкт-Петербургский государственный университет водных коммуникаций), Б.В. Нуждин (Ярославский государственный педагогический университет), Г.В. Бастраков (Брянский государственный университет), а в советские го-ды – А.Г. Ободовский и И.П. Ковальчук (Киевский и Львовский государст-венные университеты).

20 лет работы Совета, во-первых, отражает сосредоточение в выс-шей школе огромного научного потенциала, выполнение больших и серьез-ных исследований в университетах, академиях и институтах по проблеме

21

эрозионных и русловых процессов. Во-вторых, в условиях, когда перестали существовать другие, вневедомственные, формы координации НИР, дея-тельность Совета, объединяющая столь большое число вузов России, выхо-дящая за ее пределы и привлекающая к совместной работе ученых вузов стран СНГ, Польши и Китая, представляется не просто полезной, а обеспе-чивающей развитие научных исследований в области эрозио- и русловеде-ния по согласованным подходам и методам, регулярный обмен научной ин-формации, появление и развитие во многих вузах новых направлений ис-следований. В-третьих, успешная деятельность Совета свидетельствует по-видимому о перемещении "центра тяжести" в эрозионных и русловых ис-следованиях в университеты и другие вузы страны. В-четвертых, объедине-ние в рамках единой координации специалистов разного профиля, пред-ставляющих географические, технические и аграрные науки, создает усло-вия для междисциплинарного развития учения об эрозионных и русловых процессах, решения фундаментальных и прикладных задач науки. Наконец, в-пятых, это – безусловное свидетельство актуальности и бурного развития эрозиоведения и русловедения, необходимости использования результатов исследований в подготовке специалистов и привлечения вузовских ученых к решению конкретных задач, возникающих в отраслях экономики, связан-ных с использованием водных и земельных ресурсов. Об этом же говорит и интерес, который проявляют к работе Совета молодые ученые и будущие специалисты, активно участвуя в работе и специальных семинаров, и пле-нарных совещаний.

20 лет работы Совета пришлись на нелегкие для науки и образова-ния времени: перестройка и распад СССР, глубочайший экономический кризис и принципиальное изменение условий для развития научных иссле-дований, постоянное реформирование и угроза новых реформ "сверху". Не-смотря на это Совет не только не прерывал своей деятельности, но развивал ее, создавал новые формы, расширял сферу влияния и привлекал все новые вузы к своей работе. Все что вселяет надежду, позволяет оптимистически смотреть на перспективы и самой межвузовской координации, и развитие эрозио- и русловедения в вузах.

Совет создан и функционирует при Московском государственном университете. Его скромный 20-летний юбилей совпал с большим юбилеем Московского университета – его 250-летием. Это – символично, т.к. именно инициатива и активность ученых МГУ, поддержанная учеными других уни-верситетов, академий и институтов, – основа уже достигнутых успехов и гарант дальнейшего развития. Символично также, что юбилей совпал с 200-летним юбилеем Казанского университета и 150-летием Киевского нацио-нального университетов, представители которых находились 20 лет назад у истоков создания Совета и продолжают активно работать в его составе.

22

А.Ю. Александровский*, В.В. Иванов**, В.Н. Коротаев**, Р.Д. Фролов***, А.В. Чернов****

*Московский энергетический институт (технологический университет)

**Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова ***Волжская государственная академия водного транспорта

****Московский педагогический государственный университет

ПРОБЛЕМЫ РЕГУЛИРОВАНИЯ РУСЛА В НИЖНИХ БЬЕФАХ ВОЛЖСКИХ ВОДОХРАНИЛИЩ

Современные процессы руслоформирования на Волге во многом

определяются регулирующим воздействием гидроэнергетического каскада. Наличие ГЭС и водохранилищ приводит к изменению гидравлического ре-жима и стока наносов, в результате которых происходит трансформация русла реки, сформировавшегося при естественном режиме. Наиболее значи-тельные изменения русла отмечаются в нижних бьефах, особенно на при-плотинных участках.

Изменение естественного гидрологического режима рек в нижних бьефах заключается в перераспределении стока воды, снижении значений максимальных расходов, уменьшении объема стока взвешенных наносов и практически полном перехвате стока влекомых наносов, изменении ледово-термического и уровенного режимов. Трансформация потоков энергии и вещества водохранилищами ведет к изменению руслового режима в нижних бьефах [Виноградова, Иванов, 1998]. Внутригодовое перераспределение стока (за счет частичной аккумуляции объемов паводков и половодий) обу-словливает трансформацию «эпюры» руслоформирующих расходов воды, в понимании Н.И. Маккавеева [1955]. Трансформация русел в нижних бьефах заключается в преобладании общего размыва русла, предопределенного выносом материала в период строительных и пусконаладочных работ, по-ступлением осветленных вод из водохранилища и неустановившимся дви-жением потока, обусловленным работой ГЭС. В дальнейшем процесс трансформации русла в нижнем бьефе имеет тенденцию к затуханию русло-вых деформаций и приобретению руслом относительной устойчивости. В немалой степени на темпы деформаций русла влияет и каскадное располо-жение водохранилищ, при котором нижний бьеф верхнего водохранилища может испытывать подпорное влияние от нижерасположенного.

При общности изменений, обусловленных созданием водохрани-лищ и регулирующим действием ГЭС, приводящих к переформированиям русел в нижних бьефах и, особенно, в пределах участка, непосредственно примыкающего к плотине, в каждом конкретном случае можно выделить особенности, характерные только для данного гидроузла.

23

Верхняя Волга К Верхней Волге относят участок реки от г. Твери до г. Казани.

Этот участок включает в себя каскад водохранилищ – Иваньковское, Углич-ское, Рыбинское, Горьковское, Чебоксарское и верхнюю часть Куйбышев-ского. Все перечисленные водохранилища (кроме Чебоксарского) заполне-ны 50-70 лет тому назад, их гидрологический режим регламентирован соот-ветствующими «Правилами использования водных ресурсов» и к настоя-щему времени может считаться установившимся. В случае каких-либо принципиальных изменений в режиме стока допускается некоторая коррек-тировка «Правил».

Нижние бьефы Иваньковского, Угличского и Рыбинского гидроуз-лов находятся в относительно стабильном состоянии благодаря подпору нижележащими водохранилищами. Здесь не проявляется направленная глу-бинная эрозия русла. В течение длительного времени эксплуатации этих гидроузлов наблюдаются лишь локальные деформации русла реки, в основ-ном заключающиеся в деформациях берегов с весьма низкой интенсивно-стью. В отдельных случаях эта местная деформация берегов спровоцирова-на не всегда достаточно удачно проведенными работами по строительству мостовых переходов, водозаборов, прокладки дюкеров и др.

Нижние бьефы гидроузлов в этой части Верхней Волги находятся в густо заселенной территории, тесно связанной с вводно-транспортной маги-стралью. Наличие множества пунктов с укрепленными берегами исключает возможность перерастания локального размыва берега в направленный про-цесс с общим изменением очертаний русла.

С учетом изложенных обстоятельств и преобладания плотных сла-бо размываемых грунтов можно считать, что и в отдаленном будущем русло Волги в нижних бьефах Иваньковского, Угличского и частично Рыбинского гидроузлов будет сохранять относительную стабильность.

Дестабилизацию в режим работы каскада внесло Чебоксарское во-дохранилище, наполненное в 1983 г до промежуточной отметки 63,0 м. абс., при проектной отметке нормального подпорного уровня 68,0 м. абс. Реше-ние о частичном наполнении Чебоксарского водохранилища было обуслов-лено не всегда достаточно объективными как экономическими, так экологи-ческими соображениями. Наполнение этого водохранилища в настоящее время до ранее установленной отметки НПУ вызовет значительное затопле-ние прибрежных территорий в республике Мари Эл, Нижегородской облас-ти и необходимость строительства и последующей эксплуатации мощной водопонижающей дренажной системы в низкой «заречной» части г. Нижне-го Новгорода. Установление этих негативных последствий от дополнитель-ного подъема уровня Чебоксарского водохранилища на 5 м требует весьма значительных компенсационных затрат и на современном этапе признано нецелесообразным.

Таким образом, ранее сбалансированный режим Верхне-Волжского каскада водохранилищ оказался нарушенным.

24

В результате отказа от полной реализации ранее предусмотренного проектом наполнения Чебоксарского водохранилища до отметки 68,0 м возникло несколько самостоятельных местных и достаточно серьезных про-блем – воднотранспортная, энергетическая и экологическая. Воднотранс-портная проблема обусловлена тем, что участок р. Волги в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС длиной 40,5 км оказался вне подпора с совершенно неудовлетворительными условиями судоходства (рис. 1). Недостаточный напор на гидравлические турбины обрекает Чебоксарскую ГЭС на работу с крайне низкой эффективностью.

Рис. 1. Схема расположения водохранилищ и ГЭС на Верхней Волге. Отсутствие у Чебоксарского водохранилища регулирующей емко-

сти и невозможность повышения его подпорного уровня весной в отдель-ные многоводные годы парализует работу судоходного шлюза и создает угрозу наводнения в нижнем бьефе ГЭС. Известно, что при приемке Чебок-сарского гидроузла во временную эксплуатацию было решено эксплуатиро-вать одноименное водохранилище при круглогодичной стабильно выдержи-ваемой отметке 63,0 м. В процессе эксплуатации из-за крайней сложности четкого выдерживания этой подпорной отметки при впадающих в водохра-нилище не зарегулированных крупных притоках (рек Оки, Суры, Ветлуги), как исключение допускалось повышение уровня до отметки 63,4 м. Пони-жение уровня ниже отметки 63,0 м влечет за собой срыв судоходных глубин

25

на верхних порогах Чебоксарских шлюзов. Эта сложность сбалансирования режимов сбросов через Нижегородскую и Чебоксарскую ГЭС с боковой приточностью рек Оки, Суры и Ветлуги усугубляется необходимостью уче-та как степени наполнения нижележащего Куйбышевского водохранилища (нижний бьеф ЧГЭС), так и наиболее емкого Рыбинского водохранилища, по существу предопределяющего режим Горьковского водохранилища.

В 2001 г с повышенной водностью произошло перенасыщение Че-боксарского водохранилища (табл. 1).

На величины допустимых сбросов Чебоксарской ГЭС влияют от-метки ее нижнего бьефа – по техническим характеристикам турбин при на-поре менее 6,5 м эксплуатация агрегатов ГЭС не рекомендуется. В 2001 г при кризисной ситуации с перенаполнением Чебоксарского водохранилища и вынужденных значительных сбросах в нижнем бьефе напор упал до 6,2 м.

Таблица 1. Баланс стока в створе Чебоксарской ГЭС

Составляющие общего притока, м3/с Год Максимум общего притока, м3/с

боковой сброс

Нижегородской ГЭС

Максимум сбросов че-рез ЧГЭС,

м3/с 1997 8490 3390 5100 8110 2001 20600 17200 3400 16300

Максимальной отметкой нижнего бьефа, выше которой создается

угроза подтопления населенного пункта Кокшайск, считается 57,2 м. В 2001 г. попытка исключить подтопление Кокшайска привела к перенапол-нению Чебоксарского водохранилища до отметки 64,06 м и длительному переливу воды через верхние рабочие ворота шлюза (отметка верха ворот 63,75 м) с остановкой транзитного судоходства на Волге. При этом факти-ческий баланс притока – сброса в 2001 г в течение десяти суток приток зна-чительно превышал объемы сброса (рис. 2).

Для устранения критической ситуации весной 2001 г было бы дос-таточным иметь регулирующую емкость Чебоксарского водохранилища в 3,3 км3 (см. рис. 2). Статическая регулирующая емкость Чебоксарского во-дохранилища при повышении его отметки с 63,0 м до 65,0 м составляет 2,65 км3. С учетом реальной динамической кривой подпора регулирующая емкость достигнет 3,0–3,5 км3. Таким образом, даже небольшое (на два мет-ра) повышение отметки подпорного уровня этого водохранилища нормали-зовало бы работу ГЭС, существенно снизило бы вероятность наводнений в нижнем бьефе и упорядочило бы судоходство через шлюзы. Препятствием к положительному решению этого вопроса является неизбежное затопление части территории низменного Волжского левобережья.

Наполнение Чебоксарского водохранилища до промежуточной от-метки 63,0 м вызвало соответствующий подпор Волги и ее притоков. В створе ЧГЭС подпор составил около 9 м. По мере удаления от створа ЧГЭС

26

величина подпора (разница между меженными уровнями 1960-1980 гг. и отметкой 63,0 м) постепенно снижается. Ранее выполненное расчетное обоснование отметок кривой динамического подпора базируется на ряде допущений, снижающих достоверность результатов. Эти допущения обу-словлены сложностью учета влияния водности рек Волги и Оки. В то же время, при решении ряда инженерных задач особенно важно достаточно точно установить величину меженного подпора именно в зоне г. Нижнего Новгорода – при слиянии двух рек.

Рис. 2. Динамика изменения приточности к створу Чебоксарского

гидроузла в период 20.04-15.05.2001 г. В процессе установления этого подпора Волжской академией вод-

ного транспорта были сопоставлены отметки уровней воды по ряду постов Волги и Оки за 1955-2002 гг., отвечающие периодам, когда расходы воды этих рек соответствовали проектным значениям. Например, четко просле-живается подпор до 1 м в зоне Нижнего Новгорода, вызванный наполнени-ем Чебоксарского водохранилища до отметки 63,0 м. Эта ситуация показана и на схеме продольного профиля р. Волги от Нижегородской до Чебоксар-ской ГЭС (см. рис. 1). Из этого профиля четко видно, что ни современная отметка Чебоксарского водохранилища 63,0 м (или 63,75 м), ни обсуждае-мая отметка 65,0 м не решают проблему нормализации транзитного судо-ходства.

Таким образом, ненаполнение Чебоксарского водохранилища до проектной отметки 68,0 м создало серьезные проблемы в области энергети-ки (неэффективный режим работы турбин ЧГЭС) и в организации шлюзо-вания судов через шлюзы этой ГЭС, а также не исключает возможности наводнений в нижнем бьефе.

27

В перечне этих проблем особое место занимает режим нижнего бьефа Нижегородской ГЭС. Проектом Горьковского (старое название) гид-роузла предусматривалась его эксплуатация в условиях обязательного не-большого подпора в нижнем бьефе водами Чебоксарского водохранилища. Однако, отсутствие этого подпора в течение 1955-2004 гг. привело к значи-тельным необратимым изменениям русла р. Волги. Получившая здесь раз-витие глубинная эрозия привела к посадке уровня воды в районе ГЭС почти на 130 см, в районе Балахны – на 80 см. Это в условиях высокой суточной неравномерности сбросов воды через ННГЭС периодически парализует транзитное судоходство. В итоге произошел «разрыв» связи между ранее установленным проектным среднесуточным расходом воды 1100 м3/с и про-ектной судоходной глубиной 3,5 м [Фролов, 2000, 2003].

Известно, что уровенный режим, а, следовательно, и судоходные условия в нижнем бьефе Нижегородского гидроузла, находящегося в бес-подпорном состоянии, зависят от режима попусков воды через Нижегород-скую ГЭС. В свою очередь, так как Горьковское водохранилище имеет весьма малую регулирующую емкость, режим попусков из него полностью определяется режимом регулирования вышележащего Рыбинского водохра-нилища. На судоходную ситуацию бесподпорных нижних бьефов оказывает влияние не только режим попусков через ГЭС, но и происходящие там де-формации русла.

На примере целого ряда нижних бьефов ГЭС установлено, что в бесподпорных бьефах комплексных гидроузлов развиваются направленные русловые деформации – размыв и понижение отметок дна русла, сопровож-дающиеся интенсивным понижением уровня воды (рис. 3, А). Непосредст-венно ниже Нижегородской ГЭС ее скорость посадки в первые годы экс-плуатации составила 6 см/год к 1999 г снизившись до 1,4 см/год (рис.3, Б).

Интенсивные переформирования русла в 1956-70годы сказались на его деформациях и в районе г. Балахны (~ 30 км ниже). В этой зоне пере-груженный наносами поток их частично аккумулировал. В итоге средняя интенсивность подъема поверхности воды в несколько первых лет эксплуа-тации ГЭС достигала 5-6 см/год. По мере образования на приплотинном участке значительной емкости размыва, перенасыщение потока наносами подало и аккумуляция на нижележащем участке (перекаты в районе г. Ба-лахны) сменилась размывом.

В первые годы эксплуатации Нижегородской ГЭС (1955-1960 гг.) при проектном среднесуточном расходе воды 1100 м3/с гарантировалось поддержание в нижнем бьефе уровня воды на отметке 67,25 м. При этом режиме суточного регулирования ГЭС на нижних порогах шлюзов обеспе-чивалось поддержание глубины 350 см в течение 18-20 часов в сутки, и проблем со шлюзованием судов, по существу, не было. Происшедшая в нижнем бьефе посадка уровней привела к снижению глубин и на порогах параллельных камер шлюза. Так, уже к 1997 г глубина 3,5 м здесь стала вы-держиваться лишь в течение 2-3 часов (рис. 4). Если экстраполировать про-

28

цесс посадки, то можно полагать, что к 2010 г глубина 3,5 м на нижних по-рогах шлюзов Нижегородской ГЭС при среднесуточном расходе 1100 м3/с вообще не будет обеспечиваться .

Рис. 3. Графики связи уровней и расходов по гидропосту «Створ

№3» (А) и графики изменения интенсивности изменения отметок уровня воды (Б) (Балахна) в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС.

С некоторым сдвигом по времени лимитировать судоходство стали

и перекаты нижнего бьефа Нижегородской ГЭС. В первые годы после ввода в эксплуатацию этого гидроузла при расходе 1100 м3/с и «провальных» в течение суток уровнях воды на перекатах нижнего бьефа выдерживалась глубина судового хода 285 см. Подобная глубина не обеспечивала возмож-

29

ность эксплуатации крупнотоннажного флота. С учетом предположения о последующем (в перспективе) появлении подпора от Чебоксарского водо-хранилища было принято решение об углублении группы перекатов (на 50-ти километровом участке) до глубины 350 см. Постепенно (с 1956 г до 1971 г) поставленная задача углубления была решена.

Обращает на себя внимание следующая ситуация, – несмотря на получившую развитие посадку уровня в приплотинной зоне, на перекатах нижнего бьефа до начала семидесятых годов снижения уровня ниже про-ектного (при 1100 м3/с) вообще не наблюдалось. Однако к середине 80-х годов общая продолжительность поддержания глубины 3,5 м на участке Городец-Балахна сократилась до 4-5 часов в сутки. При этом же расходе 1100 м3/с на участке Балахна - Н. Новгород с 1988 г аналогичная глубина выдерживалась 8-9 часов в сутки. Приведенная неблагоприятная для водно-го транспорта ситуация является следствием интенсивных русловых пере-формирований в границах всего нижнего бьефа Нижегородской ГЭС (см. рис. 1).

В начале 80-х годов сложилась следующая типовая схема пропуска снизу идущего флота по 60 километровому участку р. Волги от г. Нижнего Новгорода до шлюзов Нижегородской ГЭС: большегрузный флот, прибыв-ший в г. Нижний Новгород и дождавшись наступления «проходной» глуби-ны на участке Нижний Новгород - Балахна, за 2-3 часа его преодолевал и вставал на рейде г. Балахны в ожидании следующих суток; во вторые сутки прохождения нижнего бьефа на очередном пике он проходит участок Ба-лахна – Городец и вновь вынужден встать на рейд; на третьи сутки, дож-давшись очередного подъема уровней суда могут быть прошлюзованы в верхний бьеф – Горьковское водохранилище. При этом необходимо учиты-вать, что большегрузные суда через шлюз могут пройти только за 2-3 часа в сутки. В случае наличия большой «очереди» ожидающих шлюзования су-дов, их проход в верхний бьеф откладывается на четвертые сутки.

Динамика планомерного увеличения гарантированной глубины в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС (~30 км) наглядно увязывается с соот-ветствующими изменениями объемов дноуглубительных работ (рис. 5, А-Б). Достигнутое понижение отметок гребней перекатов с одновременной глубинной эрозией русла на приплотинном участке обеспечило выдержива-ние глубины 3,5 м лишь в течение 2-3 часов в сутки. Из-за опасности до-полнительной посадки уровня воды в зоне шлюзов, к 80-м годам дальней-шее углубление перекатов участка Нижний Новгород - Балахна было приос-тановлено.

Выполненными исследованиями гидрологического режима нижне-го бьефа Нижегородской ГЭС были выявлены определенные различия в степени лимитирования судоходства тремя его характерными участками: шлюзы, Городец-Балахна (~30 км) и Балахна-Нижний Новгород (~30 км). Эти различия были положены в основу предложенных временных мер по некоторому улучшению судоходной ситуации. Было однозначно решено,

30

Рис. 4. Кривые обеспеченности глубин на пороге шлюзов Нижего-родской ГЭС.

Рис. 5. Динамика изменения отме-ток проектных уровней воды и дна (А) и интен-сивности дноуг-лубления (Б) на участке Городец-Балахна.

31

что дальнейшее понижение отметок дна в зоне Городец - Балахна недопус-тимо. Здесь можно временно повысить суточную длительность выдержива-ния глубины 3,5 м за счет более продуктивного регулирования стока наибо-лее емким в каскаде Рыбинским водохранилищем.

Многолетняя тенденция к хроническому (с 1980 г) ненаполнению Рыбинского водохранилища до НПУ предопределила снижение навигаци-онного среднесуточного расхода воды через Нижегородской ГЭС. Обосно-ванная Волжской академией водного транспорта крайняя необходимость наполнения Рыбинского водохранилища до отметки НПУ была реализована в 2004 г. Это позволило в навигацию 2004 г ранее установленный проект-ный среднесуточный расход воды в 1100 м3/с увеличить до 1300 м3/с и уд-линить срок выдерживания глубины судового хода 3,5 м с 2-3 часов в сутки до 6-7 часов. Помимо этой временной меры в 2001-2002 гг. было произве-дено дополнительное углубление группы перекатов нижней части нижнего бьефа Нижегородской ГЭС от г. Балахна до г. Нижнего Новгорода. Обосно-ванию величины этого предельно допустимого углубления перекатов пред-шествовали масштабные натурные и аналитические исследования гидрав-лики потока, режима трансформации волны попуска при ее движении по бьефу. Однако эти два реализованные мероприятия в условиях продолжаю-щейся глубинной эрозии в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС являются временной мерой.

Учитывая значимость и уникальность созданной Единой глубоко-водной системы Европейской части России, признана необходимость кар-динального решения проблемы судоходства. На 60 километровом участке р. Волги в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС должна обеспечиваться единая транзитная судоходная глубина в 4 м. В итоге рассмотрения целой серии вариантов решения проблемы признано, что проставленная задача может быть решена только путем создания во время межени подпора уровня воды. Этот небольшой подпор (3,5-4,0 м) достигается строительством несколько выше г. Нижнего Новгорода низконапорного гидроузла (см. рис. 1). При подпорном уровне на отметке 68,0 м и отметке днища шлюзов ННГЭС 64,0 м на всей Единой глубоководной системе от Каспия до Балтики будет га-рантироваться судоходная глубина 4,0 м.

С целью придания этому решению комплексного характера, поми-мо воднотранспортной проблемы одновременно решаются автотранс-портная и экологическая проблемы. Предусмотренный по гребню бетонной плотины автомобильный мост снимает нагрузку с единственного в г. Ниж-нем Новгороде и крайне перегруженного автомобильного моста через р. Волгу. Сопряжение створа плотины и нового моста с окружной дорогой разгружает город от транзитного потока автомашин по трассе Восток–Запад (Кировско-Московское направление).

При условии реализации подобного масштабного решения пробле-мы режима нижних бьефов Верхне-Волжского каскада в значительной мере будут решены.

32

Технические проблемы в нижних бьефах гидроузлов Волжско-Камского каскада

Основной причиной деформаций русла ниже плотин является на-рушение баланса твердого стока в результате аккумуляции его в водохрани-лищах. В то же время, на характер русловых процессов также оказывает влияние и регулирование стока.

Участие гидроэлектростанций в суточном регулировании стока яв-ляется причиной возникновения неустановившегося движения воды в ниж-нем бьефе. В этих условиях постоянно изменяются гидравлические харак-теристики и энергия потока. Влияние суточного регулирования проявляется на относительно незначительном расстоянии от створа ГЭС и зависит от интенсивности суточного регулирования. Результатом суточной неравно-мерности расхода ГЭС становится периодическое изменения направления потока, активизирующее боковой размыв русла, приводящий к обрушению незакрепленных берегов. Кроме того, причиной увеличения интенсивности боковой эрозии может стать образование на дне реки аллювиальной отмос-тки, которая снижает темпы глубинной эрозии, в результате чего поток на-чинает насыщаться наносами за счет размыва берегов. Кроме суточного регулирования на процесс формирования русла ниже гидроузла оказывает влияние и длительное регулирование стока. При этом происходит снижение величин расходов в период половодья и их увеличение в период межени. Следствием такого перераспределения являются процессы формирования русла, на которые всё большее влияние оказывают меженные расходы.

Интенсивное влияние антропогенных факторов, связанных как с изменением режима речного стока при его регулировании водохранилища-ми, так и с использовании русловых отложений в качестве строительных материалов, приводит к снижению уровней воды в нижнем бьефе гидроуз-ла. Такое снижение крайне нежелательно, поскольку нарушает сложившие-ся условия функционирования всех водопользователей. К негативным по-следствиям относятся снижение гарантированных судоходных глубин, ухудшение условий эксплуатации городских водозаборов, изменение усло-вий затопления пойменных земель, организации рыбохозяйственных попус-ков в низовьях рек и т.д. Наибольшее изменение кривой расходов в нижних бьефах гидроузлов наблюдается при условиях свободного течения воды. В этом случае подпор от нижележащего гидроузла не доходит до выше распо-ложенного створа.

В условиях изменения гидравлики потока, для восстановления га-рантированных уровней воды в нижнем бьефе гидроузла необходимо изме-нить режим попусков воды в период навигации за счет уменьшения расхо-дов воды в зимний период. Такое изменение режима попусков воды в ниж-ний бьеф приведет к некоторому перераспределению водоотдачи водохра-нилищ внутри года. Для гидроэнергетики понижение расходной характери-стики нижнего бьефа приводит к увеличению подведенного напора на ГЭС и как следствие увеличение выработки электроэнергии, не предусмотренной

33

проектом. В таблице 2 приведены значения среднемноголетней выработки электроэнергии с учетом русловых деформации в нижнем бьефе.

Таблица 2. Значения среднемноголетней выработки электроэнергии с уче-

том русловых деформации в нижнем бьефе.

ГЭС Проектная выработка, млрд. кВтч

Современная выработка, млрд. кВтч

Нижегородская 1,469 1,532 Воткинская 2,315 2,362 Волжская 10,689 11,139

Характерной особенностью работы энергетического оборудования

гидроэлектростанций, эксплуатируемых в течение длительного периода времени, является изменение условий их работы, возникающее в результате воздействия ряда факторов. Одним из таких факторов, требующих учета при оценке эффективности работы энергетического оборудования, является изменение условий формирования русла реки в процессе эксплуатации ГЭС. Сказанное относится не только к участкам реки, расположенным не-посредственно в нижних бьефах гидроузлов, но и к участкам находящихся в свободном, не подпертом состоянии на достаточном удалении от регули-рующих сток водохранилищ.

Результатом переформирования русла реки в большинстве случаев становится понижение отметок дна реки, что приводит к снижению расход-ной характеристики нижнего бьефа zнб(Qнб) и, как следствие, увеличению напора на ГЭС. Помимо положительных последствий этого явления, а именно, увеличения выработки электроэнергии, не предусмотренной проек-том, имеют место и отрицательные последствия, связанные с изменением кавитационной характеристики ГЭС. При этом в условиях эксплуатации при фиксированном заглублении турбинного оборудовании и подводной части здания ГЭС, изменение кавитационной характеристики приведет к нарушению условий бескавитационной работы оборудования, повышенно-му износу и снижению надежности его работы.

Оценка изменения условий работы оборудования выполнена на примере Воткинской ГЭС на р. Каме, эксплуатация которой начата в 1963 г. Условия эксплуатации энергетического оборудования Воткинской ГЭС су-щественно отличаются от проектных, согласно которым гидравлический режим в нижнем бьефе гидроузла определяется подпором от следующей ступени каскада – Нижнекамской ГЭС. Однако сооружение Нижнекамской ГЭС до сих пор не завершено и станция работает при временной отметке подпорного уровня водохранилища – 63.3 м (при проектной отметке НПУ 68.0 м). При современных уровнях водохранилища Нижнекамской ГЭС подпор от него не достигает створа Воткинской ГЭС, что безусловно сказы-

34

вается на интенсивности русловых процессов в нижнем бьефе Воткинского гидроузла [Александровский, Силаев, Чуканов, 2000, 2002].

Для анализа работы энергетического оборудования Воткинской ГЭС в изменившихся по сравнению с проектными условиях необходимо установить современную расходную характеристику нижнего бьефа гидро-узла. Для получения расходной характеристики в нижнем бьефе Воткин-ской ГЭС использовались данные фактических наблюдений за среднеме-сячными расходами и соответствующими им уровнями в нижнем бьефе ГЭС за период с 01.01.1995 г по 01.01.1999 г.

Для аппроксимации расходной характеристики нижнего бьефа zнб(Qнб) были использованы методы математической статистики и теории вероятностей. Указанная зависимость достаточно корректно может быть аппроксимирована параболической функцией, показатель степени которой принимает значения в пределах от 0 до 1. Исходя из указанных соображе-ний аппроксимирующая зависимость может быть представлена следующим уравнением:

,)( снбнбнб QbaQz ⋅+= ( 1 )

где а, в, с – параметры расходной характеристики нижнего бьефа. Для определения искомых параметров был использован метод наи-

меньших квадратов, дающий, как правило, удовлетворительные результаты. Координаты проектной и современной расходной характеристики нижнего бьефа Воткинской ГЭС приведены в таблице 3.

Таблица 3. Расходная характеристика нижнего бьефа Воткинской ГЭС

Q м3/с 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 Проектная 66.3 67.7 68.8 69.8 70.6 71.3 72.0 72.6 Современная 65.6 67.4 68.6 69.4 70.0 70.5 71.0 71.5

Из приведенных данных следует, что за период эксплуатации в ре-

зультате размывов русла реки в нижнем бьефе произошло понижение уров-ней воды на величину от 0.2 до 1.1 м. Это изменение уровней воды оказыва-ет влияние на кавитационные условия работы гидротурбин. Для анализа указанного влияния была построена кавитационная характеристика ГЭС для современных условий эксплуатации. В качестве исходных данных для по-строения кавитационной характеристики были использованы: эксплуатаци-онная характеристика гидротурбины ПЛ 661-ВБ-930 Воткинской ГЭС в ко-ординатах (N, H); эксплуатационная характеристика гидроагрегата в виде координат линии ограничения по расходу и мощности; рабочая характери-стика гидрогенератора типа СВ-1500/170-96 ηген=f(N). При этом были при-няты следующие допущения: потери воды в обход ГЭС отсутствуют, т.е. вся вода проходит через гидротурбины, эксплуатационные характеристики агрегатов за период эксплуатации не изменились и соответствуют характе-

35

ристикам завода-изготовителя, принятые для первого периода эксплуата-ции. Кроме того, принято, что все агрегаты одинаковые, т.е. оптимальным распределением нагрузки гидроэлектростанции является равномерное ее распределение между работающими агрегатами [Справочник по гидротур-бинам,1984].

Для построения кавитационной характеристики ГЭС ее эксплуата-ционная характеристика (рис.6 А) совмещается с напорной характеристикой ГЭС, соответствующей отметке НПУ и полученной вычитанием расходной характеристики ГЭС из максимального напора Воткинской ГЭС. В точках пересечения изолиний допустимой высоты отсасывания Hs и линии макси-мального напора на расходной характеристике отложены соответствующие значения Hs. Полученные точки являются координатами кавитационной характеристики гидростанции (рис.6 Б).

Рис. 6. Характеристики Воткинской ГЭС: а – эксплутационная, б – кавитационная.

Расчет кавитационной характеристики Воткинской ГЭС был прове-ден для двух вариантов расходной характеристики нижнего бьефа – проект-ной и уточненной, подсчитанной для современных гидравлических условий в нижнем бьефе гидростанции. Величина требуемого заглубления рабочего колеса турбины увеличилась примерно на 1 м. Поскольку заглубление тур-бинного оборудования и проточной части здания ГЭС, как указывалось ра-нее остается фиксированным, допустимые условия бескавитационного ре-

36

жима работы оборудования существенно изменяются. Так, если в проект-ных условиях минимально допустимая мощность при уровне верхнего бье-фа, соответствующего отметке НПУ, равна 100 МВт и работе двумя агрега-тами, то в современных условиях минимальная мощность должна быть не менее 290 МВт и работе четырьмя агрегатами.

Ограничения на работу станции максимальной мощностью не на-кладываются, поскольку допустимая высота отсасывания в этих условиях существенно выше, чем фактическая отметка заглубления оси рабочего ко-леса турбины. Не учет указанного выше изменения кавитационной характе-ристики ГЭС приведет к снижению надежности работы станции, ее эффек-тивности, так как при развитии кавитации снижаются к.п.д. и пропускная способность рабочего колеса.

Современный гидрологический режим Нижней Волги подчинен также требованиям рыбного и сельского хозяйства, выдвигаемым к срокам и гидрографу половодья, которые должны быть максимально приближены к естественному режиму реки. Основная цель рыбохозяйственного попуска состоит в создании режима обводнения нерестилищ и обеспечения нор-мальных условий для нереста и развития молоди рыб. Показателями степе-ни обводнения Волго-Ахтубинской поймы и дельты Волги служат уровни по гидрологическому посту г. Астрахани. Поддержание заданного режима уровней обеспечивается попусками из водохранилища Волжской ГЭС (г. Волжский).

Как уже говорилось выше, гидравлические характеристики Нижней Волги, от которых зависит связь между отметками и расходами воды, не являются величиной постоянной, они непрерывно изменяются во времени. Такое изменение связано как с естественными русловыми процессами, так и с интенсивной хозяйственной деятельностью на водосборе. Сказанное по-зволяет сделать вывод о необходимости уточнения рыбохозяйственного попуска в нижний бьеф Волжского водохранилища.

Решение поставленной задачи необходимо разбить на три этапа. На первом этапе следует уточнить кривую связи расходов и отметок воды (кривую расходов) р. Волги у г. Астрахани. На втором этапе с учетом со-временных координат кривой связи необходимо уточнить график рыбохо-зяйственного попуска, обеспечивающий тот же режим затопления поймы, что и при использовании проектной кривой расхода в створе г. Астрахани. На третьем этапе решается задача расчета гидрографа попуска в нижний бьеф Волжского водохранилища при заданном режиме расхода в створе г. Астрахани.

При построении кривой расходов по посту г. Астрахани использо-вались данные о среднесуточных фактических наблюдениях за уровнями воды у г. Астрахани и расходами воды в нижнем бьефе Волжского водохра-нилища за 1999-2003 гг. для периода открытого русла. При построении ука-занной кривой учитывалось время добегания расхода на участке между Волгоградом и Астраханью, а также рассчитанная трансформация волны

37

паводка, что необходимо в связи с большой протяженность рассматривае-мого участка (около 500 км.) и многорукавностью русла. Полученные таким образом кривые расходов для рассмотренных лет приведены на рис. 7.

Рис. 7. Кривые расходов воды по гидропосту г. Астрахани. Из данных рис. 7 видно, что при расходах выше 8000 м3/с уточнен-

ная кривая проходит ниже проектной, а при больших расходах – выше. По-лученные изменения могут быть объяснены тем, что в связи с изменением режимов расходов ниже створа гидроузла происходит зарастание поймы, в связи с чем, увеличивается ее гидравлическое сопротивление. Кроме того, на гидравлические характеристики поймы Нижней Волги оказывает влия-ние и хозяйственная деятельность на этом участке реки.

На втором этапе проводятся расчеты по уточнению графика рыбо-хозяйственного попуска для современной кривой расхода у водопоста г. Астрахани и хода уровней соответствующего условиям использования проектной кривой расхода. На третьем этапе решалась обратная задача – расчета гидрографа попуска в нижний бьеф Волжского водохранилища при заданном гидрографе попуска в створе г. Астрахани. В таблице 4 приведены объемы рыбохозяйственного попуска в нижний бьеф водохранилища Волж-ской ГЭС (г. Волжский) для проектной и современной кривой расхода в створе водопоста г. Астрахани [Раткович, Выручалкина, Соломонова, 2003].

Таблица 4. Объемы рыбохозяйственного попуска в нижний бьеф водохра-

нилища Волжской ГЭС (г. Волжский)

Годы 1999 2000 2001 2002 2003 Фактический объем попуска, км3 127 109 134 123 104 Расчетный объем попуска, км3 112 94 116 112 98 W, км3 15 15 18 11 6

38

Проблемы регулирования Нижней Волги Возведение Волжской ГЭС началось в 1953 г., строительный пери-

од занял 5 лет. С 1959 г. через створ плотины стал осуществляться пропуск паводочных расходов воды. Сооружение гидроузла создало водохранилище полезной емкостью 8,25 км3, выполняющее недельное и суточное регулиро-вание, а в отдельные маловодные годы – сезонное. В многолетнем плане сооружение Волжской ГЭС повлекло за собой небольшое снижение средне-годовых расходов воды. Так, в период до сооружения плотины (1929-1953 гг.) среднемноголетний расход воды у Дубовки равнялся 8380 м3/с, а после начала работы ГЭС он понизился до 7240 м3/с. В период с 1929 по 1999 гг. средние годовые расходы воды ниже Волгограда изменялись от 9720 (1929,1947 гг.) до 5120 м3/с (1937 г.).

Создание Волжской ГЭС привело к изменению во внутригодовом перераспределении стока. В естественных условиях наивысшие расходы воды наблюдались в период весеннего половодья (апрель-июнь); объем сто-ка за этот период ниже Волгограда составлял 52% от годового. Продолжи-тельность половодья в среднем достигала 74 дней. Летне-осенняя межень (июль-ноябрь) характеризовалась значительным уменьшением расходов воды. В этот период проходило 32-35% от объема годового стока. Доля зим-него стока обычно не превышала 13%. После сооружения Волжской ГЭС произошло значительное внутригодовое перераспределение стока воды. При существующем режиме попусков в нижний бьеф гидроузла половодье стало начинаться раньше, а его средняя продолжительность сократилось до 51 суток. При этом подъем и спад половодья стали более резкими. Время прохождения максимальных расходов воды сдвинулось с первой декады июня на последнюю декаду мая. Наиболее существенно изменились макси-мальные расходы воды – их экстремальные значения снизились с 51900 м3/с (1926 г.) до 34100 м3/с (1979 г.). В период 1959-1999 гг. среднее значение максимального расхода воды в половодный период составило около 26800 м3/с. Сооружение водохранилища оказало заметное влияние на речной сток в зимний период. После 1961 г. объем стока зимой возрос до 26% от общего объема. В отдельные годы минимальный расход воды в районе г. Волгогра-да снижался до 550 м3/с (1968 г.).

Внутригодовое перераспределение стока воды Волжской ГЭС вы-звало трансформацию эпюры руслоформирующих расходов воды, принятых в понимании Н.И. Маккавеева и Р.С. Чалова (1986). Эпюра руслоформи-рующих расходов воды в районе Волгограда имеет три основных максиму-ма: верхний – соответствующий прохождению расходов воды при затоп-ленной пойме, средний – при сосредоточении потока в пределах пойменных берегов, и нижний – наблюдающийся при начале затопления низких приру-словых отмелей. В период после 1960 г. верхний максимум соответствовал расходу воды 24500м3/с и имел повторяемость 3,2%, тогда как ранее он со-ответствовал прохождению расхода воды 36000 м3/с с повторяемостью 2,4% [Власов, Чалов, 1981]. Нижний максимум также понизился с 8800 м3/c

39

(с повторяемостью 27,0%) до 5900 м3/с, но возросла его повторяемость до 52,0%.

Задержка наносов (частичная взвешенных и практически полно-стью влекомых) Волгоградским водохранилищем привела к существенному снижению стока наносов в нижнем течении Волги. В период 1934-1953 гг. значение среднегодового объема взвешенных наносов в районе поста Ду-бовка составляло 18,5 млн. тонн [Байдин и др., 1956]. Средний годовой сток взвешенных наносов после создания водохранилища сократился более чем вдвое [Устьевая область Волги:…, 1998]. По длине участка к вершине дель-ты наблюдается некоторое восстановление стока взвешенных наносов (до 7,3 млн. т). Средняя мутность воды снизилась до 32 г/м3.

Регулирование стока воды ГЭС и сопровождающее его срезка пи-ков половодья повлекли за собой снижение максимальных уровней воды. По различным оценкам они понизились на 1,0-1,5 м. Снижение уровней воды на участке, непосредственно прилегающем к створу плотины, после-довало и в результате размыва дна, наблюдающегося после создания Волж-ской ГЭС. В немалой степени процессу размыва способствует наличие не-установившегося движения воды в нижнем бьефе ГЭС. При прохождении волн попусков изменение уровня воды на участке, прилегающем к створу плотины, составляет 2,5 м в сутки. Скорости течения на пике волны попуска в придонном горизонте достигают 1,0 м/c и более, что достаточно для ин-тенсивного переноса донных отложений, представленных средним песком (0,3-0,4 мм).

Прогноз понижения уровней воды в нижнем бьефе Волжской ГЭС выполнялся еще на стадии проектирования, с последующим его уточнени-ем. Согласно расчетам, выполненным в Гидропроекте, величина понижения уровней для нижнего бьефа Волжской ГЭС через 20 лет должна была соста-вить при прохождении половодных и паводочных расходов воды 20 см, при меженных 30 см. Ожидаемое понижение через 50 лет – 30 и 40 см, соответ-ственно. При этом предполагалось, что к 1970 г. размыв русла распростра-нится на 4 км ниже створа гидроузла (до выхода судоходного канала), а к периоду 1975-1980 гг. достигнет входа в Волго-Ахтубинский канал, распо-ложенный в 6 км ниже створа плотины [Волжская ГЭС…, 1965]. Несколько иной прогноз был сделан по расчетам ЦНИИЭВТ [Ржаницин, Рабкова, 1961]. Расчетные данные указывали на возможность понижения уровня во-ды в створе ГЭС на 96 см и размыве русла на участке длиной около 50 км.

К середине 70-х годов фактическое понижение уровней в нижнем бьефе Волжской ГЭС составило 40 см [Векслер, Доненберг, 1974]. Наибо-лее интенсивное понижение (около 20 см) последовало в первые годы экс-плуатации (1960-1962 гг.) и в период 1968-1970 гг. (около 16 см). При этом отмечалось, что на фоне затухания понижения уровня воды, интенсифика-ция данного процесса может произойти в результате пропуска через соору-жения максимальных расходов воды, превосходящего по своей величине паводки предшествующих лет.

40

Накопленный материал натурных наблюдений за последние 20 лет позволяет провести дальнейшие корректировки прогнозных оценок. Анали-зу подвергались совмещенные кривые Q=f(H), при этом анализ изменения положения кривых проводился отдельно для периодов половодья и межени. Это было обусловлено наличием неоднозначной связи между расходами и уровнями воды из-за наличия волн суточного регулирования и широкой левобережной Волго-Ахтубинской поймы. За период половодья условно принимался период от начала устойчивого повышения расходов воды свы-ше 10 000 м3/с на подъеме, до понижения расходов волы до указанной вели-чины на спаде. За межень принимаются период с июля по октябрь, когда расходы воды были ниже 10 000 м3/с.

Совмещение кривых Q=f(H) для половодья проводилось для от-дельных лет в период 1953 - 1998 гг. Кривая связи расходов и уровней за 1953 г. рассматривалась как характерная для периода предшествующего началу регулирования стока воды Волжской ГЭС. Выбор остальных лет для построения кривых был определен как повышенными объемами сбросов за половодье, так и длительностью прохождения расходов воды, близких к максимальным (свыше 25000 м3/с). Анализ совмещенных кривых показыва-ет наличие устойчивой тенденции к смещению на графике кривых вниз, т.е. понижение уровней воды при пропуске одинаковых расходов (рис. 8). Связь между уровнями воды в нижнем бьефе и расходами в 1998 г. можно описать уравнением

H= 11,44.lg Q - 53,70 (2)

где H – абсолютная отметка уровня нижнего бьефа, м; Q – расход воды, м3/с. Сопоставление кривых показало, что понижение уровня воды в нижнем бьефе за период 1953-1998 гг. для расходов воды 10000 м3/с составило 1,27 м, для расходов 20000 м3/с – 0,93 м, для расходов 30000 м3/с – 0,70 м.

В целом реальное понижение уровня воды в нижнем бьефе превы-сило почти в 2 раза прогнозные значения, полученные Гидропроектом, и почти на 30%, определенные в ЦНИИЭВТе.

Более детальное изучение изменения уровня воды в нижнем бьефе проведено путем построения их ежегодных средних значений для назначен-ных интервалов расходов воды (рис. 9). Анализ графика показал, что для диапазона расходов воды 10000 м3/с интенсивное понижение уровня про-должалось до 1970 г. В период между 1971 и 1978 гг. наступил период от-носительной стабилизации уровня, что хорошо согласуется с ранее полу-ченными данными [Векслер, Доненберг,1983]. После 1978 г. понижение уровня воды в нижнем бьефе возобновилось. Аналогичный характер изме-нения отметок уровня наблюдается и для расходов 25000 м3/с (рис. 9). Для меженных периодов 1955 - 1998 гг. сопоставление кривых Q =f(H) показало, что понижение уровня воды для расхода 6000 м3/с составило 1,4 м, а для расхода воды 4000 м3/с – 1,55 м

Полученные данные об изменении положения уровня воды свиде-тельствует о продолжающемся размыве русла в нижнем бьефе Волжской

41

ГЭС. Данный процесс характеризуется различной интенсивностью для от-дельных периодов времени. К основным причинам, обусловливающих от-носительную стабилизацию уровней или их интенсивное понижение, можно отнести: а) временное изменение гидрологического режима; б) русловые переформирования в нижнем бьефе Волжской ГЭС.

Характеристику гидрологических факторов, определяющих пере-формирования русла в нижнем бьефе, можно представить в виде ряда по-казателей. К ним относятся: объем сброса воды за половодье, продолжи-тельность периода сброса, средний и максимальные расходы воды за пери-од повышенных сбросов и ряд других.

Процессы локального размыва дна во многом определяются значе-ниями максимальных расходов, проходящих через створ плотины в период сброса паводковых волн. Чем больше сбрасываемый расход воды, тем больше вероятность интенсивного размыва дна, из-за увеличения придон-ных скоростей течения. Интенсификация локальных размывов ведет к рос-ту темпов понижения уровня в нижнем бьефе. Совместный анализ данных о максимальных расходах воды и понижении уровня показал, что макси-мальные расходы половодий не превосходили 26000 м3/с в период относи-тельной стабилизации уровней (1971-1978 гг.). В период более интенсивно-го понижения уровня (1961-1970 и 1979-1995 гг.) максимальные расходы воды превышали 27000 м3/с, при этом экстремально высокими (свыше 30000 м3/с) были сбросы в 1966 и 1991 гг.

Еще одной причиной изменения интенсивности снижения уровня во-ды в нижнем бьефе могут служить деформации русла, обусловленные строи-тельным и пусконаладочными работами. Во время перекрытия Волги в строительный период (1953-1958 гг.), ниже створа плотины было вынесено 6,5 млн. м3, а общий вынос материала составил к 1960 г. около 26,5 млн. м3 [Векслер, Доненберг,1983]. Объемы отложений в главном русле Волги дости-гали 12 млн. м3. В результате на 30-километровом участке, непосредственно примыкающем к плотине, сформировалось тело аккумуляции. Оно постепен-но перерабатывалось осветленными водами, но часть его сохранилось к нача-лу 80-х годов. Тело аккумуляции вызывало подпор и тем самым создавало эффект замедления понижения уровней в нижнем бьефе. Интенсивность по-нижения уровня воды могла увеличиваться по мере размыва тела аккумуля-ции. В свою очередь темпы размыва во многом зависели как от максималь-ных расходов воды, так и от объемов сбросов во время половодья.

Характеристика объемов сбросов дает возможность оценить сте-пень воздействия гидрологического фактора на деформации русла в нижнем бьефе. В целом за период 1959-1999 гг. можно выделить несколько продол-жительных циклов изменения сбросных объемов половодий. В период с 1961 по 1974 гг. преобладали средние и повышенные объемы сбросов. Ис-ключительно высокие объемы сбросов половодий (>100 км3) наблюдались в 1961, 1963, 1970 и 1974 гг. В период между 1975 и 1984 гг. преобладали по-ниженные объемы сбросов (за исключением 1979 г.). После 1984 г. и до на-

42

стоящего времени продолжается период повышенных сбросов. В 1990-1991, 1994-1995 гг. и 1999 г. отмечались наибольшие объемы сбросов, причем максимальный сброс зафиксирован в 1999 г. (156,2 км3). За рассматривае-мый период наименьший сброс был проведен в 1996 г., когда объем соста-вил 29,4 км3, что несколько больше минимального объема сбросов (24,4 км3), зафиксированного в 1975 г.

Рис. 8. Совмещенные кривые Q =f(H) для расходов половодий и па-

водков в нижнем бьефе Волжской ГЭС (1959-1998 гг.).

Рис. 9. Изменение отметок уровней воды в нижнем бьефе Волжской

ГЭС при различных расходах половодий. Анализ максимальных расходов воды и объемов сбросов за полово-

дье в период 1959-1999 гг. показал, что в 1961-1970 гг. размыв тела аккуму-ляции в нижнем бьефе Волжской ГЭС, по-видимому, шел достаточно ин-

43

тенсивно. В этот период преобладали повышенные и средние по объему сбросы, а максимальные расходы воды превышали 25000 м3/с практически ежегодно и наблюдались в течение 5-37 дней. В период относительной ста-билизации уровней (1971-1979 гг.) объемы сбросов за половодье были су-щественно меньше, а максимальные расходы воды только в отдельные годы превышали 25000 м3/с (не более 3-4 дней). В этот период интенсивность размыва дна, в том числе и тела аккумуляции, должна была замедлиться, что подтверждается сохранением его остатков к 1980 г. В последующем (после 1984 г.) объемы сбросов и максимальные сбросные расходы начали опять возрастать, и в этот период тело аккумуляции было практически пол-ностью размыто, что привело к добавочному увеличению интенсивности понижения уровня в нижнем бьефе.

Изменение гидрологического режима в результате регулирования повлекло за собой и изменения в темпах переформирования русла [Корота-ев 2002; Коротаев, Иванов, 2000].

По морфологии отрезок Нижней Волги от плотины Волгоградской ГЭС до г. Ахтубинска можно разделить на четыре однородных участка, ка-ждый из которых характеризуется различным набором морфодинамических типов русла.

1. Плотина Волгоградской ГЭС - с. Коршевитое (Солодники). На этом участке преобладает относительно прямолинейное русло с одиночны-ми разветвлениями, осложненное изгибами, имеющими не речное происхо-ждение. Здесь наблюдается структурно обусловленный поворот русла и всей долины с южного на восточное направление в пределах г. Волгограда и локальный изгиб русла, огибающего выступ правого коренного берега на-против устья протоки Куропатки. Кроме того, в отдельных случаях, в русле сформировались пологие одиночные свободные излучины, шпоры которых представлены крупными островами, пересеченными узкими спрямляющими протоками. В верхней части участка левобережную пойму прорезает, спрямляя изгиб Волги, извилистая протока Куропатка.

2. С. Коршевитое - п. Каменный Яр – сложный разветвленно-изви-листый отрезок так называемых Саралёвских излучин (Саралёвский узел). Русло здесь образует три крупных сегментных излучины, шпоры которых пересечены спрямляющими протоками. Молодые пойменные острова встречаются и в пределах самих излучин, причем как у выпуклых, так и у вогнутых их берегов.

3. П. Каменный Яр - о-в Скрынников (берег «Капустин или Угольный Яр») – вновь относительно прямолинейное русло с одиночными и односто-ронними разветвлениями. Вместе с тем, на этом участке ниже пос. Камен-ный Яр вправо отходит извилистое русло протоки Старая Волга, показы-вающее, что относительно недавно данный участок был извилистым или разветвленно-извилистым, подобно выше- и нижележащим участкам.

4. О-в Скрынников - протока Старая Волга, или участок Гусиных пе-рекатов, вновь разветвленно-извилистое русло с простыми и одиночными

44

разветвлениями, с сильно развитой пойменной многорукавностью и элемен-тами разветвленно-извилистого русла. Широкое развитие извилистых пой-менных рукавов в левой части долины указывает на большую, чем сейчас извилистость русла Волги в недавнем прошлом.

Анализ русловых деформаций, проведенный по совмещению разно-временных съемок русла (лоцманские карты 1917, 1944, 1965, 1974, 1982 гг.) показал, что относительно прямолинейные участки русла с оди-ночными и односторонними разветвлениями являются весьма устойчивыми в плане образованиями. Их берега почти не размываются (исключая берега одиночных излучин в рукавах), а переформирования заключаются в основ-ном в смещении вниз по течению аккумулятивных русловых форм – побоч-ней, осередков, кос. Размывы берегов носят локальный характер. Подобные деформации обеспечивают ускоренный (по сравнению с извилистыми уча-стками) перенос материала вниз по течению, то-есть на участках относи-тельно прямолинейного русла преобладает транзитный перенос наносов.

Извилистые участки, наоборот, неустойчивы в плане. Основными ви-дами деформаций здесь являются искривление и смещение вниз по течению излучин и их спрямление по достижении критической величины степени развитости излучины l/H (Кизв = 1,57). Это является типичным для разветв-ленно-извилистого русла. Узкие спрямляющие протоки со временем разра-батываются в основные рукава. При этом в русле могут образовываться но-вые небольшие пойменные острова, происходит удлинение и отторжение кос. Извилистые участки являются местами замедленного транзита наносов, иными словами – участками повышенной их аккумуляции.

Существование хорошо сохранившихся извилистых рукавов, ставших сейчас пойменными протоками, но еще недавно бывшими основными в русле, говорит о том, что участки с преобладающим транзитом и аккумуля-цией наносов в русле Нижней Волги не являются постоянно приуроченны-ми одному и тому же отрезку русла. При этом в период, когда пойменные рукава были основными, протяженность отрезков аккумуляции наносов на реке была больше, чем в настоящее время.

До зарегулирования стока на верхнем, относительно прямолинейном участке, происходили локальные, но довольно интенсивные деформации берегов. Так, весьма интенсивно происходил размыв левого берега в рукаве за островом Денежным, где Волго-Ахтубинская пойма в 2,5 км от г. Крас-нослободска размывалась со скоростью около 20 м/год. Отдельные косы и осередки смещались вниз по течению со скоростями около 100 м/год (пра-вобережные пески у острова Коряжного, осередок возле Булгаковского пе-ревала).

Деформации Саралёвских излучин заключались в размыве их вогну-тых берегов, соответственно, правого, левого и вновь, правого со скоростью около 10 м/год. Причем, наряду с искривлениями, излучины имели тенден-ции смещения вниз по течению; размывались, преимущественно, их нижние

45

крылья. Шпору средней излучины пересекала спрямляющая узкая поймен-ная протока.

На третьем, относительно прямолинейном участке русла, преоблада-ло смещение побочней перекатов со средней скоростью около 90 м/год; пойменные берега были здесь относительно стабильными.

Малая кривизна нижележащих излучин на Гусиных перекатах обу-словливала высокие темпы их искривления; вогнутые берега излучин раз-мывались со скоростями до 30-40 м/год. Одновременно вершины их излу-чин смещались вниз по течению. Переформирования русла на нижнем уча-стке заключались в перемещении песчаных осередков со скоростью до 100 м/год.

В первые 10-15 лет после зарегулирования стока на наименее устой-чивых участках русла стали происходить весьма заметные перестройки, сопровождаемые экстремальными по своей интенсивности размывами бере-гов. В то же время устойчивые участки русла реагировали на изменение режима стока значительно слабее. Так, в 50-60-е годы (до 1965 г.) на верх-нем относительно устойчивом отрезке продолжались деформации, происхо-дившие там и ранее: размыв левого пойменного берега за островом Денеж-ным, хотя скорость его снижается до 12 м/год; смещение осередков, распо-ложенных ниже по течению со средними скоростями от 50 до 120 м/год. Вместе с тем отмечена активизация размыва берегов и искривление излучин пойменной протоки Куропатки из-за увеличения расхода высокой межени, проходящего по этой протоке.

Русловые деформации в Саралёвском узле резко активизировались (рис. 10). Во-первых, усилились темпы искривления верхней в серии – Со-лодниковской излучины: скорости размыва вогнутого правого берега вы-росли с 10 до 40 м/год. Во-вторых, начала активно разрабатываться узкая протока, спрямляющая вторую, наиболее крутую в серии излучину – за 20 лет она разработалась до состояния прорана шириной более чем в 500 м, причем это сопровождалось размывами берегов прорана со скоростями40-60 м/год, что является экстремальным для супесчано-суглинистых пород. В-третьих, в связи с разработкой прорана произошло затухание деформаций в левой спрямленной Саралёвской излучине: под её вогнутым берегом стала происходить аккумуляция наносов, в результате чего у вогнутого и выпук-лого берегов в шахматном порядке возникли побочни. Они обеспечили вто-ричные извилины потока с меньшей кривизной, больше соответствующей уменьшившемуся расходу воды. Тем не менее, на отдельных участках во-гнутый левый берег излучины размылся на 400 м. В-четвертых, перестройка русла ниже узла слияния прорана и основного изогнутого русла вызвала активизацию размыва левого слабовогнутого берега излучины напротив пос. Каменный Яр со скоростью около 30 м/год.

На нижележащем относительно прямолинейном участке изменений в русловых деформациях не произошло – продолжалось смещение вниз по-бочней перекатов.

46

Рис.

10.

Схема

динамики

русла

р. В

олги

на Саралевском

участке

: 1 –

отмели

и осередки,

2 –

пойма

Волжская

, 3

– пойма Волж

ско-Ахтубинская

, 4 - коренной

берег

, 5 –

берег

и русло

по лоции

1988

г., 6

– берег

и русло

по лоции

1917

г.

47

Активизировались переформирования в пределах серии излучин в районе Гусиных перекатов: вершина верхней правой излучины сместилась вниз по течению на 2,5 км и сильно искривилась; молодые пойменные ост-рова, составляющие её вогнутый берег, размылись и берег отступил на пол-тора километра. При этом скорость отступания берега достигала 60 м/год, что возможно только при очень рыхлом строении грунтов. Нижняя в серии излучина изменилась значительно меньше и в основном в верхнем крыле, сложенном рыхлыми современными пойменными отложениями. Нижнее крыло излучины, сложенное суглинками древней Волго-Ахтубинской пой-мы, осталось практически неподвижным.

На замыкающем участке деформации также активизировались, что выразилось в локальных размывах берегов пойменных островов со скоро-стями до 40 м/год и смещением вниз по течению песчаных отмелей.

В дальнейшем, по прошествии 20-25 лет со времени регулирования стока, основные тенденции переформирований различных участков русла Нижней Волги сохранились, хотя их интенсивность на излучинах заметно снизилась. Так, на Саралёвском отрезке развитие прорана продолжалось только в его нижней части, где происходило выполаживание выхода из не-го; правый берег, при этом, отступал со скоростью до 25 м/год. Одновре-менно продолжала искривляться левая нижележащая излучина напротив п. Каменный Яр: именно на ее вогнутый левый берег стал направляться поток, выходящий из прорана. Поэтому этот берег размывался со скоростью до 30 м/год. Напротив, возле самого пос. Каменный Яр возник широкий зарас-тающий побочень, формирующий выпуклый берег искривляющейся излу-чины.

На участке Гусиных перекатов произошло спрямление верхней в се-рии излучины, которая сразу после зарегулирования стока интенсивно ис-кривлялась за счет экстремального размыва песчаного берега молодой пой-мы, происходившего со скоростью до 60 м/год. По-видимому, в результате очень быстрого искривления излучины её кривизна превысила критиче-скую, и в условиях хорошей размываемости грунтов молодой поймы про-изошел прорыв шпоры и спрямление излучины. Фрагменты ее бывшего вы-пуклого берега в виде молодых песчаных островов заполняют сейчас вы-боину правого берега - акваторию возле бывшего вогнутого берега излучи-ны. Нижняя в серии излучина по прежнему изменялась очень мало, лишь побочень у её выпуклого берега сместился вниз на 3 км (со скоростью около 150 м/год).

На нижнем отрезке переформирования русла продолжались с высо-кой интенсивностью – пески смещались вниз по течению, отторгаясь при этом от пойменных берегов со скоростью до 150 м/год.

Заключение

1. Технические проблемы, вызванные деформациями русла реки в нижних бьефах водохранилищ Волжско-Камского каскада, носят необрати-

48

мый характер и касаются многих сторон деятельности водного хозяйства бассейна.

2. Режимы использования водных ресурсов водохранилищ каскада требуют уточнения в связи с изменяющимися условиями в их нижних бье-фах.

3. Наиболее существенные изменения условий функционирования Волжско-Камского каскада водохранилищ сложились в нижних бьефах Ни-жегородского, Волжского (г. Волжский) и Воткинского водохранилищ.

4. Сооружение Волжской ГЭС в 1959 г. существенно повлияло на изменение темпов и направленности вертикальных русловых деформаций на участке Нижней Волги (ниже г. Волгограда). Наибольшие изменения отмечаются для вертикальных русловых деформаций на участке, непосред-ственно примыкающем к створу плотины, которые приобрели характер на-правленных деформаций и привели к понижению уровня в нижнем бьефе для диапазона расходов до 10 000 м3/с на 1,55-1,27 м.

5. Анализ русловых деформаций Нижней Волги за периоды време-ни до зарегулирования стока, сразу после этого события и спустя некоторое время показывал, что существенных изменений в характере русловых де-формаций не произошло. Регулирование стока отразилось на интенсифика-ции деформаций на отдельных, преимущественно извилистых участках ре-ки. В частности, активизация развития прорана на Саралёвском участке и экстремально быстрого искривления верхней излучины на Гусином участке, возможно, объясняется увеличением расходов высокой межени. По мере прохождения «волны переформирований», вызванных внутригодовым пе-рераспределением стока, интенсивность русловых деформаций на извили-стых участках снизилась, что говорит об установлении нового равновесия между потоком с его новым гидрологическим режимом и руслом. Исключе-ние составляет нижний отрезок, где интенсивность и характер деформаций, по-видимому, не связаны с изменением режима стока и являются его мест-ной особенностью.

ЛИТЕРАТУРА

Александровский А .Ю . , Силаев Б .И . , Чуканов В .В . Влияние русловых деформаций на условия эксплуатации Волжско-Камского каскада ГЭС// XV пленарное межвузовское координационное со-вещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Волго-град- Москва: Перемена. 2000.

Александровский А .Ю . , Силаев Б .И . , Чуканов В .В . Влияние русловых деформаций в нижнем бьефе на условия работы энерге-тического оборудования ГЭС /Гидротехническое строительство. 2002. №11

Байдин С .С . , Линберг Ф .Н . , Самойлов И .В . Гидрология дельты Волги. Л.: Гидрометеоиздат. 1956.

Векслер А .Б . , Доненберг В .М . Переформирование русла в нижних бьефах крупных гидроэлектростанций. М.: Энергоатомиздат. 1974.

49

Виноградова Н .Н . , Иванов В .В . Влияние крупных водохра-нилищ на процессы трансформации энергии и вещества и экологическое состояние речных долин // География и природные ресурсы. 1998. № 4.

Власов Б .Н . , Чалов Р .С . Руслоформирующие расходы р. Волги // Изв. АН СССР. Сер. 5. География. 1981. № 6.

Волжская ГЭС имени XXII съезда КПСС. Технический отчет о про-ектировании и строительств. Том 1 (ОСновные сооружения гидроузла). М.: Энергия. 1965.

Коротаев В .Н . Русловая морфодинамика Нижней Волги // Фундаментальные исследования суши, океана и атмосферы (Материалы Юбилейной Всерос. научной конференции РФФИ). М.: Изд-во МГУ. 2002.

Коротаев В .Н . , Иванов В .В . Русловые деформации на Нижней Волге // Вестник Моск.ун-та. Сер.5. География. 2000. №6.

Маккавеев Н .И . Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР. 1955.

Маккавеев Н .И . , Чалов Р .С . Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ. 1985.

Основные правила использования водных ресурсов Рыбинского и Горьковского водохранилищ на р. Волге. М: Министерство мелиорации и водного хозяйства РСФСР. 1983.

Раткович Д .Я . , Выручалкина Т .Ю . , Соломонова И . В . О нерестовых попусков воды в нижний бьеф Волгоградской ГЭС // Водные ресурсы. 2003. №4

Ржаницин Н .A. , Рабкова Е .К . Морфометрический метод рас-чета понижения уровней в нижнем бьефе гидроузла // Тр. ЦНИИЭВТ. Вып. 18. 1961.

Справочник по гидротурбинам. Л.: Машиностроение. 1984. Устьевая область Волги: гидролого-морфологические процессы,

режим загрязняющих веществ и влияние колебаний уровня Каспийского моря. М.: ГЕОС. 1998.

Фролов Р .Д . Об улучшении судоходного состояния нижнего бьефа Нижегородской ГЭС на Волге // Труды Академии проблем водохо-зяйственных наук. Вып. 9. 2003.

Фролов Р .Д . Оптимизация регулирования стока с целью улучше-ния судоходного состояния р. Волги в нижнем бьефе Нижегородской ГЭС // Великие реки – 2000. Нижний Новгород. 2000.

50

З. Бабиньский*, К.М. Беркович**, Н.Н. Виноградова**, С.Н. Рулева**, Р.Д. Фролов***

*Быдгощская академия им. К. Великого, Польша, **Московский государственный Университет им. М.В. Ломоносова,

***Волжская государственная академия водного транспорта

ВЛИЯНИЕ ВОДОХРАНИЛИЩ НА РУСЛА РЕК В РАЗНЫХ ПРИРОДНЫХ УСЛОВИЯХ,

ЕГО ЭКОНОМИЧЕСКИЕ И ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ*

Водохранилища преобразили облик многих речных систем Земли.

Хотя первые системы регулирования речного стока появились примерно 5000 лет назад, особенно много водохранилищ во всех частях Света создано в ХХ веке (табл. 1).

Таблица 1. Количество водохранилищ в Мире (по А.Б. Авакяну [1998])

Количество водохранилищ

с полным объемом более 0,1 км3Континент

До 1900 г К 1950 г К началу 1990-х гг.

Европа 9 104 512 Азия 5 47 647

Россия (в современных границах) 33 110 49*

Северная Америка 25 342 887 Всего в Мире 41 540 2442

Примечание: водохранилища объемом более 1 км3

Проблема влияния водохранилищ на речные русла имеет географи-

ческие, экологические и экономические аспекты. По С.Л. Вендрову [1979] географические аспекты инженерного влияния на реки заключаются в из-менении взаимосвязей между формой водных объектов, подвергающихся антропогенной трансформации, и их режимом. Создание водохранилища, практически мгновенное в масштабе жизни реки, меняющее ее гидрологи-ческий режим, является «потрясением» для речной системы. Большой уча-сток реки выше водохранилища получает новый, более высокий, базис эро-зии; затопленное водами водохранилища русло замещается озерным бас-сейном со свойственными ему процессами седиментации; наконец, на ни-жележащем участке реки русло развивается под влиянием зарегулированно-го, отличного от естественного, стока воды и наносов. Вся эта сложная сис-

* Выполнено по грантам Российского фонда фундаментальных исследований (проекты № 03-05-64302, 04-05-64215, 04-05-64574), 04-05-39017 ГФЕН.а, по гранту Президента РФ для под-держки ведущих научных школ и по программе «Университеты России» (проект УР. 08.03.053)

51

тема существует в конкретных географических условиях, которые опреде-ляют многие черты ее функционирования.

Водохранилища создаются в целях комплексного использования водных ресурсов. Поэтому экономическая составляющая системы является нередко ведущей. Она в значительной мере определяет уровенный режим водохранилища, расходы воды ниже плотины. Особой сложностью эконо-мической составляющей отличаются системы, включающие каскады водо-хранилищ. Водохранилища и процессы, связанные с ними, оказывают большое влияние на всю хозяйственную деятельность на реке: функциони-рование гидротехнических систем – дамб, водозаборов, шлюзов, условия судоходства, устойчивость мостовых переходов и подводных переходов трубопроводов; безаварийное существование промышленных и жилых зда-ний на берегах, использование пойменных территорий.

Сформированные веками речные системы составляют вместе с ок-ружающей средой взаимодействующие между собой геосистемы. Между абиотической и биотической компонентами среды существует тесная взаи-мозависимость, которая только временами нарушается экстремальными явлениями. Строительство плотин резко нарушает сложившее взаимодейст-вие, создавая новые абиотические условия: превращение части речной сис-темы в озерную, изменение гидрологического режима реки и пространств на дне долины, транспорта наносов. Наиболее сильны эти нарушения там, где гидротехнические сооружения резко изменяют гидрологический режим (высокий подпор, большие амплитуды суточных колебаний уровней воды и т.п.) или там, где оно не закончено в соответствии с проектом (например, одиночный гидроузел, запроектированный для работы в каскаде).

Плотина представляет собой барьер для биоты, находящейся в реч-ной воде, и вызывает многочисленные экологические и экономические по-следствия, которые проявляются выше и ниже плотин. Приспособление биоты и хозяйственного использования реки не успевает за формированием нового абиотического компонента среды, каковым является плотина. Соз-дание водохранилищ создает ряд полезных экономических и экологических эффектов (предотвращение наводнений, экологически чистая электроэнер-гия, переходы через реки, улучшение условий судоходства). Вместе с тем, главным негативным последствием создания водохранилищ является пере-крытие плотиной экологического «коридора», т.е. территориального ком-плекса, осуществляющего связь между экосистемами, расположенными в разных частях речной системы. Появление взамен текущей реки водоема меняет скорость водообмена; так, в пределах Волго-Камского каскада ско-рость водообмена уменьшилась в 6-10 раз [Вендров, 1979]; меняется также скорость водообмена с подземными водами. Все это ведет к коренной пере-стройке экологических условий, развитию или гибели отдельных видов ор-ганизмов, нарушениям гидрохимического режима. На этом фоне большую роль приобретают сбросы сточных вод предприятий и урбанизированных территорий. Осадки сточных вод накапливаются в водохранилище, выпадая

52

вместе с речными наносами, вследствие чего водохранилище выступает в качестве экологического «фильтра» для нижележащих участков реки. Чаще всего в литературе рассматривается влияние создания плотин на жизнь рыб. Каждый гидроузел представляет собой границу – экологический порог для развития водных организмов, прежде всего благородных проходных рыб. Правда, в большинстве случаев на плотинах есть устройства для прохода рыбы, которые, однако, как следует из многолетних наблюдений, только в небольшой степени выполняют свои функции. В качестве положительной черты создания водохранилищ следует упомянуть создание новых мест обитания водных организмов (водоем), а также благоприятных условий для развития рыбы (мелководно-осушные зоны водохранилищ).

Заиление водохранилищ и деформации русла

в зонах переменного подпора Важной особенностью водохранилищ является то, что благодаря

уменьшению скоростей течения в них осаждается большая часть стока на-носов реки. Не менее важно и то, что уровень водохранилищ не постоянен, причем в большей мере, чем уровень озер. Режим уровней меняется в зави-симости от назначения водохранилищ. Переменность уровня является при-чиной возникновения протяженного участка, где речные условия периоди-чески сменяются озерными (зоны переменного подпора). Чаще всего в во-дохранилищах откладывается от 80% до 99,5% наносов. Однако в некото-рых случаях эта величина меньше. Так, Цимлянское водохранилище задер-живает не более 50% стока наносов Дона, Новосибирское – 64% стока нано-сов Оби. Минимальная же относительная величина осадконакопления (8% объема стока наносов) отмечена в водохранилище Геджоуба на р. Янцзы [Tan Richang, Lin Wanquan, 1990]. Эти цифры, однако, относятся только к стоку взвешенных наносов. Влекомые, руслоформирующие, песчаные и более крупные наносы, очевидно, отлагаются полностью. Длина пути осаж-дения пропорциональна скорости течения и обратно пропорциональна гид-равлической крупности наносов. Водохранилища имеют длину несколько десятков и сотен километров. Поэтому в них могут осаждаться даже доста-точно мелкие частицы. Например, в водохранилище Влоцлавек на Висле отлагается 100% влекомых (песчаных) и 41% взвешенных (илистых) нано-сов. По мере заиления водохранилища величина отложения речного мате-риала постепенно уменьшается во времени и пространстве.

Значительную роль в заилении водохранилищ играет переработка их берегов, которая особенно интенсивна при больших колебаниях уровня воды в водохранилище, вследствие чего длительное время сохраняется не-стационарный режим береговых процессов. Интенсивность переработки берегов зависит также от геоморфологических условий чаши нового водо-ема. Так, преобладание пологих склонов чаши Рыбинского водохранилища обусловило незначительное развитие абразионных процессов – всего на 9% общей длины береговой зоны [Финаров, Белов, 1984]. Прогнозы переработ-

53

ки берегов водохранилищ часто страдают неопределенностью из-за множе-ства факторов, влияющих на этот процесс. Считается, что период активной переработки берегов продолжается 5-10 лет, а через 20-30 лет процесс ста-билизируется. Однако и на старых, и относительно молодых водохранили-щах нередко наблюдаются вспышки процессов разрушения берегов или, во всяком случае, полного затухания абразии не происходит.

Процесс занесения и заиления водохранилищ зависит от их уровен-ного режима и гидрологического режима реки. Относительно простая схема заиления характерна для водохранилищ с мало меняющимся уровнем. В этом случае место выклинивания подпора занимает практически постоянное положение, смещаясь вниз по течению только во время половодья или па-водка. Длина участка, по которому смещается место выклинивания подпо-ра, невелика и составляет на Висле (Влоцлавек) и Днестре (Дубоссарское) 15 км. Здесь происходит резкое гашение скоростей течения и выпадение наносов в виде гряды. Форма, образующаяся при осаждении наносов на участке выклинивания подпора, в зависимости от сочетания факторов мо-жет представлять собой конусообразный клин отложений, ленту или дельту [Yang Guowei, Luo Minxun, 1990]. По мере роста гряды в высоту она про-двигается в направлении плотины, удлиняясь, что приводит к дополнитель-ным потерям энергии. В результате кривая подпора и вместе с ней зона от-ложения наносов постепенно продвигается вверх по течению. Это явление получило название регрессивной аккумуляции. Такая гряда отчетливо про-явилась, например, на участке выклинивания подпора Дубоссарского водо-хранилища на р. Днестре [Беркович, Злотина и др., 1992]. Гряда сформиро-валась в 90 км от плотины, скорость ее перемещения вниз по течению со-ставляла 3,0-3,5 км в год, а слой осадконакопления – до 10-14 см в год. При этом профиль водной поверхности приобрел выпуклые очертания. Переме-щение фронта гряды к плотине сопровождалось регрессивной аккумуляци-ей, которая распространялась выше водохранилища со скоростью более 2 км в год, а уровни ежегодно повышались на 5 см. Соответственно, отсту-пала и точка выклинивания подпора. В пределах гряды русло Днестра раз-делилось на рукава небольшими островами. По данным В.К. Калюжного [1997], за последние 20 лет регрессивная аккумуляция выше Камского во-дохранилища продвинулась вверх по течению Вишеры на 20-30 км, что вы-разилось в повышении низких уровней воды. Это связано с тем, что объем перемещаемых Вишерой руслообразующих (влекомых) наносов равен или превышает объем взвешенных наносов, формирующихся на залесенной и слабо освоенной территории бассейна.

Значительно сложнее протекает трансформация русла в случае пе-ременного уровня водохранилища. Амплитуда колебания уровней может достигать на равнинных водохранилищах 15 м (табл. 2).

В соответствии с режимом заполнения и сработки водохранилища зона переменного подпора достигает 70% длины водохранилища. Эта зона неоднородна по гидрологическому режиму и осаждению наносов [Маккаве-

54

ев и др., 1958]. На подъеме и пике половодья в нижней части зоны перемен-ного подпора некоторых водохранилищ водная поверхности приобретает форму кривой гидравлического спада. При этом уклоны водной поверхно-сти иногда существенно превышают бытовые значения, что приводит к уг-лублению русла и выносу материала в нижние части водохранилища. По-добные кривые спада обнаружены в зонах выклинивания подпора Новоси-бирского, Цимлянского, Камского водохранилищ, где уклоны водной по-верхности в отдельные годы увеличивались вниз по течению на 70-90%. Особенно отчетливо кривая спада проявляется в средние по водности и многоводные годы. Длина такого участка на Новосибирском водохранили-ще составляет 40-50 км

Таблица 2. Величина сработки некоторых крупных водохранилищ

[“Транспортное использование водохранилищ”, 1972; Авакян и др., 1987]

Река Водохранилище Тип регулирования

Полезный объем, км3

Величина сработки, м

Волга Угличское сезонное 0,8 3,5 Волга Рыбинское многолетнее 16,3 4,9 Волга Куйбышевское сезонное 34,6 7,5 Волга Саратовское недельное 1,8 1,0 Днепр Каневское недельное 0,33 0,5 Днестр Дубоссарское сезонное 0,024 1,5 Кама Камское сезонное 5,2 7,5 Обь Новосибирское сезонное 4,4 5,0

Ангара Братское многолетнее 48,2 10 Дон Цимлянское многолетнее 13,3 5,0 Янцзы Геджоуба сезонное 1,6 15 Хуанхэ Санменься сезонное 5,9 15

Наиболее заметная аккумуляция характерна для верхней по тече-

нию части зоны, где в период половодья (при сработанном за маловодный период водохранилище) господствует обычный «речной» режим. На спаде половодья подпор распространяется на наибольшее расстояние от плотины, и в верхней части зоны переменного подпора активно осаждаются наносы. Ежегодный слой аккумуляции составлял, согласно материалам повторных наблюдений, на Оби и Дону 5-7 см. Регрессивная аккумуляция развивается и в этом случае, хотя и не столь высокими темпами, как при постоянном уровне водохранилища. Так, повышение меженных уровней р. Оби отмече-но спустя 30 лет после заполнения Новосибирского водохранилища в Бар-науле, находящемся более чем в 100 км выше выклинивания максимального подпора [Беркович и др., 1990]. Балансовые расчеты показывают, что в зо-нах переменного подпора и регрессивной аккумуляции Камских водохрани-лищ накапливается до 60-80%, равнинных водохранилищ Сибири – 30-40% [Вострякова и др., 1975], Цимлянского водохранилища – 50% [Вендров, Клюева, 1972], водохранилища Геджоуба (р. Янцзы) – 26%, водохранилища

55

Санменься (р. Хуанхэ) – 75% [Tan Rishang, Ye Shusen, 1990] стока наносов, поступающего к водохранилищу.

Изменения отметки водной поверхности, вызванные подпором реки плотиной и аккумуляцией наносов, воздействует на водообмен между водо-хранилищем и окружающей территорией. Это касается, прежде всего, грун-товых вод на низменных участках долины и подтопленных территорий. Из-менение базиса эрозии вызывает активизацию склоновых процессов на вы-соких берегах водохранилищ и русловых процессов на устьевых участках притоков. Формирование гряды (бара), а в ряде случаев – островов, может приводить к уменьшению пропускной способности русла и возникновению заторных и зажорных явлений. Резкое повышение уровней, связанное с этими явлениями, может приводить к затоплению окружающих территорий, разрушению дамб обвалования и объектов на берегах водохранилищ.

Изменения морфологии русла в зоне выклинивания подпора и рег-рессивной аккумуляции наиболее заметно происходят на реках с большим стоком наносов, когда формируются разветвления типа дельтовых. Это ха-рактерно для водохранилищ Средней Азии и Северного Кавказа. На рав-нинных водохранилищах зоны умеренного климата изменения морфологии русла не столь заметны. Они проявляются в развитии или оживлении пой-менных рукавов, спрямлении излучин на ранних стадиях развития.

Изменения гидрологического режима рек в результате создания водохранилищ

Главными чертами изменения гидрологического режима реки после создания водохранилища являются, кроме уже упомянутого сокращения стока наносов, уменьшение годовой амплитуды уровней и возникновение суточных колебаний уровней воды. Во многих случаях наблюдается вырав-нивание гидрографа, смещение пика паводка во времени, уменьшение его высоты или даже полная ликвидация паводков. Исследования американских ученых на 21 реке выявили снижение максимальных уровней в среднем на 39%. Для большинства гидроузлов на реках Западной Европы характерно снижение максимальных расходов на 15-25% (Дунай ниже плотины Желез-ные ворота-1, Висла ниже ГЭС Влоцлавек). Примерно такое же уменьшение максимальных расходов вызывают в среднем водохранилища России. Од-нако каждое водохранилище оказывает своеобразное влияние на годовые, сезонные и суточные расходы, что определяется положением и функциями водохранилища. Степень влияния водохранилищ на максимальные расходы воды определяется коэффициентом регулирования β, равного отношению полезного объема водохранилища к объему стока за половодье (паводок). Средняя величина коэффициента β для водохранилищ России составляет около 0,58. Каскады водохранилищ в еще большей степени регулируют сток. Например, коэффициент регулирования Енисейского и Ангарского каскадов достигает 1. Некоторые одиночные водохранилища также полно-стью регулируют сток рек: коэффициент β равен 1 ниже Вилюйского водо-хранилища; Цимлянское водохранилище регулирует сток Дона на 73%. С

56

другой стороны, одиночное Новосибирское водохранилище регулирует сток Оби всего на 12%.

Сглаживание гидрографа – уменьшение расходов воды в половодье и возрастание водности межени, в одних случаях летне-осенней, в других – зимней, приводит к тому, что доминирующими в переформированиях русла становятся расходы низкого половодья и высокой межени. Так, руслофор-мирующий расход р.Оби ниже Новосибирска уменьшился с 5600 до 3700 м3/с. Существенное изменение руслоформирующих расходов наблю-дается на р.Вилюе (с. Сунтар), где они уменьшились с 9000 до 2500 м3/с. Заметное увеличение доли межени и низких половодий отмечается на Вол-ге. Обеспеченность нижнего интервала руслоформирующих расходов уве-личилась в г. Ниж. Новгороде, г. Козьмодемьянске и г. Волгограде с 27-35 до 52-88%, возник даже средний пик кривой с обеспеченностью 4-8% [Вла-сов, Чалов, 1981].

Другим важным последствием регулирования стока является уве-личение меженных, в частности зимних расходов воды. В некоторых случа-ях они увеличиваются в 3-4 (Енисей в Красноярске) и даже 30 раз (Вилюй). По мнению Н.И. Маккавеева [1957] именно это обстоятельство способству-ет изменению формы поперечного сечения русел ниже водохранилищ и увеличению их пропускной способности.

Также новым для гидрологического режима рек является возникно-вение неустановившегося движения потока ниже плотины, обусловленного переменной в течение суток и дней нагрузкой гидроэлектростанций. Ре-зультатом является появление волн суточного и недельного регулирования. Суточные колебания уровней вблизи плотин находятся в пределах 0,5-4 м, а максимальные отмечены ниже Саратовского гидроузла – 4,6 м. Изменение расходов воды, нередко от 0 до нескольких тысяч м3/с за несколько часов, значительно увеличивает скорости течения в нижнем бьефе плотин. По ме-ре удаления от плотины эти явления угасают вместе со снижением высоты волн суточного регулирования. По измерениям в нижнем бьефе Новосибир-ской ГЭС, при распространении волны высотой 0,7 м скорости течения со-ставляли 1,4-1,7 м/с в 6 км и снижались до естественных значений 0,5-0,7 м/с в 27 км от плотины. В нижнем бьефе Нижегородской ГЭС на р. Вол-ге в межень суточная амплитуда уровней составляет 1,2 м, но в 60 км от гидростанции колебания уровней практически незаметны. В зависимости от исходной высоты волн у плотины дальность их распространения составляет несколько десятков и редко превышает 100 км. Так, ниже гидроузла Желез-ные ворота-1 на Дунае волны суточного регулирования прослеживаются на 250 км. В суточном ходе уровней чаще всего прослеживаются 1-2 максиму-ма, реже – более двух или их нет вовсе. Наибольшие суточные амплитуды колебания уровней возникают в период средних годовых и средних малых расходов воды. Во время высоких вод происходит сброс воды; в маловод-ный период уменьшение суточной амплитуды происходит из-за ограниче-ния расходов (обеспечение биологического расхода).

57

Кроме таких регулярных колебаний расходов и уровней на ряде рек наблюдаются единичные и нерегулярные подъемы уровня, связанные с са-нитарными или судоходными попусками, искусственными паводками для обводнения русла и поймы.

Все перечисленное относится к постоянно действующим факторам, к которым следует добавить некоторые временные, играющие важную роль в русловых процессах нижних бьефов. К ним относятся стеснение русла в период строительства гидроузла, концентрация стока на водосливных со-оружениях и гидроагрегатах, перераспределение расхода воды по ширине русла. Степень изменения гидрологического режима неодинакова по длине реки. Вблизи плотины изменения наибольшие по величине и разнообразию. На некотором удалении от плотины восстанавливается сток наносов, зату-хает неустановившееся движение потока и, наконец, восстанавливается ес-тественный гидрограф реки. Последнее, впрочем, может не происходить, если плотина располагается достаточно близко к устью реки. Н.И. Маккаве-ев [1957] считал нижней границей нижнего бьефа крупной плотины впаде-ние первого большого притока, который способен восстановить естествен-ные черты гидрологического режима. Очевидно, степень влияния водохра-нилища на русло и пойму, дальность его распространения зависят как от антропогенных (характер регулирования стока, наличие инженерных со-оружений), так и от природных условий: развития эрозионных процессов в бассейне, впадение крупных притоков ниже плотины и т.п. Так, влияние Вилюйской ГЭС заметно ниже впадения Мархи и ощущается даже на Лене, на расстоянии более 1000 км от плотины, несмотря на наличие ряда круп-ных притоков (Марха, Тюнг), характеризующихся преимущественным сто-ком влекомых наносов; в этом сказывается специфика регулирования стока, приводящая к резкому снижению водности реки в летний и отчасти осенний периоды [Беркович, Зайцев и др., 1987].

Глубинная эрозия и трансформация русел рек ниже плотин Трансформация речных русел ниже плотин гидроузлов определяет-

ся несколькими антропогенными факторами, главными среди которых яв-ляются задержка водохранилищами всего стока руслообразующих и боль-шей части стока взвешенных наносов, сезонное и многолетнее регулирова-ние стока воды, неустановившееся движение потока. Действию этих факто-ров противостоят такие естественные характеристики, как геологическое строение русла и берегов, состав руслового аллювия, существующая мор-фология русла. Взаимодействие антропогенных и естественных факторов развивается неодинаково по длине реки ниже плотины, что определяет раз-деление нижних бьефов на ряд участков. Наиболее отчетливо обычно выде-ляется участок, прилегающий к плотине, где ярко проявляются все антропо-генные факторы: сезонное регулирование стока, нередко полное отсутствие влекомых наносов, неустановившееся движение потока, изменение темпе-ратурного режима. Для него характерна трансгрессивная глубинная эрозия.

58

Однако глубинная эрозия – только часть, хотя и очень важная, процесса трансформации русла ниже крупных плотин. Влияние измененного режима стока воды распространяется нередко на сотни и тысячи километров от пло-тины, что и определяет протяженность второго участка, где этот фактор явля-ется превалирующим. Сток наносов восстанавливается достаточно быстро, но не полностью (в среднем на 55% на реках Мира). Режим стока воды, обуслав-ливающий перестройку форм русла, может не восстановиться до устья реки. Вместе с тем процесс перестройки форм русла и вероятного изменения его морфодинамического типа растягивается во времени на столетия.

Возможность возникновения направленных деформаций русла оп-ределяется тем, в каких геолого-геоморфологических условиях находится данный участок реки. Более 70% нижних бьефов крупных российских гид-роузлов в той или иной мере подвержены деформациям, так как приходятся на свободно деформирующиеся русла. Некоторые нижние бьефы крупных гидроузлов России находятся на участках рек с ограниченными условиями развития русловых деформаций, русла здесь формируются в скальных по-родах и трансформация их маловероятна. Кроме того, условия руслоформи-рования изменяются в разной степени в зависимости от исходной кривой руслофомирующих расходов. На реках России выделяются [Чалов, 1979] две их основные разновидности: 1) с наличием интервала расхода, имеюще-го руслоформирующее значение при затопленной пойме; 2) с отсутствием подобного интервала и прохождением руслоформирующих расходов в пой-менных бровках. Очевидно, наибольшую степень трансформации русел и пойм рек следует ожидать там, где исходной была первая разновидность руслоформирующих расходов, которая характерна для более чем 70% ниж-них бьефов крупных гидроузлов России.

Трансформация русел ниже плотин проходит несколько стадий [Транспортное использование…, 1972; Babiński, 2002]: от высоко интенсив-ных процессов размыва до затухания. Толчок процессам размыва дает пус-ко-наладочный период, когда русло стеснено строительными перемычками и нередки холостые сбросы воды. Этот этап может рассматриваться как первая стадия процесса трансформации русла. Продолжительность его мо-жет составлять несколько лет [Иванов, 2002]. В ходе эксплуатации гидроуз-лов были выявлены огромные размывы дна рек ниже плотин, часто неадек-ватные заложенным в проекты, их примеры приведены А.Б. Векслером и В.М. Доненбергом [2000]. На этом этапе выносы с приплотинного участка столь обильны, что часть наносов отлагается ниже по течению, и уровень воды у плотины иногда повышается. Доля отложившихся наносов может достигать 80% как, например, на р. Волге ниже Волгоградского гидроузла в 1954-1958 гг. Заметное повышение уровня воды, связанное с отложением размытого у плотины материала, отмечалось в первые годы эксплуатации Новосибирского гидроузла на р. Оби в 20 км ниже плотины, где за 1959-1962 гг. низшие уровни воды повысились на 0,3 м. Размыв русла в пуско-наладочный период был характерен и для нижнего бьефа Красноярской

59

ГЭС [Беркович, Виноградова и др., 2003] несмотря на большую крупность аллювия Енисея. Размытый материал переотложился на расстоянии 3,5-4,5 км от плотины. Мощное аккумулятивное тело вызвало подпор потока, что явилось причиной замедления и прекращения дальнейшей эрозии.

На следующих стадиях фронт глубинной эрозии продвигается вниз по течению, часто сменяясь усилением размыва берегов. Величина пониже-ния отметок дна рек и скорость продвижения эрозии вниз по течению весь-ма разнообразна и зависит от многих природных характеристик рек. Дан-ные, имеющиеся в отечественной и зарубежной литературе, весьма разно-родны. Часто неизвестно как устанавливалось время начала наблюдений: с учетом пуско-наладочного периода или без него. В ряде случаев измерялось непосредственно понижение дна [Galay, 1983], в других случаях измерялось понижение уровней при каком-либо определенном расходе, и это соотноси-лось с понижением дна. Однако, профиль водной поверхности изменяется иначе, чем профиль дна [Транспортное использование…, 1972], что связано с воздействием сезонного регулирования стока. Благодаря ему живое сече-ние расширяется у дна, полнота и пропускная способность русла увеличи-вается. Это приводит к понижению уровней, более быстрому, чем пониже-ние отметок дна, особенно в первые годы. Разнородность данных обуслав-ливает большой разброс значений скорости глубинной эрозии, приводимых разными исследователями. Согласно обобщению этих данных понижение дна русел рек Северного полушария за весь период эксплуатации гидроуз-лов составляло от 0,6 до 5,6 м и достигало 7,5 м. На основе анализа попе-речных профилей рассчитано, что чаще всего максимальная величина глу-бинной эрозии составляет 2-4 м. Так, на Висле ниже гидроузла Влоцлавек за 27 лет дно понизилось у плотины на 3,5 м, на Волге ниже Нижегородского гидроузла – примерно на 1 м за 35 лет [Фролов, 1998].

Несомненным является то, что скорость глубинной эрозии достига-ет наибольших значений в первые годы, во второе десятилетие она доволь-но быстро уменьшается, а затем, в течение нескольких десятилетий, меняет-ся слабо. Так, скорость понижения дна в нижнем бьефе Волгоградского гидроузла в первые годы превышала 7 см/год, а впоследствии уменьшилась до 3 см/год. В некоторых случаях скорость понижения дна не меняется в течение длительного времени. Это характерно для нижнего бьефа Новоси-бирской ГЭС, где начальная (9 лет) и через 35 лет скорости примерно оди-наковы (4,5 см/год), к тому же к началу 1980-х гг. (20 лет) наблюдалось ус-корение процесса эрозии (6,7 см/год), связанное с нарушением аллювиаль-ной отмостки и удалением донного материала в ходе разработки русловых карьеров. Наибольшая начальная скорость понижения дна характерна для рек с мелкопесчаным и илистым аллювием (более 100 см/год на р. Хуанхэ ниже плотины Санменься); на реках с песчаным и гравийно-галечным ал-лювием начальная скорость понижения дна, наоборот, более чем вдвое меньше. Однако через 20-30 лет скорости понижения дна рек в разных ли-тологических условиях выравниваются.

60

Дальность распространения эрозии сильно меняется от объекта к объекту, вследствие чего зависимость скорости продвижения фронта во времени практически не прослеживается. Вероятно, это связано также с ме-тодами получения информации: в одних случаях она основывается на ана-лизе продольного профиля или сравнении поперечных профилей русла, в других – на анализе кривых связи расходов и уровней воды для гидрологи-ческих постов, расположенных вдоль реки, в третьих – на анализе восста-новления мутности потока. Последняя методика, очевидно, дает завышен-ные результаты, особенно на реках, протекающих в регионах со слабым развитием эрозионных процессов. Восстановление мутности зависит также от интенсивности разрушения пойменных берегов [Кожевников, 2002]. Дли-на зон эрозии на реках Северного полушария колеблется от 2,5 до 550 км (Нил ниже Асуанской плотины). Средняя годовая величина перемещения фронта эрозии достигала для периода исследований от 1,5 до 54 лет от 0,4 км до почти 36 км, в среднем 1-3 км в год. Фронт эрозионной зоны ниже гидроузла Влоцлавек в течение 27 лет перемещался со средней скоростью 1,1 км в год [Babiński, 2002].

В отдельных случаях можно проследить снижение темпа продви-жения фронта эрозии во времени. Если отбросить экстремальные значения, то в среднем по рекам России, Польши и Северной Америки за первые 3-5 лет скорость продвижения эрозии составляет около 10 км/год, за 10-15 лет – 5,5 км/год, за 20-30 лет – 1,5 км/год. Скорость продвижения фронта эрозии вниз по течению зависит от крупности аллювиального материала. Наи-большие его темпы характерны для рек с мелкопесчаным и песчаным, наи-меньшие – для рек с гравийным аллювием. Таким образом, глубинная эро-зия уменьшается со временем, охватывая, в общем, достаточно ограничен-ный участок реки. На развитие эрозии и ее распространение влияет ряд природных и антропогенных факторов. Среди них выделяются: 1) формиро-вание отмостки на дне, 2) наличие в русле растительности и близкое залега-ние скальных или связных пород, 3) эрозия речных берегов, 4) колебания стока, 5) резкие изменения расхода наносов в результате приноса их прито-ками, 6) инженерные сооружения и работы в русле. Важным фактором, спо-собствующим ослаблению темпов эрозии, является постепенное, с течением времени, увеличение стабильности русла, обусловленное, с одной стороны, уменьшением уклона реки, а с другой, – увеличением крупности донных отложений в результате селективного выноса частиц. Правда, на этом фоне иногда происходит временное ускорение эрозионных процессов, как, на-пример, ниже ГЭС Влоцлавек в 1984-1987 гг. Неравномерный характер рас-пространения эрозии, обусловленный большими периодическими холосты-ми сбросами в многоводные годы, выявил в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС В.В. Дегтярев [1992].

Формирование отмостки характерно для рек с крупным разнозер-нистым аллювием. На ранних стадиях эрозии мелкие частицы вымываются, крупные остаются на месте, как это наблюдалось в нижнем бьефе плотины

61

Форт-Рендалл на р. Миссури, где понижение дна оказалось равно примерно половине ожидаемого [Galay, 1983]. Подобным образом развивалось русло Енисея в нижнем бьефе Красноярской ГЭС. Река отличается очень крупным составом наносов, до 30-40 мм в диаметре, более 70% площади дна покрыто еще более крупными частицами отмостки. Это привело к тому, что общего размыва русла ниже плотины Красноярского гидроузла практически не произошло. Увеличение крупности донных наносов происходит и на реках с относительно мелким аллювием. Эти изменения заметны на расстоянии более 100 км от плотин. Так, крупность донных наносов Оби ниже Новоси-бирской ГЭС увеличилась за 1968-1989 гг. в 3,3 раза. На отдельных участ-ках Вислы ниже ГЭС Влоцлавек за 15-20 лет она увеличилась в 4-100 раз.

Во многих случаях дефицит донных наносов достаточно быстро восполняется эрозией берегов. Ниже плотины обычно происходит умень-шение шага излучин как результат уменьшения максимального стока из водохранилища и снижения величины руслоформирующего расхода воды. Новый рисунок русла достигается размывом берегов. На р.Оби непосредст-венно ниже Новосибирской ГЭС русло стало прямолинейным, а ниже по течению разветвленное трансформируется в извилистое. При этом размывы берегов усилились вдвое по сравнению с естественным режимом. То же отмечалось в нижнем бьефе Цимлянского гидроузла [Серебряков,1970]. От размыва берегов поступает 60-70% стока влекомых наносов р. Миссури ни-же плотины Форт Пек. При близком залегании скальных или связных пород глубинная эрозия быстро прекращается и сменяется интенсивным размывом берегов. Так, ниже одной из ГЭС США, где расход реки благодаря сбросам из ирригационных систем, был увеличен с 140 до 2100 м3/с врезание дос-тигло скальных пород, подстилающих аллювий, затем начали размываться берега, ширина русла местами увеличилась в 20-30 раз [Galay, 1983]. По-добный процесс имел место на р. Большом Егорлыке ниже Егорлыкского водохранилища [Карасев, 1975] после того, как в него был переброшен сток из Кубани. Водоносность реки увеличилась в несколько раз, сток стал более равномерным, в результате произошли значительные размывы, которые, по достижении потоком галечников, сопровождались очень большими разру-шениями берегов как в результате увеличения их высоты, так и за счет пе-рестройки излучин. Интенсификация размыва берегов ярко проявляется на участках больших суточных колебаний уровней воды, где берега, сложен-ные суглинистыми и глинистыми отложениями теряют устойчивость благо-даря изменению геотехнических характеристик грунтов в условиях пере-менного увлажнения. Подобная картина наблюдается в нижнем бьефе Ры-бинского гидроузла на р. Волге в практически прямолинейном русле [Бер-кович, 2000]. Темпы размыва речных берегов зависят от их геологического строения, колебания уровней воды и времени существования плотины. Наиболее интенсивно разрушение берегов происходит в течение 5-10, реже 20 лет после создания гидроузла. Максимальная величина – 35 м/год – от-мечена на р. Хан ниже плотины Дандзянкоу (Китай) [Babiński, 2002]. Раз-

62

мывы берегов нередко являются причиной расширения русла в нижних бьефах плотин: на американских реках расширение русел отмечено в 46% нижних бьефов и лишь в 26% русло сузилось [Babiński, 2002]. Сужение русла во многих случаях бывает искусственным. Так, русло Вислы сужено с обоих берегов полузапрудами, построенными еще в конце XIX века, что усугубило эрозионные процессы, обусловленные регулированием стока. В нижнем бьефе Нижегородской ГЭС также не произошло расширения русла, что связано с интенсивными землечерпательными работами по трассе судо-вого хода, в процессе которых отвалы грунта крупного механического со-става укладывались вдоль берегов.

Размывы русла главной реки приводят к активизации эрозионных процессов на притоках и увеличению выноса из них твердого материала. Это материал обычно аккумулируется в виде дельты выдвижения, что мо-жет замедлить или остановить процессы на главной реке. Активизация вы-носов Северского Донца способствовала аккумуляции наносов на Дону в нижнем бьефе Цимлянского гидроузла ниже слияния с ним. Впадение круп-ных притоков может также замедлить развитие эрозии, если они оказывают подпорное воздействие на поток главной реки в нижнем бьефе (Ока в Ниж-нем Новгороде)

Преобразования морфологии русла ниже плотин проходят в три этапа: вначале растет глубина русла, затем его ширина, после чего происхо-дит стабилизация русла. Переформирования русла развиваются, таким об-разом, в вертикальном и горизонтальном направлениях. В вертикальном направлении различаются деформации одновременно по всему поперечно-му сечению или асимметричные – вдоль одного из берегов, в старом (до создания плотины) или новом положениях. Примером последнего служат переформирования русел Волги ниже Волгоградской плотины, Вислы ниже плотины Влоцлавек. Выделяется несколько характерных черт направленной трансформации русла рек ниже гидроузлов: 1) отмирание рукавов и сокра-щение пояса разветвления на разветвленных реках; 2) быстрое зарастание форм аллювиального рельефа и превращение их в пойму (осередков - в пойменные острова) нового более низкого уровня; 3) интенсификация раз-вития излучин и изменение их кривизны; 4) изменение типа форм аллюви-ального рельефа, морфологии и динамики перекатов. Все они взаимосвяза-ны и определяются регулированием стока и, в ряде случаев другими видами антропогенной нагрузки. Так, на Оби ниже Новосибирской ГЭС отмирание боковых второстепенных рукавов началось еще в 60-е гг. вследствие уменьшения максимальных расходов воды. Позднее отчетливо проявилась тенденция концентрации стока в отдельных основных рукавах, которые в 1986-1989 гг. забирали до 80% общего расхода воды. Концентрация стока выразилась в размыве русел рукавов, увеличении их глубины и уменьшении ширины. Формирование единого стрежня было характерно для рек Вислы ниже ГЭС Влоцлавек и Хан ниже ГЭС Дандзянкоу. Одновременно с углуб-лением русла может происходить аккумуляция на отмелях, в боковых рука-

63

вах и в межбунных пространствах. Преобладающим типом русловых форм обычно становятся побочни. Скорость их перемещения уменьшается; на-пример, на Оби ниже Новосибирской ГЭС она снизилась более чем вдвое и не превышает в большинстве случаев 120 м/год. Побочни, становясь менее подвижными вследствие роста стабильности русла и уменьшения расходов половодья, закрепляются первичной растительностью и превращаются в массивы молодой поймы. Новый уровень поймы обычно на 1-2 м ниже формировавшегося в естественных условиях [Babiński, 1992]. Последний может превратиться в надпойменную террасу . За одно десятилетие молодая пойма развилась на 30% площади русла р. Оби от ГЭС до устья Томи. Ин-тенсивное развитие молодой поймы на верхнем Иртыше ниже Бухтармин-ской ГЭС наблюдал В.В. Дегтярев [1968].

Для меандрирующих рек характерно усложнение излучин, что яв-ляется результатом как уменьшения величины руслоформирующих расхо-дов воды, так и зарастания побочней. Поток, обтекая стабильные побочни, формирует вторичную извилистость с меньшими, чем бытовые радиусами кривизны.

Сезонное регулирование стока вносит существенные изменения в режим макроформ руслового рельефа (перекатов). В связи со снижением среднемноголетнего уровня половодья ежегодный слой аккумуляции на них убывает. Нередко перекаты размываются в период пропуска половодья, в том числе и в результате сужения зоны активного транспорта наносов из-за зарастания прирусловых отмелей. В межень при базовом попуске величина размыва перекатов также убывает в связи с тем, что уровни воды в этот пе-риод, как правило, превышают бытовые. Может даже происходить аккуму-ляция наносов, связанная с наличием новых зон подпора, изгибами русла и т.п. Таким образом, сезонные изменения отметок макроформ руслового рельефа уменьшаются, и режим их может стать противоположным бытово-му. Изменяется в целом амплитуда русловых форм. Так, на участке глубин-ной эрозии ниже ГЭС Влоцлавек на Висле амплитуда неровностей продоль-ного профиля дна составляет не более 3 м, а ниже по течению, где происхо-дит аккумуляция – 5-8 м. Меняется также преобладающий тип крупных форм руслового рельефа. Так, на Оби осередки и отторгаемые побочни за-местились типичными побочнями и, местами, ленточными грядами.

В пределах времени функционирования гидроузлов пока нет убеди-тельных примеров изменения типа русла на участках рек ниже плотин. Тем не менее разветвленные русла оказываются более уязвимыми с точки зре-ния изменения русловых процессов. Разветвлению русел на рукава способ-ствуют несколько факторов, среди которых основная роль принадлежит высокой сезонной неравномерности стока, большому стоку наносов, разно-родности гранулометрического состава наносов, низкой стабильности рус-ла. Так, русла рек С. Саскачеван ниже плотины Гардинер и Хуанхэ ниже плотины Санменься [Sedimentation research…, 1992] трансформировались из разветвленных в меандрирующие. Неразветвленным стало также русло Оби

64

в непосредственной близости от плотины Новосибирской ГЭС. Правда пре-образование разветвленных русел в неразветвленные происходит нередко благодаря созданию инженерных сооружений на приплотинных участках. Релаксация русла на отрезке реки за пределами приплотинного участка, т.е. приспособление русла к новым характеристикам стока, может занять столе-тия, в течение которых русло будет постепенно меняться. Расчетное время продолжительности трансформации русла, основанное на данных по мно-гим рекам Мира составляет при свободном развитии процесса более 100 лет. При ограничении геологическими условиями стабилизация русла мо-жет наступить уже в среднем через 5-10 лет.

ЛИТЕРАТУРА

Авакян А .Б . Водохранилища – новые географические объекты ХХ века // Труды Академии водохозяйственных наук. Вып. 5. М., 1998.

Авакян А .Б . , Салтанкин В .П . , Шарапов В .А . Водохрани-лища. М.: Мысль. 1987.

Алексеевский Н .И . , Беркович К .М . Транспорт влекомых на-носов и его связь с устойчивостью русла // Водные ресурсы, 1992, № 6.

Беркович К .М . Переформирования берегов Волги у г. Рыбинска // Проблемы гидравлики гидротехнических сооружений и потоков в откры-тых русла. С.-Пб., 2000.

Беркович К .М . , Виноградова Н .Н . , Иванов В .В . , Ча-лов Р .С . Переформирования русла Енисея ниже Красноярской ГЭС в ус-ловиях интенсивной антропогенной нагрузки // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 14. М.: Изд-во Моск. ун-та. 2003.

Беркович К .М . , Гаррисон Л .М . , Рулева С .Н . Чалов Р .С . Морфология русла и русловые деформации верхней Оби // Земельные и водные ресурсы. Противоэрозионная защита и регулирование русел. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1990.

Беркович К .М . , Зайцев А .А . , Чалов Р .С . , Чернов А .В . Влияние гидроузла на развитие русла и сток реки Вилюя в среднем и ниж-нем течении // Влияние ГЭС на окружающую среду в условиях Крайнего Севера. Якутск: ЯФ СО АН СССР. 1987.

Беркович К .М . , Злотина Л .В . , Иванов В .В . , Никитина Л .Н . , Рязанов П .Н . , Турыкин Л .А . , Чалов Р .С . , Чернов А .В . Развитие русла среднего и нижнего Днестра в условиях интенсивной антро-погенной нагрузки // Экологические проблемы эрозии почв и русловых процессов. М.: Изд-во Моск. ун-та. 1992

Векслер А .Б . , Доненберг В .М . Местные размывы нескальных русел в нижних бьефах гидроузлов. Примеры опасных последствий. // Про-блемы гидравлики гидротехнических сооружений и потоков в открытых русла. С.-Пб., 2000.

Вендров С .Л . Проблемы преобразования речных систем СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1979.

65

Вендров С .Л . , Клюева В .А . Деформация берегов и дна Цим-лянского водохранилища за двадцать лет // Геоморфология. 1972, № 4.

Власов Б .Н . , Чалов Р .С . Руслоформирующие расходы р. Вол-ги. // Изв. АН СССР. Сер. Геогр. 1981, № 6.

Вострякова Н .В . , Лысенко В .В . , Широков В .М . Преобра-зование твердого стока в среднем течении р. Оби // Труды СибНИИЭ. Вып. 27. М.: Энергия. 1975.

Дегтярев В .В . Антропогенное изменение гидрологического ре-жима и русловых процессов рек. Автореферат дисс.…докт. техн. наук. М.: Совинтервод. 1992.

Дегтярев В .В . Изменение гидрологического режима Иртыша // Речной транспорт, 1968, № 12.

Иванов Б .А . Русловой процесс и факторы руслоформирования в нижних бьефах гидроузлов.// Труды ГГИ, 2002. Вып. 361.

Калюжный В .К . Особенности руслового режима зоны выклини-вания подпора Камского водохранилища.// Двенадцатое межвуз. коорд. со-вещ. по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Краткие сообщения. Пермь, 1997.

Карасев И .Ф . Русловые процессы при переброске стока. Л.: Гид-рометеоиздат, 1975

Кожевников В .С . О проблеме общего размыва русел рек в ниж-них бьефах гидроузлов.// Труды ГГИ, 2002. Вып. 361.

Маккавеев Н .И . Русловые процессы и путевые работы в нижних бьефах гидроузлов // Труды ЦНИИЭВТ. Вып. 12, 1957.

Маккавеев Н .И . , Белинович И .В . , Хмелева Н .В . Русловые процессы в зонах переменного подпора // Русловые процессы. М.: Изд-во АН СССР, 1958.

Серебряков А .В . Русловые процессы на судоходных реках с за-регулированным стоком. М.: Транспорт, 1970.

Транспортное использование водохранилищ. М.: Транспорт, 1972. Финаров Д .П . , Белов Д .М . Методы прогнозирования пере-

формирования берегов водохранилищ и пути их совершенствования. // Ди-намика и термика рек и водохранилищ. М: Наука,1984.

Фролов Р .Д . Современное судоходное состояние нижнего бьефа Нижегородской ГЭС на р. Волге // Труды Академии водохозяйственных наук. Вып. 5. М., 1998.

Чалов Р .С . Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ, 1979.

Babiński Z. Współczesne procesy korytowe dolnej Wisły. Prace geograficzne, Nr 157. Wrocław-Warszawa-Kraków, 1992. 172 s.

Babiński Z. Wpływ zapór na procesy korytowe rzek aluwialnych. // Przestrzeń, 2002, № 12.

Galay V.J . Causes of river bed degradation. // Water Resources Re-search. Vol. 19, 1983, №. 5.

66

Sedimentation research in China. Beijing: China Water and Power Press, 1992

Tan Richang, Lin Wanquan. A study on sedimentation problems of the Gezhouba Project // Selected papers on sedimentation and river engineer-ing. Wuhan. 1990.

Tan Rishang, Ye Shusen. River training works in Gezhouba Pro-ject on the Yangtze // Selected papers on sedimentation and river engineering. Wuhan. 1990.

Yang Guowei , Luo Minxun. Maintenance of long-term capacity of reservoirs and its fluvial processes // Selected papers on sedimentation and river engineering. Wuhan. 1990.

В.Н. Голосов*, А.Ф. Черныш** *Московский государственный университет, **Белорусский государственный университет

НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЯ

РАДИОНУКЛИДОВ ПРОЦЕССАМИ ВОДНОЙ И ВЕТРОВОЙ ЭРОЗИИ

Бурный технический прогресс второй половины ХХ века способст-

вовал широкому распространению в ландшафтах многочисленных химиче-ских и радиоактивных элементов, содержание которых в почве, поверхно-стных и грунтовых водах во многих случаях существенно превышает пре-дельно допустимые концентрации данных элементов и тем самым является весьма опасной для здоровья человека и других живых организмов. Повы-шенное внимание к проблеме загрязнения различных сред решается путём организации тщательного мониторинга химического и радиоактивного со-става воздуха, воды, почвы и грунта в пределах территорий, на которых предполагается возможное превышение концентраций тяжёлых металлов, радиоактивного излучения и т.п. В большинстве случаев такой мониторинг организован в крупных городах, а также в непосредственной близости от локальных источников загрязнения: промышленных и энергетических предприятий, а также вдоль крупных автомагистралей, а в последнее время веток газо- и нефтепроводов. К сожалению, гораздо в меньшей степени уде-ляется внимание горизонтальному перераспределению загрязнителей в пре-делах речных бассейнов в целом и их отдельных частей, хотя оно нередко способствует накоплению значительных объёмов сильнозагрязнённых на-носов на локальных участках, начиная от подножий распахиваемых склонов и заканчивая устьевыми зонами крупных рек или ложами водохранилищ.

67

В пределах умеренного климатического пояса основными агентами переноса нерастворимых загрязнителей, которые сорбируются на почвен-ных частицах, являются водная и ветровая эрозия почв. Таким образом, ор-ганизация контроля за состоянием сухопутных и аквальных ландшафтов невозможна без изучения путей горизонтальной миграции загрязняющих веществ.

Авария на Чернобыльской атомной станции в конце апреля 1986 года привела к радиоактивному загрязнению обширных территорий Вос-точной и Центральной Европы (табл. 1). Согласно проведённым вслед за аварией исследованиям отдельные пятна повышенного загрязнения обна-ружены в Греции, на севере Италии, в Словенских Альпах и на западе Ве-ликобритании [Atlas…,1998]. В результате детальных исследований было установлено, что зоны наиболее интенсивного загрязнения (свыше 15 Кu/км2) преимущественно находятся на территориях Белоруссии, Украи-ны и России [Атлас…,1998] (табл.1). Проводившийся параллельно с иссле-дованиями мониторинг концентраций радиоактивных веществ в растворён-ном стоке и стоке наносов рек выявил их резкое снижение уже в период половодья 1988 г. бассейна [Ветров и др., 1990]. Это позволило сделать за-ключение о стабилизации ситуации с перераспределением радионуклидов на уровне речного бассейна. Однако, горизонтальное перераспределение радионуклидов, сорбированных почвенными частицами, продолжается в пределах обрабатываемых склонов междуречий и примыкающих к ним ба-лочных систем. Темпы перераспределения зависят от интенсивности основ-ных экзогенных процессов, доминирующих в умеренной климатической зоне, – водной и ветровой эрозии почв.

Таблица 1. Площади территорий с различными уровнями загрязнения изо-

топом 137Cs Чернобыльского происхождения (De Cort et al., 1998)

Площадь с уровнем за-грязнения (103 км2)

Площадь с уровнем загрязнения (103 км2) Страна

> 40 кБк-2 > 1480 кБк -2Страна

> 40 кБк-2 >1480 кБк –2

Австрия 11 - Польша 0,52 - Белоруссия 46 2,6 Румыния 1,2 -

Чехия 0,21

-

Россия (Евро-пейская часть) 60 0,46

Эстония 0,01 - Словакия 0,02 - Финляндия 19 - Словения 0,61 - Германия 0,32 - Швеция 24 - Греция 1,2 - Швейцария 0 - Италия (без Сицилии) 1,3 - Украина 38 0,56

Норвегия 7,1 - Великобритания 0,16 -

68

Основной особенностью радиоактивного загрязнения территорий после аварии на Чернобыльской АЭС стала сравнительно высокая неравно-мерность выпадения радионуклидов, связанная с тем, что они преимущест-венно выпадали с осадками в основном за один или два дождя. Соответст-венно структура выпадения загрязнителей соответствовала структуре кон-кретного дождя и особенностям рельефа территории.

На предварительном этапе исследования необходимо выявить со-держание радионуклидов на ненарушенных участках для выявления про-странственной вариабельности при их выпадении из атмосферы. К числу ненарушенных участков относятся открытые (без кустов и деревьев) про-странства в пределах лесополос, пологие нераспахиваемые борта долин без следов аккумуляции, плоские распахиваемые водоразделы, потенциальный смыв наносов с которых минимален. Ненарушенные опорные участки должны располагаться в разных частях исследуемого водосбора или рядом с его границами. Результаты радионуклидного анализа показывают степень равномерности начального выпадения.

В случае отсутствия каких либо систематических трендов в распре-деления загрязнёния на опорных участках количественная оценка после-дующего перераспределения радионуклида возможна только в зонах акку-муляции наносов, которая осуществляется путём исследования эпюр верти-кального распределения изотопа. Для этого на каждом морфологическом элементе, относящемся к зоне аккумуляции, в наиболее характерном месте проводится послойный отбор образцов через 2-3 см до глубины, превы-шающей на 20-25 см максимально возможный слой аккумуляции за период между 1986 годом и датой отбора пробы. Полученная эпюра характеризует средние темпы и суммарный прирост запасов радионуклида для морфоло-гического элемента в целом (рис.1).

Рис. 1. Эпюры вертикального распределения изотопа 137Cs Черно-

быльского происхождения в зоне аккумуляции (А) и на опорном участке (Б). Степень неоднородности начального поля радиоактивного загряз-

нения Чернобыльского происхождения существенным образом зависит от уровня загрязнения территории. Для районов с уровнями радиоактивного

А Б

0 2000 400016

11 16 21 26 31 36

глубин

а, cм

Содержание Cs-137, Бк кг-10 2000 4000 6000

0

5

10

15

20

69

загрязнения 40-1000 кБк/м2 пространственная вариабельность начального выпадения подчиняется отчётливому тренду [Golosov et al., 1999], соответ-ствующему степени пространственной неравномерности выпадения дождя, с которым на поверхность поступили радионуклиды. Этот тренд может быть выявлен и учтён при крупномасштабных исследованиях в пределах малых водосборов [Walling et al., 2000]. При этом поле предшествующего (глобального) радиоактивного загрязнения территории может не учитывать-ся, поскольку уровни глобального загрязнения были на несколько порядков ниже.

Для территорий с уровнями радиоактивного загрязнения 5-40 кБк/м2 более характерна высокая пространственная и локальная вариа-бельность чернобыльских выпадений, иногда без наличия какого-либо от-чётливого тренда (табл.2). Это связано с высокой пространственной нерав-номерностью кратковременных осадков, вызвавших загрязнение данных территорий.

Однако на участках, где осадки выпадали более равномерно, вариа-бельность загрязнения почв, как на локальном уровне, так и для территории в целом может быть существенно ниже. Например, исследования вариа-бельности изотопа 137Сs в пределах среднего течения бассейна р. Зуша пока-зывают, что она составляет 9-19%, что находится в пределах вариабельно-сти глобальных выпадений изотопа, установленных для различных регио-нов мира [Owens & Walling, 1996].

Для районов с уровнями Чернобыльского радиоактивного загрязне-ния 1-5 кБк/м2 вариабельность поля начального выпадения радионуклидов зависит от типа радиоактивных выпадений, поскольку в данном случае воз-можно относительно близкое сочетание влажных (с осадками) и сухих вы-падений, удалённости территории от места аварии, а также степени транс-формирования поля глобальных выпадений.

Равномерность выпадения радионуклидов возрастает при большей доле сухих выпадений и с удалением от места аварии. Результаты исследо-ваний, проведённых в центральной части Ставропольской возвышенности на междуречье р. Калауса и ручья Горькая, свидетельствуют об относитель-но равномерном выпадении изотопа в пределах отдельных частей склона (табл. 3). Но одновременно выявляется наличие отчётливого тренда выпа-дений по направлению от водораздела к подножию склона. Только при вы-падении чернобыльских радионуклидов менее 1 кБк/м2 существенного рос-та вариабельности не наблюдается, поскольку привнос радионуклидов со-поставим по величине с ежегодным поступлением глобальных выпадений в период 1954-1964 гг. Тем самым можно утверждать, что неравномерность начального выпадения радионуклидов чернобыльского происхождения обу-словлена исключительно структурой выпадения осадков на конкретно ис-следуемом объекте [Силантьев, 1998].

Для водосборов с относительно равномерным начальным выпаде-нием радионуклидов или с наличием тренда выпадений, который может

70

быть учтён при расчётах, дальнейший отбор проб для выявления трансфор-мации начального поля загрязнения проводится по отдельным элементам рельефа. При этом элементы рельефа можно подразделить на относительно стабильные, эрозионные и аккумулятивные. Основой для подобного деле-ния должна служить крупномасштабная геоморфологическая карта. В этом случае могут отбираться объёмные пробы, охватывающие весь слой, содер-жащий цезий-137, который для стабильных и эрозионных элементов не пре-вышает 25-30 сантиметров. В каждой зоне аккумуляции в любом случае необходимо провести послойный отбор хотя бы в одной точке с целью вы-явления слоя наносов, содержащих изотоп 137Cs включая предшествующие глобальные выпадения, пик которых может быть выявлен для районов с уровнями Чернобыльского загрязнения менее 40 кБк/м2.

Таблица 2. Содержание изотопа 137Cs на различных морфологических эле-ментах рельефа в 1986 году в регионе с уровнями Чернобыльского загряз-

нения 5-40 кБк м-2

(Бассейн р. Ведуги, Среднерусская возвышенность, Воронежская область )

Морфологический элемент рельефа

Число опре-делений

Среднее (кБк м-2)

Стандартное отклонение

(кБк м-2)

Коэффици-ент вариации

(%)

Междуречье 15 8 3.77 47 Средняя часть пахотного склона 23 5.1 2.53 50

Нижняя часть пахотного склона 12 7 3.06 44

Таблица 3. Содержание изотопа 137Cs на различных морфологических эле-ментах рельефа в 1986 году в регионе с уровнями Чернобыльского загряз-

нения менее 5 кБк м-2

(водосбор балки Глубокой, бассейн р. Калаус, Ставропольская возвышенность)

Морфологический элемент рельефа

Число оп-ределений

Среднее (кБк м-2)

Стандарт-ное откло-нение

(кБк м-2)

Коэффици-ент

вариации (%)

Разброс (кБк м-2)

Верхняя часть пахот-ного склона 15 3.76 0.77 20.5 2.3-4.9

Нижняя часть пахот-ного склона 9 5.1 1.39 27.2 3.6-7.4

Глубина отбора проб в каждой зоне аккумуляции зависит от мощ-

ности содержащей 137Cs толщи, которая определяется по результатам анали-зов послойных образцов. Одновременно проводится крупномасштабная то-пографическая съёмка исследуемого водосбора с использованием GPS, ра-ботающей в дифференциальном режиме. По её результатам составляются

71

планы водосборов в крупном масштабе с фиксированными отметками точек отбора проб и контурами различных морфологических элементов рельефа.

Сопоставление данных начальной вариабельности радиоактивного загрязнения почвенного покрова на участках, в разной степени подвергав-шимся Чернобыльскому загрязнению, с территориями, на которых радиоак-тивное загрязнение обусловлено исключительно глобальными выпадения-ми, показывает, что в целом она находится в том же диапазоне.

Территория Республики Беларусь в наибольшей степени подвер-глась радиоактивному загрязнению после аварии на Чернобыльской АЭС. Поэтому проблема изучения перераспределения радионуклидов процессами водной и ветровой эрозии здесь чрезвычайно актуальна.

Процессы эрозии на загрязненных землях Республики Беларусь приводят к выносу радионуклидов вместе с почвой и вторичному локаль-ному загрязнению сельскохозяйственных и других угодий, водных источ-ников. В результате эрозии происходит территориальное перераспределение радионуклидов. При этом почва с радионуклидами переносится с крутых участков склонов вниз и откладывается в их нижних вогнутых частях, а также в днищах балок и на поймах рек. С процессами ветровой эрозии они могут переноситься на более значительные расстояния. Часть радионукли-дов вместе с наносами выносится в реки, пруды и озера.

Объектами исследований миграции радионуклидов с процессами водной эрозии являлись эродированные дерново-подзолистые почвы с плотностью загрязнения по 137Сs от 1 до 30 Кu/км2. Для изучения миграции радионуклидов с процессами ветровой эрозии в качестве объектов исследо-ваний были взяты эрозионно-опасные песчаные дерново-подзолистые забо-лоченные и дерновые заболоченные после осушения почвы, а также осу-шенные торфяно-болотные почвы с плотностью загрязнения 137Сs от 5 до 15 и свыше 15 Кu/км2. Исследования проводили методом постановки полевых экспериментов на подобранных ключевых участках с использованием зе-мель в зернопропашных, зернотравяных севооборотах и под пастбищем. Было заложено 35 почвенно-геоморфологических профилей в хозяйствах Гомельской области, охватывающих водораздельную часть, где смыв отсут-ствовал, склоновую часть с преобладанием смыва и зону аккумуляции на-носов. По этим профилям закладывались почвенные разрезы и прокопки с их описанием и отбором почвенных образцов на глубину пахотного слоя. Отобранные образцы анализировались на содержание радионуклидов (137Сs).

Изучение миграции радионуклидов с ветровой эрозией проводи-лось посредством улавливания почвенных частиц, переносимых ветром в приземном слое. Для этого использовались пылеулавливатели конструкции Багнольда, а на высоте от 0,5 до 2,0 м – планшеты. Они устанавливались на каждом из намеченных для наблюдений участков по направлению воздуш-ного потока на расстоянии не ближе 50 м друг от друга в трехкратной по-вторности. При их размещении принимались во внимание наиболее опасные

72

для переноса радионуклидов места (продуваемые участки, т.е. русла рек, канавы, дороги и т.д.), а также места – концентраторы радиоактивной пыли – защитные полосы леса, кустарники, пониженные места и др. Пылеулавли-ватели и планшеты устанавливались весной (конец апреля - начало мая) и осенью (конец августа – начало сентября). Снятие оборудования и отбор выдуваемого материала проводился после достижения на посевах зерновых культур проективного покрытия не менее 60% весной и после прекращения эрозионных процессов осенью.

Наряду с установкой пылеулавливателей и планшетов в начале, средние и конце вегетационного периода на проложенных профилях по всем полям в строго определенных местах через 50 м друг от друга в на-правлении от средней части поля к местам концентрации продуктов перено-са отбирались почвенные образцы для определения содержания в них цезия-137. Одновременно отбирались почвенные образцы на опушке леса, примы-кающего к исследуемой территории.

Основная масса выпавших радионуклидов на естественных угодьях сосредоточена в верхнем 5 см слое почвы в связанном состоянии, в то время как на пахотных угодьях они рассеяны в верхнем 20-25 см слое, что обу-словлено его обработкой при возделывании сельскохозяйственных культур.

Горизонтальная миграция радионуклидов с водно-эрозионными процессами на склоновых землях происходит во время зимних оттепелей, весеннего снеготаяния и при выпадении ливневых стокообразующих дож-дей. Количественные параметры миграции радионуклидов со стоком воды зависят от содержания их водорастворимых и обменных форм в верхнем слое почвы, а со стоком наносов – от содержания их в твердой фазе почвы, соответственно они определяются интенсивностью водно-эрозионных про-цессов.

Исследованиями, проведенными на почвах с плотностью загрязне-ния почв по 137Сs до 30 Кu/км2и темпами смыва от 2 до 20 т/га, выявлена четкая закономерность увеличения уровня радиоактивного загрязнения верхних горизонтов почв в зоне аккумуляции наносов (подножьях склонов и пониженных элементах рельефа). Плотность загрязнения в этой зоне была в 1,5-2,0 раза выше, чем в зоне смыва (рис. 2). Увеличение содержания це-зия-137 в зоне аккумуляции наносов (нижние части склонов и понижения) по сравнению с зоной смыва (верхние и средние части склонов) составляет 10-18% и 20-40% при темпах смыва до 5,0 т/га в год и 5,1-10,0 т/га в год соответственно. На почвах с темпами смыва 10,1-20,0 т/га в год превыше-ние по плотности загрязнения 137Сs достигает 70-80% и более.

Миграции радионуклидов вследствие водной эрозии существенно зависит также от характера и интенсивности использования склоновых зе-мель. Так, если в плодосменном севообороте с удельным весом пропашных культур 30-35% плотность загрязнения почвы в зоне аккумуляции наносов увеличивается на 70-76% по сравнению с зоной смыва, то в зернотравяном севообороте с долей многолетних трав 50% – только на 20-25%.

73

К основным факторам, обусловливающим ветровую эрозию, отно-сится эрозионный потенциал ветра и эродируемость почвы. Анализ данных метеорологических наблюдений показывает, что в южной почвенно-эрозионной зоне Полесья пыльные бури (скорость ветра выше 15 м/сек) имеют повторяемость 1 раз в 5-10 лет. Здесь преобладают ветры со скоро-стью ниже 5 м/сек, которые не вызывают транзитного переноса пыли. От-рыв почвенных частиц (мелкозема) и перенос их воздушным потоком на пахотных землях возникает только при критических скоростях ветра, кото-рые для минеральных, легких по гранулометрическому составу почв со-ставляют 5-6 м/сек и более, для осушенных торфяников – 8-9 м/сек. По мно-голетним метеорологическим данным ветры со скоростью выше критиче-ской (более 5 м/сек) составляют в среднем за год 19-22%. Число дней с та-кими ветрами составляет 3-5, а их продолжительность от 3 до 8 часов. Ко-личество эрозионно-опасных ветров по сезонам года распределяется более или менее равномерно и составляет в апреле 21-24%, мае – 21-22, июне – 14-19 и сентябре – 17-19% от общего числа случаев (табл. 4). Основное на-правление ветров в эрозионноопасные периоды северо-западное, юго-западное и западное.

Потери почвы при эрозии в этой зоне составляют в апреле – 30%, мае – 42%, июне – 24%, сентябре – 4% от общей суммы годовых потерь почвы. Следовательно, наиболее активно процессы ветровой эрозии проис-ходят в весенне-летний период (апрель-июнь). Основная масса мелкозема (80-86%), выдуваемого из верхних слоев почв перемещается в приземном слое воздуха и только 14-20% – на высоте 1 м. На уровне почвы откладыва-ются частицы более крупных размеров, подверженные перекатыванию (диаметр 0,5-1,0 мм).

Исследованиями, проведенными на загрязненных радионуклидами эродированных дерново-подзолистых песчаных почвах, установлено, что содержание 137Сs в пахотных горизонтах увеличивается от центральной час-ти полей к местам концентрации выдуваемого материала. Максимальная плотность загрязнения почв отмечалась по краям полей, в примыкающих к ним кустарниках и лесных массивах, что обусловлено переносом пылеватых загрязненных частиц и аккумуляцией их в местах концентрации пыли (рис. 3). В зонах аккумуляции вынесенного ветром мелкозема плотность загрязнения радионуклидами верхнего слоя почвы выше в 1,2-2,7 раза по сравнению с прилегающими участками обрабатываемых угодий.

Изменение содержания цезия-137 в верхнем слое почвы сущест-венно зависит также от характера использования сельскохозяйственных земель. Так, на пастбище различия в содержании его между зонами аккуму-ляции и центральной частью полей составляли 1,2 раза, в зернотравяных севооборотах – 1,4-1,5, в зернопропашных – 2,1-2,7 раза. Следовательно, чем интенсивней используются обрабатываемые эродированные почвы, подверженные радиоактивному загрязнению, тем сильнее происходит пере-нос почвенного материала и радионуклидов воздушным потоком.

74

12,5 14,3 1216,6

10,8

19,3

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20Пло

тнос

ть загря

знен

ия C

s-13

7,Ки

/кв.км

до 5,0 5,0-10,0 10,1-20,0

темпы эрозии, т/га в год

1

2

Рис. 2. Горизонтальное перераспределение изотопа 137 на участках

с различными темпами водной эрозии почв. 1 – зоны смыва почвы; 2 – зоны аккумуляции наносов

Таблица 4. Вероятность ветров со скоростью более 5 м/сек по месяцам

(% от общего числа случаев) в Белоруссии.

Метеостанция апрель май июнь сентябрь Гомель Брагин Лельчицы

23,4 24,0 21,0

22,4 21,3 21,8

18,6 14,4 18,1

17,1 18,7 19,4

0

500

1000

1500

2000

2500

Сод

ержан

ие С

s-13

7 в

почв

е, Б

к/кг

050

100150

200250

3001 2

L, м

12

Рис. 3. Изменение содержания 137Cs в эродированных дерново-

подзолистых песчаных почвах при разной плотности загрязнения. L – рас-стояние до мест выдуваемого материала; 1 – почвы с плотность загрязнения свыше 555 кБк/м2; 2 - Почвы с плотность загрязнения 185-555 кБк/м2

75

Исследованиями, проведенными на торфяно-глеевых и торфяно-минеральных почвах, подверженных ветровой эрозии, также четко выявле-но увеличение содержания 137Сs в пахотных горизонтах по мере продвиже-ния от центральной части поля к местам концентрации выдуваемого мате-риала под всеми культурами (табл. 5). Таблица 5. Содержание цезия-137 в пахотных горизонтах почв (0-20 см),

Бк/кг

Почва, культура

Расстояние

от мест

концентрации

пы

ли, м

Время

отбора

образцов

Торф

яно-глеевая,

корнеплоды

Торф

яно-глеевая,

овес

Торф

яно-

минеральная,

озим

ая рож

ь

Торф

яно-

минеральная,

мн

оголетние тра-

вы

350 Апрель Октябрь

- -

- -

- -

242 248

300 Апрель Октябрь

- -

264 266

146 148

255 253

250 Апрель Октябрь

- -

251 248

142 144

262 260

200 Апрель Октябрь

193 190

248 250

178 176

269 272

150 Апрель Октябрь

200 199

256 256

200 205

259 263

100 Апрель Октябрь

216 213

270 266

255 266

272 275

50 Апрель Октябрь

246 244

372 368

271 270

277 279

0 Апрель Октябрь

250 250

417 420

272 274

290 298

Лес, дорожная насыпь и.т.п.

Апрель Октябрь

238 235

480 489

- -

- -

Определение гранулометрического состава пахотного горизонта

осушенной дерново-глееватой почвы, развивающейся на связных древне-аллювиальных песках, и дефлируемого почвенного материала показало, что в пахотном (0-20 см) слое почвы наибольший удельный вес занимают час-тицы мелкого (44,3%) и среднего (32,3%) песка. В выдуваемом материале на долю среднего песка приходилось 52,3%, мелкого – 18,1%. Количество фи-зической глины, средней и мелкой пыли в первом случае составляло, соот-ветственно 7,0, 2,3 и 2,5%, во втором – 3,3, 0,5 и 0,7%. Плотность загрязне-ния по 137Сs почвы была равна 1,94, а перенесенного почвенного материала – 0,6 Кu/км2.

76

В дерново-подзолистых песчаных почвах основными носителями (от 70 до 80%) радиоактивного загрязнения являются частицы физической глины (частицы размером <0,01 мм), занимающие незначительный удель-ный вес (в данном случае – от 4,0 до 10%). В то же время фракцией с разме-ром частиц 0,1-0,25 мм, которых в таких почвах 50-75%, связано лишь 7-9% цезия-137.

Анализ данных позволяет заключить, что основной перенос 137Сs ветровой эрозией почвы происходит с фракцией среднего и мелкого песка. Но так как в данной фракции его содержится небольшое количество, то можно предположить, что на минеральных легких по гранулометрическому составу почвах влияние ветровой эрозии на горизонтальный перенос радио-нуклидов и перераспределение плотности загрязнения не носит такого ката-строфического характера, как на торфяных почвах.

Общая величина миграции цезия-137 на осушенных торфяно-болотных почвах на 25-35% выше, чем на минеральных песчаных почвах. Перенос его при среднегодовых уровнях эрозии с повышением плотности загрязнения верхнего слоя почв от 37 до 1480 кБк/м2 (от 1 до 40 Кu/км2) увеличивается на осушенной торфяно-болотной маломощной и 16,2.107 до 647,4.107 и на дерново-подзолистой песчаной – от 12,3.107до 493,2.107 Бк/га в год.

Снижение интенсивности эрозионных процессов до предельно-допустимых уровней (для осушенных торфяников – 0,2-0,5, для минераль-ных песчаных почв – 1,3 т/га в год) способствует уменьшению миграции 137Сs на осушенных торфяно-болотной, торфяно-глеевой и торфянисто-глеевой почвах на 92-94%, на дерново-подзолистой песчаной почве – на 87%. Количественные показатели горизонтального переноса радионуклидов зависят также от использования эродированных и эрозионноопасных зе-мель. При возделывании на них пропашных культур величина миграции 137Сs выше, чем под многолетними травами, озимыми и яровыми зерновыми культурами соответственно в 28,4, 4,3 и 1,7 раза.

Таким образом, количественные показатели горизонтальной мигра-ции радионуклидов зависят от плотности загрязнения верхнего слоя почв, интенсивности эрозионных процессов, а также набора сельскохозяйствен-ных культур, высеваемых на конкретном поле. При одинаковой плотности загрязнения на осушенных торфяниках они на 25-35% выше, чем на мине-ральных легких почвах. Сократить перенос радионуклидов и тем самым предотвратить вторичное загрязнение сельскохозяйственных и других уго-дий возможно путем снижения процессов водной и ветровой эрозии до пре-дельно допустимых уровней, что требует разработки и внедрения комплекса почвозащитных мероприятий, включающих территориально-структурную организацию агроландшафтов, формирование дифференцированных сево-оборотов, структуры посевов и системы обработки почвы, лугомелиоратив-ные и другие приемы.

77

ЛИТЕРАТУРА Атлас радиоактивного загрязнения Европейской части России, Бе-

лоруссии и Украины. М.: ИГКЭ Росгидромета, Роскартография, 1998. Ветров В .А . , Алексеенко В .А . , Пословин А .Л . , Череми-

синов А .А . , Никитин А .Н . , Бовкун Л .А . Смыв радионуклидов с ес-тественных водосборов в бассейне Днепра//Метеорология и гидрология. 1990. № 2.

Силантьев К .А . , Силантьев А .Н . Анализ радиоактивного за-грязнения территории используя пространственное распределение 137Сs в почве//Атомная энергия. 1998. Вып. 86. № 4.

Brown R.B. , Kling G.F. , Cutshal l N.H. agricultural erosion in-dicated by Cs-137 redistribution: 11., Estimates of erosion rates. Soil Sciences Soc. Am. J, 45, 1981.

Bunzl K. , Kracke W. Cumulative deposition of 137Cs, 238Pu, 239+240Pu, and Am from global fallout in soils from forest, grassland and arable lands in Bavaria (FRG). J. Environ. Radioactivity, 8, 1988.

De Cort V. , Dubois G. , Fr idman S.D. , Germenchuk M.G. , Izrael Y.A. , Jones A.R. , Kel ly P. , Kvasnikova E.V. , Matveenko I . I . , Nazarov I .M. , Si tak V.A. , Stukin E.D. , Tabachny L.Y.< Tsa-turov Y.S. , Avdyusin S.I . Atlas of caesium deposition on Europe after Chernobyl accident< European Commision Report EUR 16733. Luxemburg:, European Commision, 1998.

Golosov V.N. , Wall ing D.E. , Panin A.V. , Stukin E.D. , Kvasnikova E.V., Ivanova N.N., The spatial variability of Chernobyl-derived Cs-137 inventories in small agricultural drainage basin in Central Russia 11 years after the Chernobyl incident//Applied Radiation and Iso-topes. 1999. Vol. 51.

Lance J .C. , Mclntyre S.C. , Naney J .W., Rousseva S.S. Measuring sediment movement at low erosion rates using cesium-137. Soil Sci-ences Soc. Am. J. 50, 1986.

Owens, Ph. N. , Wall ing, D.E. Spatial Variability of Caesium-137 Inventories at Reference Sites: an Example from Two Contrasting Sites in Eng-land and Zimbabwe // Appl. Isot. 1996. Vol. 47.No. 7.

Suther land R.A. Examination of caesium-137 areativities in control (unerooded) locations // Soil Technol. 1991. No. 4.

Wallbr ink P.J . , Olley J .M., Murray A.S. Measuring soil movement using 13Cs: implications of reference sitr variability // In: Variability ni Stream Erosion and Sediment Transport (Edited by L.J. Olive, R.J. Loughran and J.A. Kesby), IAHS Publication 224. IAHS Press, Wallingford, U.K., 1994.

Wall ing D.E. , Golosov V.N. , Panin A.V. , He Q. Use of ra-diocaesium to investigate erosion and sedimentation in areas with high ievels of Chernobyl fallout // Tracers in Geomorphology. John Wiley. Chichester. 2000.

78

Г.А. Ларионов Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова

ГИДРОФИЗИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЭРОЗИИ И ВОЗМОЖНОСТЬ ЕЕ

ПРАКТИЧЕСКОГО ИСПОЛЬЗОВАНИЯ∗

Количественная оценка интенсивности эрозии почв необходима для

решения многих задач прикладного и научного характера. Между тем опре-деление интенсивности эрозии очень сложная, трудоемкая и часто не ре-шаемая известными в настоящее время методами задача. Метод почвенно-эрозионного профилирования трудоемок и, главное, не позволяет получать достаточной точности при невысоких темпах смыва, а также при большой вариабельности мощности перегнойно-аккумулятивных горизонтов. Еще более трудоемкими и требующими длительного периода наблюдений явля-ются наблюдения за стоком воды и наносов на полевых водосборах. Кроме того, они не дают полной информации о распределении потерь почвы по площади водосбора. Методы радиоактивной метки также мало пригодны для получения информации, необходимой для проектирования почвозащит-ных и водоохранных мер, ввиду недостаточной точности и осреднения ин-тенсивности эрозии за довольно длительные интервалы времени. Наблюде-ния на стоковых площадках позволили получить данные для оценки влия-ния уклона и длины склона на интенсивность эрозии. Однако этот метод непригоден для оценки эрозии на реальных склонах с изменяющейся кру-тизной и сложным поперечным профилем.

В связи с этим еще в начале ХХ века разрабатывались теоретиче-ские модели эрозии. Позднее, по мере накопления данных по стоковым площадкам, стали появляться эмпирические модели эрозии, которые перво-начально рассматривали смыв почвы как некоторую функцию уклона и длины склона. В последствии уравнения такого рода были дополнены фак-торами, отражавшими влияние свойств почвы, осадков и растительности. Наиболее известной моделью такого типа является универсальное уравне-ние эрозии [Wischmeier, Smith, 1965]. Оно широко использовалось для оценки интенсивности эрозии и проектирования почвозащитных мер. Прак-тика применения этого уравнения показала, что оно сильно завышает смыв на длинных пологих и на крутых склонах (более 9%). Поэтому оно дважды модернизировалось [Wischmeier, Smith, 1965; Renard et al., 1997]. В послед-ней версии модели смыв рассматривается как линейная функция уклона, что подтверждается данными стоковых площадок, заложенных на очень крутых склонах [Liu et al., 1994; Нгуен Куанг Ми, 1995].

Однако эмпирические модели не отвечали стремительно растущим требованиям науки и практики. Поэтому в последней четверти ХХ столетия ∗ Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 0-03-05-64822) и программе президента РФ для поддержки научных школ (проект №НШ-1443.2003.5)

79

было предложено несколько теоретических моделей эрозии [Мирцхулава 1970; Foster et al, 1981; Hairsine, Rose, 1992; Гендугов и др., 1997], которые в принципе не должны иметь недостатков и ограничений, свойственных эм-пирическим зависимостям. Однако анализ этих моделей показал, что они не дают адекватного отражения вклада рельефа в развитие эрозионных про-цессов [Ларионов и др., 2003]. Модель К.В. Роуза [Hairsine, Rose, 1992] за-вышает влияние длины склона на смыв, остальные модели занижают роль уклона как фактора смыва. Согласно первой модели смыв должен быть пропорционален длине склона в первой степени. Из других моделей следу-ет, что смыв пропорционален уклону в степени, существенно меньшей еди-ницы (0,6-0,8). Это свидетельствует об ошибочности посылок, на которых построены упомянутые модели [Ларионов и др., 2003] и послужило толчком разработке новой модели в НИЛ эрозии почв и русловых процессов.

Основные положения модели были изложены в статье Г.А. Ларио-нова и С.Ф. Краснова [1992], а затем были подтверждены экспериментально [Ларионов, Краснов, 1997]. В последующие годы (1998–2004) на гидравли-ческом лотке проводились исследования влияния взвешенных и влекомых наносов на отрыв почвенных частиц потоком, а также определялась транс-портирующая способность мелководных склоновых потоков в широком диапазоне уклонов (0,5о-20о). Теоретические посылки и экспериментальные исследования позволили разработать модель, которая не противоречит ре-зультатам наблюдений на стоковых площадках, что выгодно отличает ее от других теоретических уравнений эрозии, и провести параметризацию ее основных блоков. Модель основана на трех посылках, которые формулиру-ются следующим образом.

1. Эрозия – это работа водного потока, в физическом смысле слова, по отрыву и последующему транспорту сорванных частиц почвы, совер-шаемая за счет его кинетической энергии;

2. Отрыв частиц совершается теми струями потока, скорость кото-рых превышает некоторую пороговую величину;

3. Сорванные и транспортируемые потоком во взвешенном или влекомом состоянии частицы оказывают существенное влияние на даль-нейший отрыв частиц почвы.

Рассмотрим работу, которую совершит поток по изменению скоро-сти частицы наносов от 0, когда частица находилась в состоянии покоя, до скорости близкой к средней скорости потока после ее срыва со дна, полагая, что, когда частица приобретет такую скорость, поток уже не затрачивает энергии на ее движение по направлению течения воды. Эта работа А запи-сывается в виде

А=FS, (1)

где F– сила, с которой поток давит на частицу в направлении движения, S – расстояние, на котором скорость частицы изменится от 0 до скорости, близ-кой к средней скорости потока. Пока частица не сорвана и находится в по-

80

кое, сила лобового давления потока на частицу пропорциональна квадрату скорости движения воды. Давление потока на частицу прекратится, когда скорость движения частицы сравняется со скоростью потока, т.е. скорость движения воды относительно перемещающейся частицы станет равной 0. Следовательно, среднее значение силы лобового давления в отрезок време-ни, за который скорость частицы возрастет от 0 до скорости движения воды, приобретает вид

22

0

22 0,3331 udduudu

Fv

ραρα == ∫ , (2)

где ρ–плотность воды, α- коэффициент пропорциональности, d – диаметр частицы. Путь S пройденный частицей за отрезок времени Δt, в продолже-ние которого скорость частицы изменилась от 0 до скорости потока u:

S=0,5uΔt. (3) Подставив в уравнение (1) выражения для силы (2) и пути (3) и,

разделив произведение на Δt, получим мощность w, затрачиваемую потоком на отрыв и придание частице почвы некоторой массы скорости близкой к скорости потока

w =0,333ρα d2 u2 0,5uΔt/Δt=α ρ d2 u3, (4)

где α – обобщенный коэффициент пропорциональности. Аналогичные построения показывают, что работа по подъему час-

тицы со дна в толщу потока может быть записана в такой же форме. Из это-го следует, что количество срываемых потоком наносов с единицы поверх-ности в весовом выражении, W может быть представлено как

W=kγ u3, (5)

где k –коэффициент пропорциональности, γ =ρg – объемный вес воды. Та-ким образом, первая посылка подтверждается математическими построе-ниями поскольку последние два сомножителя в уравнении представляют собой удельную мощность потока,

Согласно второй посылке в области скоростей потока близких к пороговым значениям, отрыв частиц могут производить только те струи потока, мгновенные значения скорости которых превышают пороговую ве-личину. Частицы почвы различаются по крупности, по положению относи-тельно других частиц, что в конечном итоге отражается в сопротивлении частиц почвы отрыву. В связи с этим отрыв частицы может осуществиться как при скорости выше пороговой величины, так и ниже ее, что зависит со-ответственно от того, выше или ниже средней величины сопротивление конкретной частицы отрыву. Поэтому отрыв частицы потоком в околопоро-говой области скоростей имеет вероятностный характер и определяется, соответственно, произведением вероятностей двух событий. С одной сторо-

81

ны – это вероятность попадания мгновенных значений скорости потока в интервал, нижняя граница которого совпадает с нижней границей скорости, обеспечивающей захват частиц с минимальным сопротивлением. С другой стороны – это вероятность попадания величины сопротивления частиц поч-вы отрыву в интервал от минимального сопротивления до сопротивления, которое может быть преодолено при максимальных значениях мгновенной скорости потока, возможных при заданной средней скорости. Вероятность попадания случайной величины в заданный интервал определяется при по-мощи табулированного интеграла Лапласа. Для этого необходимо распола-гать такими сложно определяемыми сведениями в приложении к рассмат-риваемой задаче, как интервал, математическое ожидание и квадратическое отклонение. Все это осложняет определение вероятности отрыва частицы как в отношении сбора данных о необходимых параметрах потока и почвы, так и в отношении техники вычисления. Поэтому желательно найти такие функции, которые бы удовлетворительно описывали упомянутые инте-гральные кривые плотности распределения без предварительного определе-ния названных выше статистических характеристик. Исходя из общих сооб-ражений, такой функцией может быть логистическая кривая. Она изменяет-ся от 0 до единицы, имеет точку перегиба, которая при соответствующем подборе коэффициентов будет иметь ординату, равную средней скорости потока или среднему сопротивлению частицы захвату. Процедура подбора параметров для уравнения логистической кривой, приближенно описываю-щей интегральную кривую плотности распределения мгновенных значений скорости потока, впервые была предложена Г.А. Ларионовым и С.Ф. Крас-новым [1992]. Уравнение логистической кривой для описания интегральной кривой распределения пульсаций скорости в турбулентном потоке Pw имеет, имеет вид [Ларионов, Краснов, 1992]

1/1( ]101[ 0 −−+= uuawP (6)

где u – средняя скорость потока; u0 – пороговое значение средней скорости; a –коэффициент, который подбирается таким образом, чтобы при u/u0 ≥ 1,6 Р→1, так как, согласно данным Ц.Е. Мирцхулавы [1967], в мелководных склоновых потоках максимальная скорость пульсации превышает осред-ненную по времени скорость в 1,6 раза. Исходя из нормального распределе-ния значений пульсационных скоростей, можно принять что, минимальная пульсационная скорость составляет 0,4 от осредненной по времени скоро-сти и, соответственно, при u/u0 ≤ 0,4 Р→0. Чтобы удовлетворять этому ус-ловию коэффициент a должен быть равным 4. При равенстве средней ско-рости пороговой величине 50% пульсационных значений скорость будет превышать пороговую величину. Уравнение (6) отвечает и этому условию. Таким образом, можно принять, что при соответствующем подборе пара-метров логистическое уравнение удовлетворительно описывает интеграль-ную кривую плотности распределения пульсаций скорости в потоке.

82

Для того, чтобы в уравнении отрыва частиц почвы иметь одну пе-ременную, а именно – скорость потока, представим среднюю величину со-противления частицы наносов в виде функции квадрата пороговой скоро-сти, а силу воздействия потока на частицу в виде функции квадрата средней скорости потока. Тогда интегральная кривая плотности распределения со-противления связного грунта отрыву ([Ларионов Краснов, 2000] Pn будет иметь вид

1)1( 2

02

101−

−⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ += uub

nP (7)

где b – коэффициент, зависящий от диапазона разброса сил сопротивления отрыву частиц почвы.

Теперь уравнение отрыва частиц почвы потоком (5) может быть пе-реписано с учетом (6, 7) в следующем виде

[ ] 1)1(1)1(33 0

20 101101

−−−−

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ ++== uubuua

nв ukPPukW γγ 8)

где k – эродируемость почвы, выраженная в виде веса частиц сорванных в единицу времени с единицы площади и отнесенной к удельной мощности потока, м-2·с2. Остальные обозначения прежние.

Верификация и параметризация модели отрыва частиц (размыва) почвы чистым (без наносов) потоком была проведена на эксперименталь-ных данных по размыванию образцов почвы в потоках глубиной от 0,5 до 4 см при скоростях до 2 м/с [Кузнецов, Глазунов, 1985; Nearing et al. 1991; Ларионов, Краснов, 1997]. По результатам верификации уравнение было дополнено блоком, описывающим размыв почвы при скорости ниже поро-говой величины [Ларионов, Краснов, 1997]. Отрыв частиц при этом проис-ходит в результате размокания поверхностного слоя почвы и, соответствен-но, сильного ослабления межагрегатного сцепления, вследствие чего связ-ный грунт переходит в состояние близкое к несвязному и вследствие этого размывается при очень малых скоростях потока. Параметризация уравнения в свою очередь показала, что лучше использовать не среднюю скорость по-тока и не скорость на высоте выступов шероховатости, а скорость в при-донном слое стандартной толщины. За такой слой был принят придонный слой толщиной в 1 см [Ларионов, Краснов, 2000] . С учетом этих моментов уравнение (8) приняло вид

[ ] [ ]⎭⎬⎫

⎩⎨⎧

⎥⎦⎤

⎢⎣⎡ ++++=

−−−−−−−−

1)1(1)1(

21)1(

136 0

200 10110110110 uubuuauua skkuW γ (9)

где W – интенсивность отрыва частиц почвы (интенсивность смыва) пото-ком, г/м·с; γ – объемный вес воды, т/м2; us и u0 –скорость течения придон-ном слое воды толщиной в 1 см и ее пороговая величина, м/с; k1 и k2 – эро-

83

дируемость почвы или грунта соответственно при скорости потока меньше пороговой величины и больше ее, с/м2; a и b – коэффициенты, зависящие от дисперсии мгновенных значений скорости потока и сопротивления частиц отрыву, соответственно. Коэффициент a для склоновых потоков принима-ется равным 2. Величина коэффициента b для монозернистых грунтов (рас-сеянных образцов) равна 14, а для грунтов естественного сложения и пахот-ных почв равна 2. Коэффициенты корреляции высокие – 0,948-0,998.

Переход от средней скорости потока u к скорости в стандартном придонном слое глубиной 1 см us может быть рассчитан по зависимости, предложенной С.В. Избашем и Х.Ю. Халдре [1959], записанной в следую-щем виде:

us = uH-х, (10)

где Н – глубина потока, см; х – изменяется от 1/6 до 1/3 в зависимости от соотношения глубины потока и высоты выступов шероховатости. При со-отношении Н/Δ <5, (здесь Δ – высота выступов шероховатости), что харак-терно для склоновых потоков, может быть принято равным 0,333.

Для определения пороговой скорости можно воспользоваться экс-периментальными данными М. С. Кузнецова [1981] по достаточно большо-му перечню почв в уплотненном и рыхлом состоянии. Размывающие скоро-сти определялись при глубине потока 1 см, и поэтому приведения их к ско-рости в стандартном слое не требуется. Пороговое значение скорости, опре-деленное на любой глубине, может быть приведено к скорости в стандарт-ном придонном слое толщиной в 1 см по зависимости

us = uz (Н/Z )х (1+х)-1, (11)

где uz – скорость на глубине Z. Остальные обозначения прежние. Можно также использовать уравнение, предложенное М.С. Кузне-

цовым [1996], для определения размывающей скорости на высоте выступов шероховатости и полученную величину пересчитать в скорость в стандарт-ном слое по зависимости (11).

Эродируемость почвы и грунтов (k1, k2) согласно эксперименталь-ным данным по размыву рассеянных образцов почвы и монолитов, исполь-зованным при параметризации уравнения (8), изменяется в широких преде-лах - от 1,5 до 59 и от 68 до 436 с/м2, соответственно. Однако изменчивость эродируемость пахотных почв и грунтов естественного сложения значи-тельно меньше. Так для пахотного слоя суглинистого чернозема и лессо-видного суглинка k1 равно 59 и 39, а k2 равно 277 и 171 с/м2, соответственно. Эти данные можно использовать для расчета смыва в первом приближении.

Все вышесказанное относилось к размыву почв и грунтов водой, не содержащей влекомых и взвешенных наносов. Согласно последней посылке наносы оказывают влияние на интенсивность отрыва частиц почвы и грун-та. Математические построения показывают, что по мере накопления дон-ных наносов эродирующая способность потока уменьшается [Ларионов,

84

Краснов, 1997]. Степень уменьшения зависит от истираемости, которую в свою очередь можно рассматривать как функцию механической прочности насыщенных водой почвенных агрегатов. При прочих равных условиях, чем меньше истираемость агрегатов, тем больше их концентрация в потоке и тем сильнее тормозится смыв, однако количественная оценка этого фактора не может быть определена аналитически. В связи с этим влияние наносов на эродирующую способность потоков изучалось экспериментально. Исследо-вания показали, что влияние донных наносов на эродирующую способность потока зависит от соотношения твердости наносов и почвы или грунта. Ес-ли твердость наносов меньше или равна твердости материала, слагающего ложе потока, они уменьшают скорость размыва образца. Песчаные наносы, крупностью более 0,2 мм, напротив увеличивают скорость размыва почв и грунтов в результате коррадирующего эффекта. Интенсивность размыва в потоке с донными наносам Wн может быть представлена в виде

, (12) тм bCaCн WеW −=

где W – интенсивность размыва почвы или грунта в потоке, не содержащем наносов, г/м2с; е – основание натуральных логарифмов; См и Ст – количест-во наносов, соответственно - мягких и твердых, приходящихся на единицу поверхности ложа потока, шт/м2; а и b – коэффициенты, значения которых зависят от физических свойств материала наносов. Для наносов, состоящих из мягкого материала, твердость которого меньше или равна твердости раз-мываемой почвы или породы, коэффициент имеет отрицательное значение. В противном случае коэффициент принимает положительное значение. Плотность наносов играет существенную роль в исследуемом явлении. Очевидно, чем выше плотность материала частиц наносов, тем сильнее их механическое воздействие на ложе потока. Защитный эффект наносов из эластичных материалов снижается с увеличением их плотности. При паде-нии на дно частицы наносов с большей плотностью оказывают более силь-ное ударное воздействие на ложе потока, чем частицы с меньшей плотно-стью, и, соответственно, они способствуют более интенсивному срыву час-тиц при прочих равных условиях. Это подтверждается результатами экспе-риментов с частицами, изготовленными из эластичных материалов различ-ной плотности (табл. 1). Таблица 1. Влияние донных наносов на эродирующую способность потока

Материал Объемный вес, г/см3 Коэффициент a и b* Поролон ≈1,00 -0,00063 Резина 1,21 -0,00048

Провод в оболочке 2,36 -0,00016 Кварц 2,65 0,00034

*Коэффициенты уравнения (11) для мягких наносов (a) имеют отрицательные значения, для твердых (b) - положительные.

85

Наносы, твердость которых выше твердости размываемой породы, существенно увеличивают скорость разрушения образца. В этом случае от-рыв частиц гидродинамическими силами сопровождается корразией, о чем свидетельствует осмотр поверхности размываемых образцов. Их поверх-ность буквально сплошь испещрена мелкими кратерами, ориентированными длинной осью вдоль потока. Конечно, это не единственная причина увели-чения эродирующей способности потока.

Очевидно, как и в случае частиц из эластичных материалов, удары твердых тяжелых зерен наносов способствуют нарушению контактных свя-зей между комочками, выстилающими поверхность ложа потока и нижеле-жащей массой, что ведет к ускорению размыва. Вместе с тем следует отме-тить, что наличие в потоке донных наносов из твердого материала, как и в случае мягкого материала, должно уменьшать собственную эродирующую способность потока, которая определяется его свойствами. Однако эффект корразии очевидно перекрывает снижение эродирующей способности пото-ка, обусловленное донными наносами.

Уравнение (11), предложенное для количественной оценки влияния донных наносов на интенсивность размыва связных почв и грунтов, удовле-творительно описывает полученные экспериментальные данные (коэффи-циент корреляции – 0,82).

Как ни велико влияние донных наносов на размыв связных грунтов, но, как показали эксперименты, роль взвешенных наносов в этом процессе не меньше (табл. 2).

Таблица 2. Влияние взвешенных наносов на эродируемость почвы (м2с-2)

Содержание взвешенных наносов в потоке, г/л Объемный вес образца, г/см3 0 6 12 24

Вода через образец не фильтруется 1,1 314,8 185,2 151,9 - 1,2 109,9 66,3 60,3 - 1,3 11,6 10,9 6,0 -

Вода через образец фильтруется 1,1 414,8 78,3 68,7 55,4 1,2 129,7 41,7 23,7 14,9 1,3 15,9 6,6 4,1 1,9 Основной причиной уменьшения эродируемости во взвесенесущем

потоке является заиление пор и превращение вследствие этого поверхност-ного слоя почвы из материала с точечно-контактными связями в подобие монолита. На вертикальном срезе образца, подвергшегося испытанию, слой с заиленными порами отчетливо виден. Это приводит к увеличению крити-ческой скорости и снижению эродируемости. Зависимость эродируемости

86

(м-2с2) от плотности сложения и мутности потока выражается уравнением следующего вида:

ln Kм = ln Kч – a (lnМ-b), (12)

где Kм – эродируемость почвы в мутном потоке; Кч – эродируемость в потоке чистой воды; М – мутность потока, г/л; а и b – коэффициенты. Коэффициент а зависит от мутности (М) воды в потоке и определяется по уравнению

a =16,15M2 – 42,025 M + 26,441 (13)

Коэффициент b зависит от плотности почвы и определяется по уравнению

b=16,15 γ2 – 42,025 γ+26,11, (14)

где γ – плотность почвы, г/см3. Взвешенные наносы оказывают существенное влияние также на

пороговые значения скорости. На это обстоятельство впервые обратили внимание С. Фортье и Ф. Скобей [Fortier, Scobey, 1926] при изучении ус-тойчивости русел каналов. Ц.Е. Мирцхулава [1969] также отмечал, что во взвесенесущих потоках размывающая скорость выше, чем в потоке чистой воды. Не останавливаясь на физической сути этого явления, отметим, что оно должно проявляться и в склоновых потоках, однако соответствующие исследования не проводились. Основываясь на результатах, приведенных в таблице 2, можно полагать, что связанное со взвешенными наносами увели-чение пороговой скорости будет сильнее проявляться в рыхлых почвах, чем в уплотненных. Возможно, для почв плотностью более 1,4 г/см3 поправку на мутность потока к пороговой скорости можно не вводить. В любом случае эта проблема нуждается в специальном исследовании.

Во всех вышеизложенных материалах рассматривался смыв почвы на дне потока и, соответственно, ось потока была параллельной или субпа-раллельной поверхности размываемого грунта. При размыве боковых сте-нок ручейков поток может подходить к ним под некоторым углом, что мо-жет существенным образом влиять на скорость размыва береговых уступов. Угол между осью потока и берегом Н.И. Маккавеев [1955] называл углом атаки и отмечал его роль в боковой эрозии крупных водотоков. Нами были проведены исследования влияния угла атаки на скорость размыва почвы в гидравлическом лотке. Исходя из того, что согласно рассматриваемой мо-дели, смыв пропорционален кубу скорости потока, и, что, в бурном потоке, которые преобладают на склонах, стеснение живого сечения пропорцио-нально синусу угла атаки, интенсивность размыва борта ручья (Wα) при от-личном от 0 угле атаки описывается зависимостью следующего вида

Wα = W0 (2,9835 Sin3α +1), (15)

где W0 – интенсивность смыва почвы при угле атаки равном 0, α – угол атаки в градусах. Коэффициент корреляции высокий – 0,998.

87

Смыв почвы обычно сопровождается отложением наносов. Обла-дание инструментом, позволяющим оценить аккумуляцию наносов в про-цессе переноса их от места зарождения до русел с постоянными водотоками является необходимым условием для разработки научно обоснованной сис-темы водоохранных мер. В связи с этим необходимо имеет модель транс-порта наносов, способную давать адекватную оценку транспортирующей способности склоновых потоков. К сожалению общепринятой модели транспорта наносов нет. Поэтому пришлось разработать модель, пригодную для работы в диапазоне гидравлических параметров, характерных для скло-новых потоков. Модель основана на тех же посылках, что и модель эрозии [Ларионов и др., 2000]. Уравнение транспортирующей способности склоно-вого потока имеет вид:

(16)

},]101[]101[54,2]101[

]101[]101[25,2]101[

]101[]101[37,1]101[

]101[]101[5,0{001,0

1/1(61)/1(41/1(4

1)/1(61/1(41)/1(4

1)/1(61)/1(41)/1(4

1)/1(61)/1(43

204

20404

203

2030303

202

2020202

201

201

−−−−−−−

−−−−−−−

−−−−−−−

−−−−

ΔΔΔΔΔΔ

ΔΔΔΔΔ

ΔΔΔΔΔΔ

ΔΔΔΔ

++++

×++++

×++++

×++=

uuuuuu

uuuuuu

uuuuuu

uuuup ukT γ

где T – транспортирующая способность потока, кг/м/с; γ – объемный вес воды, кг/м3; u – средняя скорость потока, м/с; uΔ 01, uΔ02, uΔ03, uΔ04 – порого-вые скорости на высоте выступов шероховатости для движения наносов перекатыванием, сальтацией, во взвешенном состоянии и при наступлении волнового движения водно-песчаной смеси, соответственно, м/с; kp – коэф-фициент транспорта наносов, с2/м.

Пороговые скорости, полученные по графикам зависимости транс-порта наносов от куба скорости потока и откорректированные в процессе параметризации теоретического уравнения транспорта наносов, были ис-пользованы для разработки зависимости пороговых скоростей от среднего диаметра зерен песка. Уравнение имеет вид:

o

on

dguρρρ )(n71,1 63,1

0−

=Δ (17)

где uΔ0 n – соответствующие пороговые скорости, м/с; n – номера в вышепе-речисленном порядке упоминания видов движения наносов; g – ускорение силы тяжести, м/с2, ρ, ρo – плотность наносов и воды, соответственно; d – средний диаметр песка, м. Коэффициент корреляции – 0.951, средняя отно-сительная ошибка – 10.53%.

Таким образом, были отработаны все основные блоки модели. Они записаны в виде уравнений, которые параметризированы и верифицированы по результатам лабораторных экспериментов. Однако, как правило, пара-метризация уравнений по материалам исследований на гидравлических лот-

88

ках не гарантирует адекватных результатов при использовании их в натур-ных условиях. Поэтому в ближайших планах – апробация и в случае необ-ходимости повторная параметризация приведенных выше уравнений по данным полевых наблюдений за стоком воды и наносов. Для этой цели предполагается использовать материалы наблюдений за стоком воды и на-носов в период снеготаяния на Сатинской учебно-научной базе и данные поминутных наблюдений за стоком воды и наносов на стоковой площадке в провинции Аньсай, где располагается один из эрозионных стационаров Академии наук Китайской Народной Республики. Эти данные любезно пре-доставлены нам сотрудником Пекинского педагогического университета Б.Ю. Лю.

ЛИТЕРАТУРА

Гендугов В .М . , Кузнецов М .С . , Халилов М .С . , Иванюта А .А . Новый подход к оценке эродирующего действия потока на поч-ву//Вестн. Моск. Ун-та. Сер.17. Почвоведение. 1997. №2.

Избаш С .В . , Халдре Х .Ю . Гидравлика перекрытия русел рек. М.-Л.: Госэнергоиздат, 1959.

Кузнецов М.С. Понятие «противоэрозионная стойкость почв» и классификация почв по противоэрозионной стойкости // Эрозия почв и ру-словые процессы. Вып. 8. М.: Изд-во МГУ.1981.

Кузнецов М .С . , Глазунов Г .П . Эрозия почв. М.: Изд-во МГУ. 1985.

Кузнецов М .С . Эрозия почв. М.: Изд-во МГУ. 1996. Ларионов Г .А . , Краснов С .Ф . Гидрофизическая модель эро-

зии почв и возможности ее реализации // Экологические проблемы эрозии почв и возможности ее реализации. М.: Изд-во МГУ. 1992.

Ларионов Г .А . Гидрофизическая концепция эрозии почв // Поч-воведение.1997, №5.

Ларионов Г .А . , Краснов С .Ф . Вероятностная модель отрыва частиц почвы // Почвоведение. 2000, №5

Ларионов Г .А . , Добровольская Н .Г . , Кирюхина З .П . , Краснов С .Ф . , Литвин Л .Ф . Эродирующая и транспортирующая спо-собность мелководных потоков // Эрозия почв и русловые процессы. Вып. 12. М.: Изд-во МГУ, 2000.

Ларионов Г .А , Добровольская Н .Г . , Краснов С .Ф . , Лю Б .Ю . Новое уравнение фактора рельефа для статистических моделей водной эрозии // Почвоведение. 2003, №10

Маккавеев Н .И . Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АНСССР. 1955.

Мирцхулава Ц .Е . Размыв русел и методика оценки их устойчи-вости. М.: Колос. 1967.

Мирцхулава Ц .Е . Инженерные методы прогноза и расчета вод-ной эрозии. М.: Колос. 1970.

89

Нгуен Куанг Ми . Современная эрозия почв и борьба с ней на территории Вьетнама. Автореф. дисс. докт. геогр. наук. М.:МГУ, 1955.

Foster G.R., Lane L.J . , Nowlin I .D. , Laf len J .M., Young R.A. Estimation erosion and sediment yield on field size areas // Trans. ASAE. 1981. № 24

Hairs ine P.B. , Rose C.W. Modelling water erosion due to overland flow using physical principles 1. Sheet flow // Water resources research. 1992. №2

Liu B.Y. , Near ing M.A., Rissie L.M. Slope gradient effects on soil loss for steep slopes // Trans. ASAE, 1994. № 36

Renard K.G. , Foster G.R. , Weisies G.A., McCool D.K., Yoder D.C. Predicting soil erosion by water: a guide to conservation planning with revised soil loss equation (RUSLE). USDA ARS. Agric. Handbook, №. 703. 1997.

Wischmeier W.H. , Smith D.D. Predicting rainfall erosion losses – a guide to conservation planning. USDA Agric. Handbook. 1978.

В.М. Ботвинков*, С.Н. Рулева**, В.Л. Седых,* Р.С.Чалов**

*Новосибирская государственная академия водного транспорта ** Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова

ГИДРОЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ РУСЛА Р.ОБИ

В НИЖНЕМ БЬЕФЕ НОВОСИБИРСКОЙ ГЭС*

В последнее время наблюдается тенденция роста числа аварий и ка-

тастроф на водохозяйственных объектах, обусловленных как природными, так и антропогенными причинами. Они связаны с опасными проявлениями гидрологических и русловых процессов, которые все более приобретают социальный, экономический и экологический характер. Поэтому прогнози-рование и предупреждение экономических и экологических рисков связан-ных с ними, равносильно обеспечению безопасности населения, хозяйства, аквальных и наземных экосистем [Ботвинков, Дегтярев, Седых, 2002]. При экологической оценке естественных проявлений русловых процессов ос-новной задачей является учет и прогноз русловых деформаций с целью пре-дотвращения неблагоприятного с точки зрения хозяйственной деятельности и условий жизнеобеспечения их развития и использовании закономерностей руслового режима при водохозяйственном и транспортном освоении рек, регулировании их русел, прокладки через реки коммуникаций, строительст-ва на берегах рек и т.д.

* Выполнено по грантам РФФИ (проекты 03-05-64302, 04-05-64574, 04-05-39017 ГФЕН-а)

90

На р. Оби в районе г. Новосибирска и ниже по течению гидроэколо-гические проблемы связаны с изменением русловых процессов или воздей-ствием на них со стороны Новосибирской ГЭС, разработка карьеров песча-но-гравийной смеси (ПГС), проведением дноуглубительных и выправитель-ных работ, прокладкой через реку подводных трубопроводов, мостовых переходов, мостовых переходов, водозаборов, причальных стенок и т.д. В данной ситуации объекты хозяйственной и коммунальной инфраструктуры, особенно в черте г.Новосибирска и в местах расположения на берегах насе-ленных пунктов, уже воздвигнутые инженерные сооружения в русле и на берегах испытывают на себе влияние как естественных, так и антропоген-нообусловленных русловых процессов и требуют выполнения защитных мероприятий в обратной связи влияющих на процессы происходящие в русле реки. В этой связи любое вмешательство в жизнь речного русла с точ-ки зрения его взаимоотношения с русловыми процессами является экологи-чески неоднозначным [Чалов, Чернов, 1998], и ее оценка должны основы-ваться на сопоставлении социальных, экономических и экологических вы-год и потерь, которые при этом неизбежны.

Гидроэкологические проблемы в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС, в первую очередь, определяются регулированием стока гидроузлом, при этом, на состояние русла реки здесь после ввода его в эксплуатацию, существенное влияние оказало совпадение во времени начала регулирова-ния стока с маловодной ветвью в общем цикле многолетних изменений водности реки, увеличением объемов землечерпательных и выправительных работ по трассе судового хода и интенсивными карьерными разработками песчано-гравийной смеси в русле. На 30 километровом участке непосредст-венно ниже плотины, где располагается территория города Новосибирска, эти проблемы усугубляются типичными для урбанизированных участках техническими нагрузками на реку неравномерными в течение года, из-за специфики производств, водопотребителей, и водопользователей. Многие отрасли (коммунальное, рыбное, водный транспорт, некоторые промыш-ленные предприятия) увеличивают нагрузку на реку в меженный летний период, энергетика – наоборот, в зимний.

За почти полувековое существование Новосибирской ГЭС в ниж-нем бьефе на реке сформировалась природно-антропогенная система, имеющая свои законы развития и существенно влияющая на жизнеобеспе-чение людей, живущих на ее берегах. Произошли существенные изменения гидрологического режима, т.к. гидроузел осуществляет частичную годовую трансформацию стока. Основной объем водного стока как и до создания водохранилища, проходит на Оби в весеннее-летний период (77% в быто-вых условиях и 70% в условиях регулирования стока). Максимальные изме-нения произошли в зимний период, сток в который увеличился на 7%. В отдельные месяцы среднемесячные расходы возросли более чем в два раза. В средние по водности годы расходы возрастают в 4-5 раз, в многоводные годы – в 1,5-2,5 раза. Наиболее ощутима трансформация стока Оби в мало-

91

водные и средние по водности годы. В маловодные годы доля половодья уменьшилась на 10%, а зимнего стока возросла почти в два раза. В средний по водности год доля стока весеннего половодья уменьшилась всего на 3%, летне-осенней межени – на 14%, тогда как сток зимней межени увеличился в три раза.

Регулирование стока привело к уменьшению амплитуды уровней воды, изменению повторяемости максимальных и минимальных расходов воды. Так, повторяемость расходов 500-3000 м3/с (высокая межень и низкие паводки) увеличилась с 40 до 70%, чем повторяемость расходов воды низ-кой межени (500 м3/с) и высоких паводков (более 3000 м3/с) снизилась. По данным С.Г. Бейрома и др. [1972 ] уровень весенне-летнего половодья сни-зился после создания водохранилища по сравнению с естественным в Ново-сибирске на 0,8 -1,5 м. Увеличение расходов воды зимней межени, наобо-рот, вызвало повышение максимального зимнего уровня на 0,4- 0,5 м.

В значительной мере уровенный режим р.Оби ниже Новосибирской ГЭС определяется прохождением волн попусков суточного и недельного регулирования. Максимальные амплитуды суточного регулирования в 1950-1980-е годы в близкие по водности к средним в створе гидрологического поста Нижний бьеф достигали 2-3 м, в створе гидрологического поста Но-восибирск – 1.5м. Повторяемость волн с амплитудой более 70 см составила, соответственно, 23-26% и 2,9%. В маловодный год (1974) максимальная амплитуда волн уменьшилась на гидрологическом посте Нижний бьеф до 1.1-1.3м, на гидрологическом посте Новосибирск – до 0,7-0,9м, а повторяе-мость волн с амплитудой более 70 см – до 8,2 и 0,6%. Наибольшую повто-ряемость в эти годы имели волны с амплитудой 10-30 см (на гидрологиче-ском посте Нижний бьеф – 23-30%, на гидрологическое посте Новосибирск – 48%).

С 1980х годов по ряду причин сокращается число волн суточного регулирования (в отдельные годы в 2-3 раза). Максимальные амплитуды волн попусков в средние по водности годы уменьшились до 1,4-1,8м, в створе гидрологического поста Новосибирск – до 1,1-1,4м. Повторяемость волн с амплитудой более 70 см, в эти годы сократилась более чем в 2,5 раза. В маловодный 1998 год максимальная амплитуда волн на гидрологическом посте Нижний бьеф уменьшилась до 0,8 м; на гидрологическом посте Ново-сибирск она не превышала 0,6 м. Повторяемость волн с амплитудой больше 70 см на гидрологическом посте Нижний бьеф сократилась до 0,8%, т.е. бо-лее, чем в 6 раз. Наибольшую повторяемость имели в этом случае волны с амплитудой 30-40 см (23-30%), на гидрологическом посте Новосибирск – с амплитудой 10-20см (39%) и 20-30 см (47%).

Волны попусков в 70 см. продвигаются вниз по течению со скоро-стью 12 км в час; при этом амплитуда их заметно уменьшается вниз по те-чению – до 10см.

После строительства ГЭС существенно изменился ледовый режим реки. Обычно в течение всей зимы наблюдается полынья, протяженность

92

которой в отдельные годы достигает 30 км, охватывая практически весь городской участок реки. Вместе с тем, начиная от плотины и до с. Дуброви-но теперь не наблюдаются заторные явления во время ледохода.

Существенные изменения произошли в стоке наносов. Новосибир-ское водохранилище задерживает почти все транзитные наносы реки: в нижний бьеф поступает лишь около 4% стока взвешенных наносов [Бейром и др. 1972]; влекомые полностью остаются в водохранилище. В связи с этим сток взвешенных наносов по г.п. Новосибирск уменьшился с 14 млн. т/год до 4млн, а средняя годовая мутность с 247 г/м3 до 71 г/м3, т.е. в 3,5 раза. В соответствии с изменением внутригодового распределения водного стока в нижнем бьефе сток взвешенных наносов стал более равномерным.

Влияние гидроузла и другие техногенные нагрузки на реку неиз-бежно приводят к большему или меньшему изменению русла, направленно-сти и интенсивности русловых деформаций. При этом, за почти 50 лет рус-ло практически адаптировалось к новым условиям гидрологического режи-ма, на это наложились большие объемы карьерных разработок, землечерпа-тельных и выправительных работ, которые способствовали его трансфор-мации вплоть до изменения морфологического типа русла.

На приплотинном участке трансформация русла началась с образо-вания ямы размыва ниже рисбермы глубиной до 12 м, которая была искус-ственно уничтожена. Это, однако, не остановило размыв дна и берегов, свя-занный с дефицитом руслообразующих наносов и неустановившимся дви-жением потока. Следствием этого стало значительное изменение морфо-метрических характеристик и морфологии русла. К 1960 г, объем размыва русла достиг около 10 млн. м3, но в последующие годы сокращался, соста-вив в 1961-1973 гг. – 6 млн. м3, в 1973-1978 гг. – около 1 млн. м3, т.е. с тече-нием времени происходило постепенное снижение темпов и объемов эро-зии. Суммарный объем вынесенного с приплотинного участка составил за 21 год 17 млн. м3, что равноценно ежегодному понижению дна в среднем примерно на 5 см. в год.

Сравнение параметров русла Оби на приплотинном участке (30 км от створа ГЭС) за 1956 – 1975-1989гг. показывает, что почти на всем его протяжении произошло заметное увеличение площадей сечения, ширины и средней глубины русла. Вместе с тем ожидаемого по проекту роста относи-тельной глубины не произошло, так как интенсивный размыв берега привел к значительному увеличению ширины, как правило, большему, чем прира-щение средней глубины. С этим явлением Н.И. Маккавеев [Транспортное использование водохранилищ, 1972] связывает увеличение пропускной спо-собности русла и, как следствие, быстрое снижение уровня воды в реке, которое происходит на фоне снижения темпов размыва.

Следствием глубинной эрозии на приплотинном участке в много-летнем плане явилось понижение отметок гребней перекатов, из-за углуб-ления их корыт. Продукты размыва гребней перекатов заполняли плесовые лощины, вследствие чего в целом дно русла выравнивалось. Одновременно

93

на участке заметно уменьшились уклоны. Если в 1954 г. на участке от ство-ра ГЭС до гидрологического поста Новосибирск при расходе 2500 м3/с ук-лон был равен 0,096о/оо, то к 1975 г он уменьшился до 0,065о/оо. В после-дующие годы уклон практически не изменялся.

За пределами приплотинного участка вследствие продвижения сю-да глубинной эрозии, а также выполнения здесь работ по коренному улуч-шению условии судоходства посредством разработки капитальных дноуг-лубительных прорезей глубина русла заметно увеличилась, особенно в су-доходных рукавах; одновременно это привело к тому, что ширина его здесь уменьшилась. Так, при расходах воды 1000 м3/с средняя глубина в боковых рукавах увеличилась в 1,1, в судоходных – в 1,5 раза, ширина уменьшилась в несудоходных рукавах в 1,2 раза, в судоходных рукавах – в 1,8 раза. В результате относительная ширина русла судоходных рукавов уменьшилась почти в 3, несудоходных – в 1,3 раза.

Длительное воздействие на русло расходов воды высокой межени и низких половодий (от 500 до 3000 м3/с) привело к отмиранию второстепен-ных рукавов. (например, водность протоки за о-вом Сивков уменьшилась с 7 до 1%,) или снижению водности несудоходных рукавов в узлах разветв-лений, уменьшению шага сопряженных разветвлений и образованию новых, промежуточных их звеньев. Длина шага разветвлений уменьшилась с 10-12 км до 2-4 км. Вместе с тем концентрация стока в основных рукавах усилило тенденции к меандрированию, проявившуюся как в развитии излучин длин-ных рукавах с шагом около 3 км, так и в образовании извилин динамиче-ской оси потока на прямолинейных участках. Оба эти явления сопровожда-лись интенсивными размывами берегов и постепенном уменьшении радиуса кривизны судоходной трассы. В 1966-1968гг. оптимальным считался радиус судового хода 4-5 км, в конце 1980 годов он уменьшился почти в 2 раза; в настоящее время он равен 1,4-1,9 км. В левом рукаве Белоярского узла во-гнутый левый берег в связи с развитием его излучины размывается со ско-ростью 10-12 м/год. Длина фронта размыва берега за 10 лет увеличилась почти вдвое – на 600 м (при длине разветвления 3,4 км).

Ниже зоны глубинной эрозии обмеление боковых и несудоходных рукавов связано с волной аккумуляции, распространяющейся вниз по тече-нию перед фронтом размыва. Это же явилось причиной образования новых побочней и осередков в основном русле. Средняя скорость продвижения волны аккумуляции составила 11-12 км в год. К концу 1980х годов она дос-тигла устья Томи. Прохождение волны аккумуляции сопровождалось по-вышением уровней воды и временно уменьшением объемов землечерпания на перекатах, оказавшихся в сфере ее влияния. Так, в 1961-1962гг было за-фиксировано повышение уровней на гидрологическом посте Новосибирск (в это время выше по течению происходил приплотинный размыв); но здесь оно быстро сменилось их понижением в связи с распространением сюда от плотины зоны размыва. Дальнейшее продвижение волны аккумуляции про-слеживается по повышению уровней на гидрологическом посте Дубровино

94

в 1967-1969гг, а затем – на гидрологическом посте Кожевниково (225 км от плотины) в 1979-1982 гг., причем величина подъема достигала 1 м и более [Русловые процессы и водные пути на реках Обского бассейна, 2001]. Осе-редки, образовавшиеся на участках, куда распространилась волна аккуму-ляции, зарастали и превращались в острова, чему способствовала понижен-ная водность реки в этот период.

После рассредоточения «волны аккумуляции» в 1980-е гг. про-изошло значительное укрупнение донных наносов, увеличилась средняя глубина и уменьшилась ширина русла, причем в большей степени, в судо-ходных рукавах. Этому способствовало увеличение устойчивости русла и снижение интенсивности его деформаций. Одновременно произошло сни-жение объемов дноуглубительных работ, но главной причиной этого была разработка капитальных землечерпательных прорезей и возведение ряда выправительных сооружений на основе использования закономерностей русловых процессов.

Средняя крупность донных наносов на участке в целом за 1968-1988гг. увеличилась в 3,3 раза, при этом за 1975-1988 гг. – в 1,8 раза. Сред-няя глубина на перекатах выросла за период 1979 – 1988 гг. с 2,6 до3,2 м. В судоходных рукавах, пропускающих в межень расход воды более 1000 м3/с, за период 1975-1988 гг. глубина увеличилась с 3 до 4,8 м; в несудоходных рукавах глубины практически не увеличились. Ширина судоходных рукавов в межень уменьшилась с 400 до 250м. Этому в немалой степени способст-вовало развитие молодой поймы на побочнях и осередках. За последнее де-сятилетие молодая пойма развилась на 30% площади русла, включая побоч-ни, надвинувшиеся на истоки рукавов в одиночных и сопряженных узлах разветвления. Отмирание рукавов способствовало концентрации стока в едином русле, либо в судоходных рукавах. Средняя относительная водность последних в межень увеличилась с 59% в 1975г. до 78% в 1988г. Для нераз-ветвленных участков и длинных рукавов характерно увеличение извилисто-сти, что является результатом уменьшения руслоформирующего расхода и зарастания побочней (наиболее яркий пример – Каштаковская протока в Вороновском пойменно-русловом разветвлении). Радиус кривизны излучин рукавов уменьшился в среднем, с 2,5-3 до 1,5-1,6 км. Очевидно, в такой трансформации русла важную роль сыграли дноуглубительные и выправи-тельные работы, ориентированность которых на увеличение глубины, со-кращение ширины русла, ограничение блуждания динамической оси потока совпала с направленностью деформаций, связанных с влиянием регулиро-вания стока гидроузлом.[Русловые процессы и водные пути на реках Обско-го бассейна, 2001].

Под воздействием гидроузла изменился также водный режим пой-мы. На 100-километровом участке нижнего бьефа весеннее затопление пой-мы сократилось в 2,5-4 раза. Зона разливов здесь ограничивается теперь прирусловой поймой шириной 0,5-2 км; высокие уровни поймы не затапли-ваются, тогда как затопление низких уровней поймы увеличилось на 20-

95

100%. В этих условиях природные комплексы поймы трансформируются, приспосабливаясь к изменившимся гидрологическому режиму. На теперь не затопляемых массивах деградируют старичные и болотные ландшафты [Сурков, 1999] Наблюдается вертикальное смещение фитоценозов к руслу на 0,8-1,5 м. Пойменные луга превращаются в суходольные, с естественной потерей урожайности; для лугов центральной поймы характерным стано-вится их остепнение. На территории города (приплотинный участок) время затопления всех уровней поймы уменьшилось в 2,5-4 раза. Низкие (высотой 2-3 м) участки поймы возникли в районе устья р. Ини на месте побочней шириной 100-600м, по левому берегу у Димитровского моста, на правом берегу между Новосибирским портом и устьем р. Ельцовки–2-ой. Пойма высотой более 3,6 м над меженным уровнем сейчас практически не затап-ливается и характер ее поверхности практически постоянно определяется хозяйственным использованием. Здесь отмечается полное усыхание и де-градация болот в притеррасной части; старичные понижения, частично ис-пользуются под свалки мусора.

Одним из основных факторов, создающих гидроэкологические проблемы в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС, являются карьерные разра-ботки строительных материалов, заключающиеся в безвозвратном извлече-нии грунта из русла. Они ведутся здесь почти 50 лет. Основная добыча про-изводилась и производится на 100-километровом участке ниже Новосибир-ской ГЭС. В 1960-1980-е годы карьеры располагались в черте города. Всего к 1980г. на городском участке из русла было изъято почти 10,1 млн.м3 грун-та. Карьеры располагались как непосредственно в русле – слева от о-ва От-дыха, в протоках у приустьевой части Ини, на Огурцовских перекатах, так и в пойменных массивах (у о-ва Малашка, в затоне у Коммунального моста). Сами карьеры явились причиной дополнительной (к приплотинному размы-ву русла и трансформации его живого сечения) посадки уровней. Кроме того, они стимулировали активизацию врезания реки, что еще более усугу-било негативные явления в пределах города, т.к. здесь произошло оголение водозаборов, осложнились подступы к акваториям портов и т д.[Беркович, Векслер и др. 1981].

После постановления Новосибирского горисполкома в 1982 г о за-прете добычи ПГС в русле на городском участке карьеры стали разрабаты-ваться ниже по течению, начиная от п.Скала (62 км от плотины). Здесь они располагались в пойменных либо во второстепенных (несудоходных) рука-вах и протоках, на значительном расстоянии друг от друга. Крупные карье-ры ограждались сверху дамбами. В результате их воздействие на русло бы-ло ограничено короткими участками и не распространялось на места распо-ложения объектов городского хозяйства.

В последнее время появились проекты расположения карьеров и выше по течению, непосредственно приближаясь к городской черте. При этом предполагаемые к разработке месторождения ПГС находятся в отми-рающих рукавах, полностью или частично занесенных наносами и не затра-

96

гивая их верхних (считая по течению) частей. Несмотря на большие объемы планируемого извлечения грунта в таких условиях, как показали специаль-ные исследования и расчеты, заметное влияние карьеров на состояние уров-ней локализуется только участком, прилегающим к устью подлежащего карьерной рукава и полностью выклиниваются вверх по течению на рас-стоянии 15-20 км. При сооружении закрытых дамб (с целью не допустить возможного развития отмирающего рукава) это влияние оказывается еще меньше. Таким образом, при расположении карьеров на участках русла, где имеет место аккумуляция наносов, отрицательное влияние их на реку вооб-ще сводится к минимуму.

Еще одним видом техногенного воздействия на реку, с которым связываются обычно гидроэкологические проблемы в нижнем бьефе Ново-сибирской ГЭС, является водный транспорт. Однако он, по сравнению с другими (например, стоками с городской территории, водовыпусками и т.д.) экологически безопасен особенно при обеспечении соответствующего об-служивания судов. Техногенное воздействие на реку связано лишь с обес-печением водного пути, который не требуют отчуждения земель, уничтоже-ния лесов, строительства мостовых переходов. При землечерпательных и выправительных работах с целью углубления судовых ходов и улучшения судоходных условий грунт, извлекаемый со дна водоема, не забирается без-возвратно из русла, а лишь перемещается из границ судоходной трассы за ее пределы. При этом землечерпательные прорези нередко играют положи-тельную экологическую роль, особенно при загрязнении речной воды про-мышленными, бытовыми и сельскохозяйственными стоками, способствуя улучшению водообмена между плесовыми лощинами, особенно в зимний период, при ледоставе.

Нейтральное или даже благоприятное воздействие они (как и карь-еры) оказывают на ихтиофауну, причем к таким выводам пришли специали-сты по рыбному хозяйству [Еньшина, Померанцева, 2003].

Обь давно используется как воднотранспортная артерия. Ввод в эксплуатацию в 1959 г. Новосибирской ГЭС совпал с началом интенсивного развития судоходства на Оби. Если для улучшения условий судоходства на участке от ГЭС до устья Томи в начале 1960-х годов извлекалось до 3,6 млн. м3 грунта в год, то уже в 1972 г эта величина возросла до 14 млн. м3. На период 1967-1975 гг. приходится наибольший прирост объе-мов дноуглубительных работ на Оби (с 9 до 16 млн. м3 в навигацию). В по-следующие годы они держалась на уровне 9-11 млн. м3, несмотря на про-должающийся рост судоходных глубин. Регулярные разработки прорезей почти на всех перекатах способствовали незатухающему характеру глубин-ной эрозии в нижнем бьефе и снижению уровней, хотя сами по себе они к таковому не приводили или представляли собой временное явление с огра-ниченным распространением. С начала 1990х годов объемы землечерпания стали сокращаться, в 2003 году они составили всего около 1 млн. м3.

97

Разработка капитальных прорезей обеспечила увеличение гаранти-рованной глубины на 70 см и превращение реки в современную водно-транспортную магистраль. Наиболее крупные работы были выполнены на Ниж. Мочищенском – Кубовинском, Орско-Борском – Гусином-Белоглинс-ком, Тумурчукско-Кругликовском и других перекатных участках. Капи-тальное дноуглубление осуществлялось на основе использования естест-венных тенденций развития русла и прогноза русловых переформирований. Эффективность этих работ проявилась в снижении в 1981-1986гг. объемов ежегодного землечерпания с 16 до10 млн.м3 в год при сохранении достиг-нутых к этому времени габаритов судового хода.

Несмотря на большие объемы, дноуглубительные работы при вы-правлении русла и ежегодном эксплуатационном землечерпании сами по себе практически не проявились в уровенном режиме реки, а их влияние в целом на речную экосистему оказалось на порядок меньше, чем от измене-ний, связанных с регулированием стока Новосибирским гидроузлом и раз-работкой карьеров ПГС. Наоборот, стабилизация трассы судового хода, об-щее улучшение условий судоходства и, наконец, снижение объемов земле-черпания свидетельствуют не только о технико-экономической эффектив-ности выполняемых работ, но и являются показателями их экологической безопасности. Однако в ряде случаев, в основном при возведении выправи-тельных сооружений, создавалась неблагоприятная экологическая ситуация на реке, так как ниже дамб возникали обширные застойные зоны (например в районе с Бибихи), лишившие население доступа к проточной воде. Прав-да, в ряде случаев (в т.ч. у с. Бибиха) возведение сооружений было вынуж-денной мерой, связанной с необходимостью искусственного перемещения судового хода из зоны русла с каменистыми и скальными выступами на дне, создававшими серьезную опасность и аварийную ситуацию для судов. Тем не менее неблагоприятных последствий можно было бы избежать, если бы в теле дамбы были устроены водопропускные сооружения, обеспечивающие водообмен в отгороженных от реки акваториях.

Совпадение карьерных разработок в русле и глубинной эрозии в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС, развитию которой способствовало ре-гулярное землечерпание, привело к значительной посадке уровней на всем протяжении нижнего бьефа, особенно на городском участке (табл. 1), где расположены основные объекты инфраструктуры водообеспечения город-ского хозяйства и промышленности. При малых расходах воды снижение уровней наиболее существенно, поскольку оно происходит в пределах ме-женного русла. При расходе воды 850 м3/с уровни по гидрологическому посту Новосибирск оказываются ниже проектных показателей работы го-родских водозаборов. Посадка уровней к 2001 г. (рис. 1) составила в районе г. Новосибирска 131 см при расходе воды 1300 м3 и 134 см при расходе 850 м3/с.

Понижение уровня свободной поверхности водного потока по срав-нению с проектным создает значительные проблемы при эксплуатации во-

98

дозаборов. Их здесь Изменение расходов воды и режим попусков, опреде-ляющиеся приоритетностью использования водных ресурсов водохранили-ща, при суточном регулировании стока обусловливают существенные коле-бания уровней в нижнем бьефе. Неустановившееся движение потока приве-дет к тому, что отметки уровней в течении определенных промежутков вре-мени оказываются ниже регламентированных правилами использования водных ресурсов водохранилища, а заглубление водоприемных отверстий оказывается недостаточным, что приведет к нарушению нормальной работы насосов. Наиболее сложным с точки зрения эксплуатации городских водо-заборов являются зимний и начало весеннего периода (ноябрь-апрель), ко-гда величина попуска ограничивается санитарным расходом, равным 450 м3/с.

Таблица 1. Посадка уровней (см) за 1975-1986гг на приплотинном

участке Новосибирской ГЭС.

Гидрологический Расходы воды, м3/с 1300 1620 2000 3400

Нижний бьеф 28 28 27 14 г.Новосибирск 41 36 32 18

Рис. 1. Падение уровней на гидрологическом посте Новосибирск в

период с 1960 по 2003 гг. При этом суточная амплитуда колебаний уровней не должна пре-

вышать 100 см, а скорость их изменений 20 см/ч. По данным Семчукова и др.[Семчуков, Атавин и др. 2003] в створах городских водозаборов, распо-ложенных на 1 и 12 км от плотины, при среднесуточных расходах воды

99

450 м3/с и внутри суточных колебаниях расходов, в разных ситуациях нор-мальный для работы водозабора уровенный режим на верхнем водозаборе не обеспечивается два раза в сутки от 3 час. 20 мин. до 4 час. 50 мин; при этом уровень воды опускается на 2-21см ниже необходимого для эксплуа-тации водозабора. На нижнем водозаборе при таких же условиях уровень находился на критической отметке два раза в сутки в течение 2-3 часа.

Кроме того, для нижнего бьефа Новосибирского гидроузла харак-терным является несогласованность работы ГЭС с требованиями судоход-ства и функционирования водозаборных и водосбросных сооружений. В осеннее-меженный период ГЭС не обеспечивает требуемый минимальный судоходный расход воды и, следовательно, глубину потока, что ставит под угрозу нормальную работу водозаборов и очистных сооружений, затонов для отстоя флота, нарушают условия судоходства. В то же время в период половодья из-за низкой точности прогнозирования весеннего стока перио-дически происходит переполнение водохранилища и, как следствие – холо-стые сбросы воды, ведущие к затоплению прибрежных территорий в ниж-нем бьефе.

В настоящее время вызывает тревогу техническое состояние гидро-узла; длительная эксплуатация судоходных шлюзов привела к существен-ным повреждениям железобетонных и металлических конструкций [Бот-винков и др., 2002]. В результате возросла угроза аварии, которая может привести к очень серьезным социально – экономическим и экологическим последствиям. Важной задачей является также оценка условий безаварий-ной эксплуатации шлюза в маловодный период навигации при уровнях в нижнем подходном канале ниже проектных; при этом глубины на короле шлюза не обеспечивают необходимый запас под днищем судов, вследствие чего не все суда и не всегда могут пройти над королем шлюза. На рис. 2 приведен график зависимости скоростей движения судов при выходе из камеры от уровня воды в подходном канале [Ботвинков и др., 2002], что непосредственно определяется экологической угрозой при шлюзовании.

Рис. 2. График зависимости скорости движения судов Vs при выхо-де из камеры шлюза от уровня воды H по гидрологическому посту «Шлюз»: 1 – баржа судоходная проекта з-56; 2 – грузовой теплоход проекта 25Б; 3 – баржа сухогрузная проекта 495А.

100

Строительство этого моста также создало условия для возникнове-ния Деформации русел (размыв и намыв) играют большую роль при оценке технического состояния мостов, заносимости водозаборов и рыбохозяйст-венных зон. Ведомственные интересы часто приводят к противоречиям с существующими нормативными положениями по созданию мостовых и подводных переходов. Примером может служить строительство мостового перехода автодороги «Байкал» в районе пос. Красный Яр в г. Новосибирске. Согласно СНиПу мостовой переход должен располагаться по нормали к течению воды с косиной не более 10о, на прямолинейных участках с устой-чивым руслом и неширокой, малозатопляемой поймой, удаленных от пере-катов на расстоянии не менее 1,5 длины расчетного судового состава. Одна-ко мост был запроектирован и строится почти в вершине излучины правого рукава реки в пределах очень динамичного переката с интенсивно размы-ваемым правым берегом. Для обеспечения нормальных судоходных усло-вий пришлось предусмотреть комплекс путевых мероприятий – подрезку левобережного побочня, устройство трех полузапруд вдоль левого берега; строительство системы берегозащитных шпор выше и ниже моста вдоль правого берега, причем выполнение этих мероприятий не гарантирует от возникновения опасных ситуаций при эксплуатации моста и создает труд-ности в обеспечении водного пути. Кроме того, потребовался перенос водо-забора и водовыпуска заводов «Химконцентрат» и «Искра».

Строительство этого моста также создало условия для возникнове-ния заторов и зажоров, затопления в этом случае прибрежных территорий, хотя изменение гидрологического режима гидроузлом в основном сняло проблему заторообразования на реке ниже ГЭС. Это связано с неудачным сопряжением створа мостового перехода у Красного Яра с конфигурацией русла на излучине рукава и наличием здесь переката.

В пределах городской территории в Обь впадают многочисленные малые притоки – Плющиха, Каменка, Ельцовка 1 и Ельцовка 2, Тула и дру-гие, длина которых не превышает первые десятки километров. Все они от-носятся к малым рекам длина которых не превышает первые десятки кило-метров. Все они являются коллекторами сброса отработанных вод много-численных промышленных предприятий города. Они приводят к образова-нию при впадении в Обь зон отложения радиоактивных элементов, тяжелых металлов и других загрязняющих веществ. Опыт показывает, что одной из эффективных мер предупреждающих поступления их в главную реку явля-ется захоронение под слоем намывного грунта. Именно таким способом была ликвидирована опасная зона в устьях рек Каменки и Ельцовки-2. Од-нако в последние годы русловые деформации привели к активизации право-го рукава Оби у о-ва Саранок, где находилась опасная зона накоплений в устье р. Ельцовки-2. Его перенос может не спасти эту зону от размыва по-током в активизированном рукавом. Развитие же этого рукава произошло вследствие разработки в нем карьера ПГС.

101

Обь относится к рыбохозяйственным водоемам высшей категории водопользования [Еньшина, Померанцева, 2003]. Многолетнее изучение температурного режима и уровенного режимов в условиях регулирования стока гидроузлом, позволяют сделать вывод о негативном воздействии их как на гидробионты, так и на среду их обитания. Изменение температуры воды и уменьшение (весной) или увеличение (осенью) уровней приводит к изменению (отрицательному) в режиме процесса нереста, в невозможности его полного нормального цикла. С другой стороны, землечерпание сопро-вождается осушением прибрежных мелководий и сокращением таким обра-зом ареалов нагула рыб. В ряде случаев возможно уменьшение площадей нерестилищ рыб. Однако благодаря процессам естественной рекультивации бентоса происходит сглаживание негативного последствия изъятия грунтов, а заселение отработанных карьеров кормовыми организмами, способствует привлечению в них ихтиофауны. При этом возможен нерест промысловых рыб, инкубация икры и нагул ихтиообъектов после проведения дночерпа-тельных работ, хотя и не в первый год, период этот может растягиваться на несколько лет.

Из изложенного можно сделать вывод, что антропогенные факторы оказывают активное негативное воздействие на русловые процессы, приво-дящее к необратимым изменениям русла. Однако не всегда и не во всем эти изменения можно квалифицировать как негативные. В ряде случаев они нейтральны, в других – необходимо проведение работ по регулированию русловых процессов, требующих больших финансовых вложений и в то же время дополнительное вмешательства в жизнь реки, обеспечивая нормаль-ное функционирование инженерных объектов и жизнедеятельности людей. Оперативное вмешательство при возникновении неблагоприятных ситуа-ций, а также своевременное получение информации, выполнение изысканий и натурных исследований являются условием обеспечения гидрологической безопасности с точки зрения русловых переформирований и сведения к ми-нимуму негативных последствий антропогенных воздействий, оказываемых на реку и прилегающую к ней территорию.

ЛИТЕРАТУРА Транспортное использование водохранилищ. М.: Транспорт.1972. Бейром С .Г . , Вострякова Н .В . , Широков В .М . Изменение

природных условий на Средней Оби после создания Новосибирской ГЭС. Новосибирск: Наука. 1972.

Беркович К .М . , Векслер А .Б . , Виноградова Н .Н . Донен-берг В .М . , Лысенко В .В . , Маккавеев Н .И . , Рулева С .Н . , Чалов Р .С . Формирование русла Оби в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС // Тру-ды ЗапСибНИИ Госкомгидромета. Вып.52.1981.

Русловые процессы и водные пути Обского бассейна Новосибирск: РИПЭЛ плюс .2001

102

Семчуков А .Н . , Атавин А .А . , Квон В .И . , В .В .Дегтярев , Алексеева Н .В . Оценка условий работы речных водозаборов в нижних бьефах ГЭС при суточном регулировании стока // Известия высших учеб-ных заведений. Строительство. 2003. № 2.

Ботвинков В .М . , Дегтярев В .В . , Седых В .А . Гидроэколо-гия на внутренних водных путях. Новосибирск: Сибирское соглаше-ние. 2002.

Чалов Р .С . , Чернов А .В . Об экологической неоднозначности последствий техногенных воздействий на речные русла // Труды АВН. Вып.5. 1998.

Еньшина С .А . , Померанцева Д .П . Влияние разработки ме-сторождений стройматериалов на р.Оби на состояние гидрофауны // Эрозия почв и русловые процессы. Вып.14. 2003.

Сурков В .В . Динамика пойменных ландшафтов верхней и сред-ней Оби. М.: Изд-во МГУ, 1999.

А. Лайчак Шленский (Силезский) университет, г. Сосновец, Польша

ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ И ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ

ПОСЛЕДСТВИЯ РЕГУЛИРОВАНИЯ ВЕРХНЕЕЙ ВИСЛЫ (ЮЖНАЯ ПОЛЬША)*

Введение

Среди многочисленных видов воздействия человека на флювиаль-ные процессы одним из наиболее эффективных следует считать регулиро-вание речных русел [Hammer, 1972; Babiński, 1985; Brookes, 1990; Łajczak, 1995]. Оно включает в себя на реках как водных путях спрямление русел и укрепление берегов против эрозии, что ведет к их углублению и сужению; строительство противопаводковых дамб (валов) сопровождается также су-жением зон затопления в паводок. Следствием этих мероприятий является увеличение скорости течения во всем диапазоне колебаний уровней воды, рост транспортирующей способности потока и увеличение массы транспор-тируемых донных и взвешенных наносов.

Положительная обратная связь между углублением русла, скоро-стью течения и массой транспортируемого материала сохраняется до мо-мента достижения руслом нового профиля равновесия. Вместе с тем проис-ходящее быстрее, чем до регулирования, наращивание береговых валов в зоне узкого межвалья служит причиной все более краткого стояния внеру-

* Перевод на русский язык д.г.н. К.М. Берковича

103

словых уровней воды на отрезках рек со значительно увеличенной глуби-ной. Результатом углубления русла и роста скорости течения являются зна-чительно меньшая внерусловая аккумуляция наносов. Одновременно она увеличивается ниже по течению реки на участках с менее углубленным руслом. Дополнительные сложности во временном ходе объемов аккумуля-ции вдоль зарегулированных рек вызывает строительство и эксплуатация подпорных плотин, а также массовая добыча песка и гравия из русла, урба-низация и добыча полезных ископаемых в речном бассейне. В результате разных воздействий человека, усилившихся в течение последнего столетия, переформирования зарегулированных рек и размеры внерусловой аккуму-ляции сильно различаются даже по длине одной и той же реки, и по проше-ствии нескольких десятков лет можно выделить переменные во времени тенденции переформирования русла и долины, иногда более сложные, чем по схеме М. Уолмена [Wolman, 1967].

Целью настоящей работы является анализ геоморфологических и гидрологических последствий регулирования русла верхнего течения Вис-лы. Этот участок реки располагается в южной Польше в предгорьях Запад-ных Карпат и, кроме горных рек, питается притоками, берущими начало на Центральнопольской возвышенности. Регуляционные работы на верхней Висле для использования реки как водного пути, учитывая ее положение между большими городами и промышленными районами, были начаты еще во второй половине XIX века. Выбор именно этого участка реки для иссле-дований определялся обилием документальных картографических материа-лов изменения положения русла и его ширины в период до начала регуля-ционных работ (с конца XVIII до середины XIX века) и во время их выпол-нения ( с конца XIX до середины XX века), а также результатов повторных нивелировок на большом количестве гидрологических постов (с начала XX века), данных измерений расходов воды (с 1930 г) и взвешенных наносов (с 1945 г). Анализ этих материалов, охватывающих период до 1995 г и полу-ченных от Государственной гидрологической службы, позволил выявить тенденции изменений речного русла и поймы и некоторых гидрологических параметров за последние два столетия. Изменения морфологии русла реки в период после регулирования представлены на фоне более медленных изме-нений за более продолжительное время, реконструированных на основе на-турных исследований автора и литературных источников, в первую очередь работ З. Бабиньского [Babiński, 1985, 1992].

Характеристика верхней Вислы и изменения ее русла

в естественных условиях (до регулирования) Исследованный участок Вислы длиной 400 км (площадь водосбора

более 50000 км2) охватывает ее горную, предгорную и возвышенную части (рис. 1).

До регулирования верхняя Висла в предгорьях Карпат имела меан-дрирующее песчаное русло. Большие подъемы уровней воды наблюдались,

104

главным образом, летом и весной. Средний расход ниже устья последнего карпатского притока (Сан) составляет 420 м3/с, максимальный 7700 м3/с.

В реку поступает большое количество материала с сельскохозяйст-венно освоенных районов Карпат, сложенных флишем, и лессовых возвы-шенностей, который переносится во взвеси. После строительства многочис-ленных плотин на притоках поступление взвешенных и донных наносов в реку сократилось. Взвешенный материал составлял около 70% стока нано-сов на верхней Висле; в настоящее время – 90% его доставляется карпат-скими притоками и 10 % притоками с Центральнопольской возвышенности.

Рис. 1. Геоморфологическое строение бассейна верхней Вислы: 1 – высокие горы (Татры), 2 – средние горы (Бескиды, Пенины, межгорные котло-вины), 3 – Карпатское нагорье, 4 – Прикарпатские котловины, 5 – Центрально-польская возвышенность, 6 – Польская низменность. Цифрами обозначены прито-ки верхней Вислы: 1 – Бяла, 2 – Гостынка, 3 – Пшемша, 4 – Сола, 5 – Скава, 6 – Длубня, 7 – Раба, 8 – Шренява, 9 – Дунаец, 10 – Нида, 11 – Вислока, 12 – Ленг, 13 – Сан, 14 – Каменна.

В результате сельскохозяйственного освоения водосбора уже в

средневековье началось увеличение поступления терригенного материала в русло верхней Вислы, что вызвало его обмеление, расширение и увеличения радиусов кривизны излучин, а с XVII века вниз по течению от устья Сана – смену меандрирующего русла разветвленным на рукава (рис.2) [Łajczak, 1995]. Русло верхней Вислы до XIX века формировалось более неравномер-ными расходами воды, чем в более ранние периоды голоцена. На основании рисунка русла, установленного по картам 1780-1850 гг, был определен рус-лоформирующий расход Qф на отрезках, ограниченных устьями крупных

105

карпатских притоков, за период до начала регуляционных работ. Для этого применена формула К. Инглиса [Inglis, 1941]:

фQL 6,29= ,

где L – средняя длина излучин на участке реки. Результаты вычислений приведены в таблице 1.

Таблица 1. Расчетные величины характерных расходов воды (м3/с) на уча-стках верхней Вислы. Характерные расходы: Qср – средний расход, Qср.макс – средне-максимальный расход, Qн – руслонаполняющий расход, Qф – русло-формирующий расход. Величины Qср, Qср.макс и Qср.макс/Qср рассчитаны для 1931-2000 гг, а Qн≈ Qср.макс и Qф, как оценочные, касаются периода перед

началом регулирования реки.

Участки Вислы между притоками Qср Qср.макс Qср.макс/Qср Qн≈ Qср.макс Qф

Бяла – Гостынка 13 39 3,1 39 26 Гостынка – Сола 23 60 2,7 60 48 Сола – Скава 68 163 2,4 163 128 Скава – Раба 104 215 2,1 215 186 Раба – Дунаец 138 287 2,1 287 254

Дунаец – Вислока 262 517 2,0 517 930 Вислока – Сан 340 656 1,9 656 1200 Сан – Пулавы 516 1000 1,9 1000 1450

Был оценен также руслонаполняющий расход воды Qн, соответст-

вующий наивысшему уровню воды в русле. При этом принято, что в естест-венных условиях Qн приблизительно равен среднему многолетнему макси-мальному расходу Qср.макс.. Эта величина вычислена для самых нижних по-стов на выделенных участках как средняя из наибольших месячных расхо-дов за 1931-1995 гг. Сравнение Qф и Qн показывает, что до регулирования длинный участок меандрирующего русла Вислы (до впадения р. Дунаец) в наибольшей степени моделировался расходами, меньшими руслонапол-няющих. Ниже по течению синусоидальное или разветвленное русло Вислы моделировалось во время прохождения расходов, больших чем руслонапол-няющие.

Спрямление русла, начатое во второй половине XIX века, охватило участок Вислы с меандрирующим руслом (до устья Дунайца) (рис. 3) Это привело к сокращению длины реки местами на 75%, а в масштабе всего верхнего течения – на 15%. Увеличенный таким образом уклон реки можно считать первой причиной начавшегося около 100 лет назад углубления рус-ла, пролегающего в легко размываемом песчаном материале. Анализ хода минимальных годовых уровней воды на всех гидрологических постах во многих случаях за период, больший чем 150 лет, указывает на начало уг-лубления русла чаще всего между 1890 и 1920-м гг. (рис. 4). Современный уровень русла понизился на 1-2 м по сравнению с уровнем до начала регу-

106

Рис. 2. Изменение геометрических параметров русла: r – радиус кри-визны меандр, b – ширина русла, hcp – глубина русла, b/hcp – коэффициент развито-сти русла. Вислы (Б) на участке до гидрологического поста Пулавы в разные периоды времени и график нарастания расхода воды Qcp по длине (А). Периоды: 1 – атлан-тический, 2 – средневековье, 3 – малый ледниковый период, 4 – современный (зарегу-лированная река).

107

лирования; только в Кракове углубление русла превысило 4 м. Такие выво-ды получены на основе сравнения поперечных профилей русла на гидроло-гических постах, построенных с начала XX века.. Постепенное углубление русла на большей части участка реки продолжается, и его темп на многих постах не снижается. Только на некоторых коротких отрезках за последние 40 лет отмечается замедление углубления русла. В частности выше Кракова уже к 1950 г углубление замедлилось, продольный профиль русла стабили-зировался на уровне на 2 м ниже уровня до начала регулирования. Форми-рованию нового профиля равновесия благоприятствует врезание реки во все более грубозернистый материал, а местами – в глинистые отложения мио-цена.

Второй причиной углубления русла верхней Вислы служит строи-тельство многочисленных каменных полузапруд, перпендикулярных бере-гам реки и сужающих стрежневую зону. Эти объекты строились в первой половине XIX века, наибольшее их количество возникло в XX веке. Мате-риал, вымытый из осевой зоны русла, отлагался между сооружениями, что привело к сужению русла. Мельчайшие фракции этого материала транспор-тировались на большое расстояние вниз и отлагались на пойме. В межбун-ных пространствах (тиховодах между сооружениями) вначале оседает гра-вийно-песчаный материал, а затем мелкий песок. Зоны между самыми ста-рыми сооружениями уже выполнены осадками до высоты старого берега реки. Берега реки, таким образом, погребены под осадками, однако их прежние очертания легко читаются на местности. Меандрирующее русло Вислы сужено в меньшей степени, чем широкое разветвленное русло ниже по течению, где оно сужено даже в 10 раз (рис. 5).

Еще одной причиной углубления русла Вислы являлась добыча гравия и песка, которая достигла наибольших размеров 1920-1960 гг. Этот вид деятельности характерен только для некоторых участков, главным об-разом, вблизи городов. Поэтому его можно считать второстепенной причи-ной продолжающегося углубления русла Вислы.

Углубление русла сопровождается замедлением горизонтальной миграции реки, даже на меандрирующем участке. Причина этого явления заключается не только в значительно увеличенной высоте берегов и дости-жении руслом трудноразмываемых отложений, но и в укреплении берегов каменной наброской, а также стабилизации стрежня каменными полузапру-дами. Сравнение положения многих излучин Вислы на основе разновре-менных карт за последние 220 лет позволяет оценить темп боковой мигра-ции русла реки в разные периоды. Перед началом регуляционных работ бо-ковое перемещение русла на меандрирующем участке Вислы в среднем достигало 3-7 м в год, а в течение XX века – только 0,4-1,2 м в год. Длинные спрямленные участки Вислы были полностью стабилизированы в отноше-нии горизонтальных деформаций.

Углубление и сужение русла верхней Вислы способствовало его значительной трансформации. Мерой изменения морфометрии русла явля-

108

Рис. 3. Изменение русла Вислы ниже г. Кракова в течение послед-

них 220 лет. Пунктир – современное положение противопаводковых дамб.

ется отношение его средней ширины к средней глубине для участков реки между крупными притоками (см. рис. 2). Это отношение, называемое коэф-фициентом развитости русла, увеличивается вниз по течению реки и в на-стоящее время в 4 раза меньше, чем до регулирования. Дальнейшее углуб-

109

ление русла может привести к уменьшению этого коэффициента до значе-ний, типичных для узкого и глубокого русла атлантического периода голо-цена. Это означает, что современная эволюция русла верхней Вислы, обу-словленная регулированием, происходит значительно быстрее, чем более ранние изменения морфологии ее русла, и, в то же время, тенденция этих изменений противоположная, чем во второй половине XIX века.

Последствия регулирования русла

Длительные серии гидрологических наблюдений на многочислен-ных водопостах Вислы указывают на, по меньшей мере, 30%-й рост скоро-сти течения на верхнем участке реки в течение последних 70 лет при уров-нях воды, близких к средним. Причиной такого роста скоростей следует считать трансформацию прежде широкого и мелкого русла с многочислен-ными отмелями в узкое и глубокое. Увеличение скорости течения еще более заметно при высоких уровнях воды.

Максимум роста скорости течения наблюдается при уровнях, соот-ветствующих бровкам берегов. Поэтому наибольшее влияние на формиро-вание русла исследованного участка реки оказывает руслонаполняющий расход воды. Со временем руслонаполняющий расход все более возрастает, что вызвано продолжающимся углублением и сужением русла, а также уве-личивающейся скоростью течения. Дополнительной причиной увеличения расхода является постоянное повышение берегов как результат наращива-ния береговых валов. Систематическое увеличение руслонаполняющего расхода началось в тот период, когда русло реки стало быстро углубляться (см. рис. 4). Величина расхода увеличилась в 2-3 раза по сравнению с пе-риодом до начала регулирования.

Последствием возрастания транспортирующей способности потока является увеличение дальности переноса наносов. Поэтому, в настоящее время источником материала, накопленного между полузапрудами, могут быть, помимо притоков Вислы, очень отдаленные участки углубляющегося русла. На еще большее расстояние может транспортироваться взвешенный материал, особенно при расходах, несколько меньших руслонаполняющего.

Анализ темпов наращивания береговых валов в межвалье в верхнем течении Вислы, установленных на основе повторных в течение многих лет нивелировок на всех гидропостах, указывает на самые большие размеры внерусловой аккумуляции в первые 30 лет после начала регуляционных работ, т.е. в 1900-1930 гг. Косвенно это свидетельствует о том, что в этот период сток взвешенных и влекомых наносов достиг размеров, больших, чем в более ранний и более поздний периоды. Причиной этого явления бы-ло быстрое углубление русла Вислы, а также русел низовьев карпатских притоков. В последующий за 1930-м годом период доминировал снижаю-щийся тренд объемов стока взвешенных наносов на верхней Висле и вели-чины внерусловой аккумуляции. Этот тренд уменьшения стока наносов и аккумуляции до настоящего времени доминирует на всем протяжении реки.

110

Рис. 4. Изме-

нение минимальных годовых уровней воды Нмин и тенденция роста руслонаполняющего расхода QH (по отно-шению к увеличению среднего максимально-го расхода Qcp.макс) на некоторых гидропостах верхней Вислы.

111

К главным причинам этого явления следует отнести ввод в экс-плуатацию в бассейне очередных глубоких водохранилищ с наносоудержи-вающей способностью более 90%, а также изменение землепользования в карпатской части бассейна, ограничивающее эрозию почв. В свою очередь, одной из причин уменьшающихся в последние десятилетия размеров внеру-словой аккумуляции вдоль верхней Вислы является снижение продолжи-тельность внерусловых уровней воды, когда зона межвалья затоплена. Об-щая продолжительность таких высоких уровней воды на гидропостах с на-чала ХХ века до настоящего времени уменьшилась более чем в 10 раз. Сей-час затопление и надстройка внерусловыми осадками межвалья верхнего течения Вислы происходит только во время очень высоких летних паводко-вых волн. В то же время более низкие, чем летние, но более продолжитель-ные волны паводков во время весеннего таяния снегов уже долгое время не затапливают межвалья. Таким образом, еще одним результатом регулиро-вания русла верхней Вислы является сокращение времени «надстройки» поймы в межвалье реки, которое теперь происходит только в высокие лет-ние паводки.

До начала регуляционных работ широкая пойма верхней Вислы на-долго затапливалась во время весенних и летних подъемов уровней. Берего-вые валы меандрирующей реки имели большую ширину и минимальные уклоны склонов, и потому не выделялись в ландшафте долины. Часто встречались заполненные осадками многочисленные старицы. Такая пойма до настоящего времени сохранилась только с внешней стороны противопа-водковых валов. Разница высот между периферийными, во многих местах заболоченными, пространствами поймы и береговыми валами не превышала в целом 3 м на расстоянии даже более 1 км.

В результате регуляционных работ морфология русла изменилась, зона поймы, которая затапливается при больших подъемах уровня, сузи-лась, изменению подверглись условия внерусловой аккумуляции. Материал, поступающий в поток при углублении русла большей частью отлагался в быстро мелеющих зонах прежнего русла, ограниченных полузапрудами (в межбунных пространствах). В результате эти зоны через определенное вре-мя оказались включенными в пойму. Мелкозернистый песок – продукт раз-мыва русла и взвешенные наносы, поступающие из притоков, отлагаются на пойме в пределах межвалья. Размеры осадконакопления после начала уг-лубления русла были большими, но по прошествии многих лет уменьши-лись. Этот материал формирует молодые узкие береговые валы, склоны ко-торых имеют уклон до 30о. Многие годы эти формы рельефа наращивались только во время высоких летних подъемов уровня. Повышенный уклон их склонов можно объяснить осаждением большого количества песчаного ма-териала в заросшем густой растительностью пространстве. Эти валы во многих местах отделены от искусственных противопаводковых валов отво-дящими руслами, которые функционируют лишь во время спада паводка. Временный сток по этим руслам препятствует разрастанию береговых валов

112

Рис. 5. Изменение русла Вислы ниже устья Вислоки в течение по-

следних 220 лет. Пунктир – современное положение противопаводковых дамб.

113

в направлении искусственных противопаводковых дамб. В этом заключает-ся еще одна причина большого уклона склонов береговых валов. Сток воды с заиленных бывших излучин реки в зоне межвалья, а также с отводящих русел облегчается многочисленными мелиоративными рвами, осушающими пойму. Современная формирующаяся в межвалье верхней Вислы пойма отличается от поймы за дамбами в десять раз более крутыми склонами бе-реговых валов, а также возможностью быстрого стока воды во все углуб-ляющееся русло реки. Поэтому дно отводящих русел в межвалье не нара-щивается в высоту, но высота береговых валов все увеличивается, хотя ско-рость их наращивания замедляется. Средний уровень поймы в межвалье верхней Вислы местами на 2 м выше, чем территория за противопаводко-выми дамбами. Последствием такого строения дна долины Вислы является длительный застой воды на поверхностях, изолированных от реки, т.е. с внешней стороны противопаводковых дамб, который можно наблюдать по-сле нескольких паводков. В долине верхней Вислы в течение более 50 лет, а на многих ее участках – около 100 лет, морфология поймы вне противопа-водковых дамб резко контрастирует по сравнению с быстро меняющейся морфологией гидрологически активной зоны поймы, обрамленной противо-паводковыми дамбами.

Прогноз дальнейшего развития русла Обозначившееся за период с 1950 г на некоторых участках верхней

Вислы замедление темпа углубления русла, либо даже его прекращение, в будущем будет охватывать все большее протяжение реки. Суженное и уг-лубленное русло достигнет профиля равновесия на уровне, по меньшей ме-ре, на 3-4 м ниже профиля реки, сформированного до начала регуляцион-ных работ. Новый продольный профиль реки будет охватывать значительно углубленные участки (между устьями крупных карпатских притоков) и че-редующиеся с ними менее углубленные участки по соседству с устьями этих притоков. Другим результатом углубления русла будет его горизон-тальная стабилизация.

Строительство новых запланированных гидроузлов с параметрами, близкими к существующим в районе Кракова и представляющих собой эле-менты каскада верхней Вислы, приведет к вертикальной стабилизации рус-ла реки. Эти мелкие водохранилища будут задерживать небольшое количе-ство песка и гравия и, учитывая быстрый водообмен (до 2000 раз в год), не будут задерживать взвешенные наносы. Вместе с тем, поступление наносов в верхнюю Вислу уменьшится в результате его задержки в планируемых глубоких водохранилищах на карпатских притоках.

Заключение

Современное развитие русла и поймы верхней Вислы обнаруживает много черт сходства с другими реками, подвергшимися сильному антропо-генному прессу [Wolman, 1967; Trimble, 1970; Gregory, 1987; Knox, 1987].

114

Во всем периоде воздействия человека на ход и интенсивность флювиаль-ных процессов можно выделить три этапа в развитии морфологии верхней Вислы. Первый этап – длительный период обмеления и расширения русла, достигшего максимуму достигшие между XVII и концом XIX века. Второй этап связан с самыми большими и быстрыми изменениями в морфологии русла и поймы, а также в гидравлике потока, вызванными регуляционными работами. Наибольшая интенсивность трансформации реки, пришлась на несколько первых десятилетий после начала регулирования реки (первая половина ХХ века). Тогда началось быстрое углубление и сужение русла, а также наращивание поймы в узком пространстве межвалья реки. Одновре-менно сменилась направленность переформирований русла; с этого времени поперечный профиль русла верхней Вислы все больше приближается к форме, которая была характерна для него в период, значительно раньше начала воздействия человека на флювиальные процессы на водосборе. Тре-тий этап трансформации реки обозначивается усилившимся в 1930-1950 гг. гидротехническим строительством на верхней Висле и ее притоках. В это период русло верхней Вислы все более стабилизируется в отношении гори-зонтальных, а на некоторых участках – и вертикальных деформаций. Уменьшаются также размеры внерусловой аккумуляции в межвалье, т.е. стабилизируется строение гидрологически и морфологически активной час-ти поймы, обрамленной противопаводковыми дамбами. Указанные тенден-ции в развитии реки, типичные для третьего этапа, будут закреплены при полной реализации запланированного каскада верхней Вислы и строитель-ства новых плотин на ее карпатских притоках.

ЛИТЕРАТУРА

Babiński Z. Hydromorphological consequences of the Lower Vistula regulation // Przegląd Geagraficzny. 1985. №57.

Babiński Z. The present-day fluvial processes of Lower Vistula river // Geographical Studies. 1992. № 157.

Brookes A. Channelized rivers: Prospectives for Environmental Man-agement. Wiley, Chichester. 1990.

Gregory K.J . River channels. // Human Activity and Environmental Process. Wiley, Chichester. 1987.

Hammer T.R. Stream channels enlargement due to urbanization // Water Resources Research. 1972, № 8.

Ingl is C.C. Meandering of rivers. Central Board of Irrigation. India. 1941. № 24.

Knox J.C. Historical valley floor sedimentation in the upper Missis-sippi valley // Annals of the Association of American Geographers. 1987. № 77.

Łajczak A. The impact of river regulation, 1859-1990, on the channel and floodplain of the Upper Vistula river, Southern Poland. // River Geomorphol-ogy. Wiley, Chichester. 1995.

115

Łajczak A. Modelling the long-term course of non-flushed dam reser-voir sedimentation and estimating the life of dams // Earth Surface Processes and Landforms. 1996. № 21.

Łajczak A. Contemporary transport and sedimentation of the sus-pended material in the Vistula river and its main tributaries // Monografie Ko-mitetu Gospodarki Wodnej PAN. 1999. N 15.

Tr imble S.W. The Alcovey River swamps. The result of culturally accelerated sedimentation. // Bulletin of Georgia Academy of Sciences. 1970. № 28.

Wolman M.G. A cycle of sedimentation and erosion in urban river channels // Geografiska Annaler. 1967. N 48A (2-4).

К. Кшемень*, Н.Н. Назаров**, Р.С. Чалов***, А.В. Чернов****

*Ягеллонский университет, Краков, Польша; ** Пермский государственный университет;

*** Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова; **** Московский педагогический государственный университет

РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ НА РЕКАХ ЗОН ПЕРЕХОДА ОТ ГОР

К РАВНИНАМ И ИХ РЕГУЛИРОВАНИЕ*

Переходные зоны между горными и равнинными странами являют-

ся структурными границами высшего ранга; две крупнейшие геотектуры, которые они разделяют, отличаются по всем физико-географическим и гео-логическим характеристикам. Поэтому именно в пределах этих, достаточно узких пограничных зон происходят их резкие изменения в форме проявле-ния обусловленных ими процессов [Барышников, 1992]. Особенно заметны они в динамичных системах, которые осуществляют трансграничный пере-нос через эту границу энергии и вещества. Ведущее место среди таких сис-тем занимают эрозионно-русловые системы и, особенно, их нижнее – ру-словое звено, которое, собственно, и обеспечивает этот перенос. В данном случае он направлен сверху вниз – с гор через переходные зоны на равнины.

В переходных зонах изменяются практически все факторы флюви-ального рельефообразования: литологическое строение слагающих долины пород, интенсивность и направленность новейших и современных тектони-ческих движений, почвы и растительность, в меньшей степени внутригодо-вое распределение стока. Именно в переходных зонах снижается (по срав-нению с горами) интенсивность положительных тектонических движений или даже меняется их абсолютная направленность. Это отражается на дру-

* Выполнена по гранту РФФИ (проект 03-05-64302)

116

гих факторах: горный, глубоко расчлененный рельеф сменяется равнинным, трудноразмываемые породы, доминирующие в горах, замещаются более размываемыми, принадлежащими, как правило, к аллювиальному и пролю-виальному рядам. Возрастает противоэрозионная стойкость почв и сомкну-тость растительного покрова (в гумидных условиях), многолетняя и внутри-годовая неравномерность стока.

Изменение внешних по отношению к эрозионно-русловым систе-мам факторов флювиального рельефообразования в свою очередь отражает-ся на факторах русловых процессов. Увеличение степени размываемости горных пород обусловливает смену условий ограниченного развития русло-вых деформаций свободными; меняется морфологический облик речных долин – из узких, часто беспойменных они превращаются в широкие с хо-рошо выраженной поймой и террасированностью бортов. Происходит рез-кое уменьшение уклонов рек, и, соответственно, скоростей течения и транс-портирующей способности потоков. Снижается крупность руслообразую-щих наносов, причем в переходной зоне галечно-валунный аллювий сменя-ется галечно-песчаным и песчаным.

Все это приводит к существенным изменениям в переходных зонах интенсивности и форм проявления русловых процессов. Они выражаются в смене типа русловых процессов от горного, где руслофомирование обеспе-чивается бурным течением, через переменный полугорный к равнинному со спокойным режимом течения. Соответственно, меняется морфодинамиче-ский тип русла и морфологический тип поймы и их характеристик: скорости горизонтальных и вертикальных русловых деформаций, структура и дина-мика аккумулятивных форм руслового рельефа, рельеф и строение пойм. Врезанные русла, типичные для условий ограниченного развития русловых деформаций, быстро замещаются адаптированными и широкопойменными, свойственными свободным условиям развития; на порядок возрастают ско-рости горизонтальных русловых деформаций, сказывающиеся в размывах речных берегов, а также темпы переформирований руслового рельефа, так как галечно-валунные наносы сменяются песчаными.

Можно сказать, что переходные зоны замыкают ряд вертикальной зональности в распространении русловых процессов разных типов и мор-фодинамических типов русел, свойственный рекам в горах и направленный от высокогорий к предгорьям: по мере снижения уклонов и роста водонос-ности горные реки с порожисто-водопадным руслом сменяются горными аллювиальными руслами (с неразвитыми, затем с развитыми аллювиальны-ми формами), полугорными и, наконец, равнинными с разнообразным набо-ром морфодинамических типов русел [Чалов, 2002]. Соответственно, и на склоне горного хребта и на мегасклоне горной страны можно выделить поя-са с преобладанием тех или иных типов русловых процессов, русел и пойм. При этом три нижних пояса – распространения горных рек с развитыми ал-лювиальными формами, полугорных и равнинных – чаще всего приурочены к переходным зонам.

117

Вместе с тем, изменения в развитии русловых процессов, и, соот-ветственно, в морфологии и динамике русел и пойм по разному проявляют-ся в переходных зонах, различающихся по геологической истории, скоро-стям неотектонических движений, орографии горных стран [Назаров, Чалов и др.,1998]. Так, для переходной зоны Северного Кавказа типичным являет-ся проникновение горных рек с развитыми аллювиальными формами за пределы собственно горной страны в предгорья. Уклоны крупных рек, сте-кающих со склонов Северного Кавказа – Кубани, Урупа, Белой, Лабы и др. – в местах выхода с гор на предгорную равнину составляют 7-8‰, что обу-словливает сохранение на них горного типа русла [Чалов, 1979]. Дальней-шее (вниз по течению) снижение уклонов до значений, соответствующих сначала полугорным (0,6-7‰) а затем и равнинным рекам (< 0,6‰) осуще-ствляется здесь уже в пределах предгорной равнины, причем длина участ-ков рек с горными руслами, находящихся на равнинах, в зависимости от размера реки, колеблется от 40 до 100 км (рис. 1А). Распространение горно-го и полугорного типов русловых процессов в пределы предгорий наблюда-ется и на реках бассейна Терека [Чалов, 2002].

Смещение поясов распространения горных, полугорных и равнин-ных рек на территорию предгорных равнин отражается в морфологии и ди-намике русел и пойм этих рек. Непосредственно после их выхода с гор на равнину, еще при горном типе русловых процессов, русла из врезанных становятся широкопойменными (доля врезанных рек в предгорьях Северно-го Кавказа не превышает 2% от их общей длины); среди них преобладают разветвленные русла с хорошо развитой пойменной многорукавностью и проточно-островной поймой, сложенной в основании галечно-валунным аллювием (рис. 2А). Устойчивость таких русел крайне невысока, поймен-ные берега размываются со скоростями до 10 м/год, положение рукавов и проток меняется после прохождения каждого паводка; береговые поймен-ные массивы часто полностью размываются, но на других участках реки в это время возникают новые массивы пойм.

По мере удаления от гор, снижения уклонов и изменения типа ру-слового процесса от горного до полугорного и равнинного, разветвленность русла снижается, появляются извилистые участки русел, хотя доля разветв-ленных и разветвленно-извилистых русел с проточно-островной и сегмент-но-островной поймой остается достаточно высокой. Устойчивость русел и сохранность пойм по-прежнему являются невысокими. И лишь ниже, уже за пределами переходной зоны Северного Кавказа, где р. Кубань приобретает субширотное направление течения, на реках начинают преобладать свобод-ные излучины и относительно прямолинейные участки русла, сегментно-гривистая пойма, русло становится более устойчивым.

Все перечисленные формы проявления русловых процессов – рас-пространение горных рек с повышенными уклонами в пределы предгорной части равнины, преимущественное развитие разветвленных рек с множест-вом рукавов и пойменных проток – отражает активно происходящую во

118

внешней (равнинной) части переходной зоны Северного Кавказа аккумуля-цию наносов, выносимых реками с гор.

Рис. 1. Типичные продольные профили рек в переходных зонах Се-верного Кавказа (А), северного склона Карпат (Б) и западного склона Урала (В). Морфодинамические типы русел: горные реки: 1 – порожисто-водопадные, 2 – с неразвитыми аллювиальными формами, 3 – с развитыми аллювиальными формами; полу-горные и равнинные реки: врезанные русла: 4 – относительно прямолинейные, 5 - излучины, 6 – аккумулятивные разветвления; широкопойменные русла: 7 – относительно прямолинейные, 8 – вынужденные излучины, 9 – свободные излучины, 10 - разветвления. Пропуски на шкале ти-пов русел – водохранилища; вертикальные линии – границы морфологически однородных уча-стков; цифры на графиках – уклоны в пределах этих участков, ‰.

119

О том, что это процесс протекает, по меньшей мере, с позднечет-вертичного времени, свидетельствует также морфология предгорий в целом – здесь реки образуют огромные, слившиеся друг с другом конусы выноса левых притоков Кубани. Размеры конусов указывают, что водоносность этих рек в то время, когда таяли кавказские позднечетвертичные ледники, была больше, чем современных.

Анализ продольного профиля и морфологии русла реки Черный Дунаец (левый приток верхней Вислы) в северной переходной зоне Татр, входящих в Западные Карпаты, обнаруживает их сходство с реками Север-ного Кавказа. В верховьях реки, непосредственно в горной ее части средние уклоны составляют 52‰, что, соответствует горному типу русловых про-цессов (рис. 1Б). После выхода на холмистую предгорную равнину Подгале уклоны снижаются до 9‰, а еще через 6 км – до 5‰, что, однако, все еще соответствует формированию русла горного типа. Снижение уклонов до значений, характерных для полугорных и равнинных рек, происходит на Черном Дунайце уже за пределами не только равнины Подгале, но и лежа-щей еще дальше от Татр Оравско-Новотарской котловины. Таким образом, в переходной зоне Карпат также отмечается смещение поясов горных (с развитыми аллювиальными формами), полугорных и равнинных рек вниз, в несвойственные им предгорные равнины.

Непосредственно ниже границы гор скальные породы сменяются в долине Черного Дунайца относительно рыхлыми (обломочными) породами аллювиального и флювиогляциального генезиса, образованными выносами рекой и ее притоками обломочного материала из горных массивов. Поэтому врезанное русло там быстро сменяется широкопойменным. До конца 70-х годов ХХ столетия, когда на реке начались крупномасштабные руслорегу-лирующие работы, наиболее распространенным в переходной зоне было разветвленное русло с пойменной многорукавностью, отличающееся интен-сивными размывами берегов на фоне неоднократного переотложения и ак-кумуляции наносов (рис. 3А).

На большую длительность аккумуляции наносов при выходе реки из гор указывает морфология предгорий в целом – здесь, как и на Северном Кавказе, развита серия крупных слившихся конусов выноса, образовавших-ся во время таяния четвертичных карпатских ледников (рис. 4). В западной части равнины Подгале находится наиболее крупный конус выноса древне-го водного потока; одна из его восточных ветвей наследуется сейчас Чер-ным Дунайцем, а по западным ветвям сток обращен к р. Ораве, входящей в бассейн р. Дуная. Наиболее древние отложения этого конуса датируются, как минимум, ранним плейстоценом (гюнцем по европейской шкале), а воз-можно и поздним плиоценом.

Интенсивная аккумуляция у подножий горных массивов, большие уклоны, распространяющиеся на всю переходную зону и обусловливающие смещение поясов горных и полугорных рек на предгорные равнины (или в крупные межгорные котловины), отмечается также в переходных зонах

120

Ри

с. 2

. Распределение

морфо

динами

ческих

типов

русел

средних

рек

, типичное для предгорий Северного

Кавказа

(А) и

за-

падного склона

Северного

и Среднего

Урала

(Б).

I – горные

реки;

равнинные реки

: II

– врезанные,

III

– широкопойменные.

IV –

пойменная многорукавность.

Обозначение

типов

русел

: 1 –

горные

нерасчлененные;

равнинные

врезанные:

2 –

относительно

прямолинейные,

3

– излучины

, 4

– аккумулятивные

разветвления

; равнинные

широкопойменные:

5 –

относительно

прямоли

-нейные,

6 –

вынужденные

и адаптированные

излучины

, 7

– свободные

сегментные

излучины

, 8

– свободные

пальцеобразные

излучины

, 9

– свободные

прорванные излучины

и

разветвлено-извилистые

русла

, 10

– одиночные разветвления

, 11

– сопря-

женные разветвления

, 12

– прочие

разветвления

, 13

– бочажинные и плавневые русла,

14

– канализованные русла;

15

– наличие

пойменной многорукавности.

121

других активно воздымающихся горных стран: Копетдага [Хрисанов, 1998], Тянь-Шаня [Борсук, Добровольская и др.,1981, Кузнецов, Чалов, 1988], юж-ного склона восточной части Большого Кавказа, где повышенная аккумуля-ция наносов в предгорьях нередко усиливается селевыми процессами.

Совершенно по иному ведут себя речные русла в переходной зоне Западного Урала. Уральская горная страна представлена системой вытяну-тых в субмеридиональном направлении параллельных друг другу хребтов, разделенных межгорными долинами. Подобная структура горных сооруже-ний Урала обусловила преобладание в его пределах параллельного и орто-гонально-решетчатого строения речной сети, при котором реки начинаются на склонах хребтов, но затем протекают по межгорным понижениям парал-лельно друг другу; их слияние и выход за пределы горной страны осущест-вляется по коротким антецедентным отрезкам долин, пересекающим хребты вкрест простирания.

При таком строении речной сети высокие уклоны и горный тип ру-слового процесса свойственен только рекам низких порядков, русла кото-рых врезаны в склоны хребтов; однако уклоны и здесь сравнительно неве-лики для горных рек (>5-6‰), вследствие чего преобладают русла с разви-тыми аллювиальными формами. Попадая в дальнейшем в межгорные доли-ны, средние по размерам реки (Вишера, Язьва, Косьва, Усьва, Уфа, Юрю-зань, Ай, Сим. Белая) быстро становятся полугорными и равнинными (хотя и продолжают течь в горах), уклоны их снижаются до 1,5-0,5‰ (рис. 1В). При пересечении реками хребтов в антецедентных участках долин, их укло-ны несколько возрастают, но остаются в пределах, соответствующих тому же типу русловых процессов, что и выше по течению в межгорной долине.

Около 30% от всей длины русел средних рек переходной зоны За-падного Урала являются врезанными. Среди них преобладают врезанные излучины и относительно прямолинейные отрезки; аккумулятивные раз-ветвления, хотя и встречаются, но занимают там подчиненное положение (рис. 2Б). Среди широкопойменных русел в переходной зоне Северного и Среднего Урала преобладают разветвленные, но распространены также из-вилистые русла, сопровождающиеся хорошо выраженной сегментно-гривистой поймой. Длина таких переходных участков русел редко превы-шает 80 км. На западном склоне Южного Урала преобладают на протяже-нии всей переходной зоны извилистые и относительно прямолинейные не-разветвленные русла. Пойменная многорукавность, хорошо развитая на ре-ках Предкавказья и Предкарпатья, на Западном Урале встречается только на 5% от общей длины русел рек. Для западных предгорий Урала не характер-ны, также, аккумулятивные конусы выноса.

На многих реках в переходной зоне Урала еще более 200 лет тому назад были созданы горнозаводские водохранилища (пруды); они до сих пор сохраняются незаиленными и продолжают выполнять свои функции, что свидетельствует о невысоком стоке наносов на реках западного склона Урала, по крайней мере, в исторический период времени.

122

Рис.

3. М

орфо

динами

ческие

типы

русел

в переходной зоне

р.Черного

Дунайца

в естественном состоянии

(197

7 г.

) (I)

и

после проведения

регуляционных работ

(199

9 г.

) (I

I) (по

K. K

rzem

ień,

200

3). I

II -

Рассматриваемая

часть

бассейна р.

Черного

Дунайца

. Морфодинамические типы

русел

и виды

русловых процессов:

1 –

врезанное

русло

, образованное при преобладании

глубинной эрозии

, 2

– неразветвленное адаптированное русло,

образованное при сочетании

глубинной

и боковой

эрозии,

широкопойменное

русло

: 3 –

неразветвлен

-ное,

образованное при сочетании

глубинной

и боковой

эрозии и переотложении

аллювия,

4 –

разветвленное,

образованное при интенсивной

боковой эрозии

и переотложении

аллювия,

5 –

неразветвленное,

устойчивое в плане с преобладанием транзитной транспортировки

аллювия,

6

– разветвленное,

образованное при интенсивной

боковой

эрозии и аккумуляции аллювия,

7 –

разветвленное,

образованное при интенсивной

боко-

вой эрозии

, переотложении

и аккумуляции

аллювия при преобладании

переотложения

последнего.

Орографические единицы

: А

– Татры

, В –

Подтатренский Ров,

С –

Губаловское

подгорье

(Подгале

), D

– Оравско

-Новотарская

меж

горная

котловина

.

123

Таким образом, несмотря на морфологическую выраженность за-падных предгорий Урала, переходные элементы - резкое снижение уклонов, аккумуляция наносов, преобладание разветвленных русел, выражены слабо или не проявляются: так, вместо аккумуляции наносов на реках происходит врезание, что морфологически сказывается в распространении здесь врезан-ных русел. Этому способствует сравнительно невысокий сток наносов. Характерны различия в продольных профилях и морфологии русел рек Се-верного Кавказа и южного склона западной части Большого Кавказа. Реки южного склона, стекая с него, пересекают сравнительно узкую полосу пред-горий, холмов и низменностей, и почти сразу впадают в Чёрное море. Прак-тически все эти реки имеют чётко выраженный вогнутый продольный про-филь со смещением стрелы прогиба в область средне- и высокогорий [Мак-кавеев и др.,1968]. В условиях сплошной залесенности гор и слабых селе-вых проявлений при интенсивном восходящем развитии рельефа, большая часть рек врезается вплоть до своих устьев; лишь реки, пересекающие тек-тонически погружающуюся Колхиду – Риони, Хобби, Ингури, аккумулиру-ют в нижнем течении наносы [Мандыч, Чалов, 1970], но морфологически этот процесс выражен совершенно иначе, чем при образовании конусов вы-носа. С другой стороны, вогнутость продольных профилей обусловливает сравнительно небольшие уклоны рек еще до выхода их из гор, и распро-странение полугорных русел на десятки километров вверх по течению в горной зоне, а русел с развитыми аллювиальными формами – вплоть до вы-сокогорий, особенно на больших реках [Чалов, 1979]. Аналогичная картина наблюдается на Алтае [Демин, Лодина и др., 1991].

Различия в морфодинамике русел рек переходных зон Кавказа, Карпат, Копетдага, Тянь-Шаня с одной стороны, и рек переходной зоны Урала, южного склона Большого Кавказа, Алтая с другой объясняются не-одинаковой геологической историей этих горных стран, которая, в свою очередь, обусловила разницу в их неотектоническом и современном режиме и структуре. Карпаты, Кавказ, Копетдаг – молодые складчатые горы аль-пийского возраста; они всё ещё находятся на стадии орогенеза и продолжа-ют испытывать положительные высокоинтенсивные тектонические движе-ния. Согласно «Карте новейшей тектоники СССР и сопредельных областей» (1985) горные сооружения Кавказа интенсивно воздымаются: суммарное поднятие за неоген-четвертичный период составило здесь в разных районах от 1000 до 3000 м. Аналогичный эффект испытывают и другие альпийские горные системы: суммарное неотектоническое поднятие Карпат (в районе Высоких Татр) равно 1000 м, Копетдага – 3000-4000 м. Современное подня-тие Большого Кавказского хребта со скоростью (по осевой зоне) 10 мм/год подтверждаются исследованиями Д.А. Лилиенберга и др. [1972]. Интенсив-ное врезание рек в горах, как следствие современного поднятия, характерно для горных массивов Карпат и Центральной Азии [Никонов, 1973; Хаки-мов, 1992].

124

Рис.

4. Геомо

рфологическая схема равнины

Подгале

и Оравско

-Новотарской

меж

горной

котловины

. Следы

флювиогляци

-альных потоков

, формировавших

конусы

выноса

в период:

1 –

оледенения миндель;

2 –

оледенения рисс

; 3 –

оледенения вюрм

(на поздних стади-

ях);

4 –

в позднечетвертичное время и голоцен.

5 –

горные массивы

Бескид и Татр,

ограничивающие

меж

горные котловины

Подгале

и Оравско

-Новотарскую

. 6 –

водораздельные хребты

. 7 - граница между

современными

и древними

(четвертичными

) частями конусов выноса

и днищами

долин.

Речные долины

: 8 –

врезанные

(молодые)

, 9 –

широкопойменные.

10

– трансцедентные участки

долин

. 11

– граница Польши.

125

Складчато-глыбовые горы Тянь-Шаня переживают сейчас этап эпиплатформенного орогенеза, однако их положение в тектонически неус-тойчивом континентальном субширотном поясе сжатия предопределило здесь столь же высокие скорости неотектонических движений – за неоген-четвертичный период хребты северного Тянь-Шаня поднялись в сумме на 3000 м (Чаткальский хребет) и 4000 м (Заилийское Алатау).

Предгорья всех названных горных сооружений, приуроченные, ча-ще всего, к платформенным краевым прогибам, испытали за тот же период абсолютное погружение: предкавказский прогиб погрузился на 6000 м, про-гибы герцинской платформы севернее Копетдага – на 1000-2000 м, перед Заилийским Алатау – на 3000 м, впадина севернее Чаткальского хребта – на 600 м. Лишь равнина Подгале, разделяющее альпийские Татры и герцин-ские Бескиды, в абсолютном выражении поднялись на 400-600 м, но отно-сительно поднимающихся Татр это выглядело как опускание.

Подобная разнонаправленность неотектонических движений гор-ных стран и их предгорий способствует интенсивной денудации непосред-ственно в горах, переносу поступающего сверху материала в верхних поя-сах переходных зон и интенсивной аккумуляции вынесенного с гор мате-риала в предгорьях, в процессе которой в четвертичный период создавались обширные конусы выноса, а в настоящее время формируются сложнораз-ветвленные русла с пойменной многорукавностью как следствие современ-ной аккумуляции наносов, и проточно-островная пойма.

Этому способствует также структура альпийских горных стран. Продолжающийся орогенез обусловил формирование здесь к настоящему времени мегантиклинориев, почти не расчлененных на отдельные хребты. Поэтому большая часть рек пересекает эти структуры по нормали к оси поднятия, т.е. по кратчайшему расстоянию от высокогорий к предгорьям. Таким же образом осуществляется сток с хребтов северного обрамления Тянь-Шаня и южного склона западной части Большого Кавказа.

Иная картина наблюдается на Урале. Он также испытывает эпи-платформенный орогенез, но находится при этом вне главных активных тектонических поясов, где происходит современный орогенез. Горные со-оружения Урала поднялись за неоген-четвертичный период всего на 200-600 м; примыкающее к ним с запада Предуралье в тектоническом плане относящееся к Восточно-Европейской платформе, также воздымалось за неотектонический этап, хотя и с меньшей скоростью – 100-400 м за 23 млн. лет. Это отчетливо видно по холмистому рельефу Предуралья, осо-бенно таких его структурных единиц, как Уфимское плато. Протекающие по предгорьям Северного и Среднего Урала малые реки вообще имеют по-лугорный и горный тип русловых процессов [Назаров, Егоркина, 2004].

Одновременные поднятия Уральских гор, предгорий и прилегаю-щих к ним равнин, незначительные в целом величины этих поднятий и раз-ница между ними обусловили отсутствие признаков аккумуляции наносов в руслах рек, типичных при резком снижении уклонов. Длительное положи-

126

тельно направленное развитие системы уральских предгорий (происходив-шее и в донеотектонический этап) обусловило относительную выработан-ность продольных профилей рек в предгорной зоне и продолжающееся сей-час врезание их на всем протяжении, независимо от положения рек в горах или предгорьях. Этому способствует, также, расчлененность Урала субме-ридиональными межгорными долинами, в которых происходит снижение уклонов рек и смена горного типа русловых процессов полугорным и рав-нинным еще до выхода их в переходную зону. Аналогичные условия возни-кают и в интенсивно воздымающихся горах альпийской складчатости (юж-ный склон западной части большого Кавказа), если на реках уже сформиро-вался выработанный вогнутый продольный профиль, чему способствуют сравнительно небольшой сток наносов и отсутствие активных селевых про-явлений.

Неодинаковая морфология и динамика речных русел и пойм в пе-реходных зонах с различными неотектоническими и геоморфологическими условиями, безусловно, отражаются на геоэкологическом состоянии пой-менно-русловых комплексов этих зон. В переходных зонах первого типа (Кавказ, Карпаты) динамика русла, выражающаяся в интенсивных горизон-тальных русловых деформациях, влечет за собой размывы берегов и целых пойменных массивов, разрушение инженерных сооружений, и создает, по-этому, неблагоприятную геоэкологическую обстановку на берегах этих рек [Беркович и др., 2000]. В прибрежной зоне опасно что-либо строить, т.к. прогнозировать русловые деформации слабоустойчивого или неустойчиво-го разветвленного русла очень трудно; кормовые и пахотные угодья на зре-лых поймах и террасах также могут быть уничтожены рекой, тогда как вновь образующиеся пойменные острова и массивы непродуктивны в сель-скохозяйственном отношении.

Экологическая ситуация в переходной зоне второго типа (Западный Урал, южный склон западной части Большого Кавказа), связанная с русло-выми процессами, является более благоприятной из-за относительно боль-шой устойчивости русел рек и их естественного врезания.

Малая устойчивость русел рек в переходных зонах первого типа означает также быструю и ощутимую реакцию русел на изменения условий руслоформирования. Это обусловливает возможность управления русловы-ми процессами. Крупномасштабные регуляционные работы были проведе-ны на реках переходной зоны северного склона Высоких Татр – Рабе, Чер-ном Дунайце и их притоках. До 70-х годов ХХ века р. Черный Дунаец (Хо-холовский поток в переходной зоне) представлял собой сложноразветвлен-ное русло; интенсивная боковая эрозия сопровождалась здесь постоянным пополнением стока наносов галечным материалом и формированием мно-гочисленных смещающихся вниз по течению осередков [Krzemień, 2003] (рис.3А). Это создавало повышенную экологическую напряженность на густонаселенных берегах реки. Поэтому в 70-е годы по всей длине черного Дунайца было выполнено регулирование русла, в результате чего его мор-

127

фология была изменена из-за спрямлений потока на наиболее разветвлен-ных отрезках русла, возведения береговых и последовательно пересекаю-щих русло сооружений. Кроме того, из русла Черного Дунайца добывался строительный материал (ПГС), что послужило причиной уничтожения крупногалечной отмостки почти на всем протяжении реки в предгорьях.

Все это привело к существенной трансформации русла Черного Дунайца в предгорьях, непосредственно ниже выхода реки на равнину, и изменению характера русловых деформаций. На протяжении 12 км верхней части предгорного отрезка реки (длина реки в предгорьях, приуроченных к равнине Подгале, составляет 40 км) поток собрался в неразветвленном рус-ле и размыл донные отложения: участки, где река врезалась до коренных пород, увеличились по длине на 80%, и за счет регрессивной эрозии распро-странились выше русловых карьеров практически до подножья Татр (рис. 3Б). Ниже дер. Хохолово также на протяжении 12 км в русле Черного Дунайца, наоборот, стала больше проявляться аккумуляция аллю-вия, поступающего сюда при размыве дна русла на вышележащем участке. Лишь на самом нижнем участке реки в предгорьях (непосредственно выше устья р. Белого Дунайца) заметных изменений русла не произошло: волна трансгрессивной аккумуляции, идущая перед фронтом размыва зарегулиро-ванного русла, сюда еще не дошла.

Антропогенная трансформация, выразившаяся в искусственном усилении эрозии русла в верхней части предгорий, привела также к увели-чению крупности аллювия и уменьшению практически на всем протяжении 40-километрового предгорного участка русла длины размываемых берегов (Krzemień, 2003). Таким образом, антропогенные изменения русловых про-цессов, выразившиеся во врезании реки, сменившем естественную аккуму-ляцию наносов, привели к росту устойчивости русла, снижению темпов го-ризонтальных русловых деформаций, сохранности и доступности поймен-ных массивов и, в конечном итоге, к снижению на берегах Черного Дунайца экологической напряженности, вызванной русловыми деформациями. Это показывает возможность распространения опыта регулирования сложнораз-ветвленного русла Черного Дунайца на реки, расположенные в переходных зонах других регионов и характеризующиеся в естественных условиях ак-кумуляцией наносов в местах своего выхода с гор на равнины. Вместе с тем, экологическая напряженность, снизившись здесь из-за увеличения устойчи-вости русла и берегов, возросла по другой причине: на увеличивших свою площадь и устойчивость пойменных массивах стало проводиться массовое строительство. В высокие паводки, регулярно проходящие по этим рекам, застроенные территории начали затапливаться, что регулярно приводит к катастрофическим последствиям. Такую экологическую неоднозначность последствий регулирования русел рек в переходных зонах следует учиты-вать при решении вопросов, связанных с освоением прибрежных террито-рий.

128

ЛИТЕРАТУРА Барышников Г .Я . Развитие рельефа переходных зон горных

стран в кайнозое. Томск: изд-во Томского гос. ун-та. 1992. Беркович К .М . , Чалов Р .С . , Чернов А .В . Экологическое ру-

словедение. М.: ГЕОС. 2000. Борсук О .А . , Добровольская Н .Г , Лодина Р .В . , Ча-

лов Р .С . . Морфология русел и современный русловой аллювий на горных реках Западного Тянь-Шаня // Геоморфология. 1981. № 1.

Демин А .Г . , Лодина Р .В . , Рулева С .Н . , Чалов Р .С . Роль геоморфологических факторов в изменении типов русла и состава руслооб-разующих наносов на горных реках (на примере Катуни и Чуи) // Геомор-фология. 1991. № 4.

Карта новейшей тектоники СССР и сопредельных областей». М-б 1:4000000. Н.И.Николаев, А.А.Наймарк и др. М.: ГУГК. 1985.

Кузнецов К .Л . , Чалов Р .С . Русловые процессы и морфология русел горных рек в условиях активной селевой деятельности (на примере рек северного склона Заилийского Алатау) // Геоморфология. 1988. № 2.

Лилиенберг Д .А . , Сетунская Л .Е . и др. Морфоструктурный анализ современных вертикальных движений Европейской части СССР // Геоморфология. 1972. № 1.

Маккавеев Н .И . , Мандыч А .Ф . , Чалов Р .С . Влияние восхо-дящего развития рельефа на глубинную эрозию и твердый сток рек Запад-ной Грузии // Вестник Моск. ун-та. Сер.5. География. 1968. № 4.

Мандыч А .Ф . , Чалов Р .С . Направленность современных эро-зионно-аккумулятивных процессов в низовьях рек Западного Закавказья // Вестник Моск. ун-та. Сер.5. География. 1970. № 1.

Назаров Н .Н . , Егоркина С .С . Реки Пермского Прикамья. Го-ризонтальные русловые деформации. Пермь: Звезда, 2004.

Назаров Н .Н . , Чалов Р .С . , Чернов А .В . Особенности мор-фодинамики речных русел в переходных областях от гор к равнинам // Гео-морфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Краснодар. 1998.

Никонов А .А . Определение скорости врезания рек // Геоморфо-логия. 1973. № 1.

Хакимов С .К . Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня. Автореф. дисс. …канд. геогр. наук. М.: МГУ. 1992.

Хрисанов В .А . Развитие современных геоморфологических про-цессов в зоне сочленения горных хребтов Большого Кавказа и Копетдага с предгорными равнинами // Геоморфология гор и равнин: взаимосвязи и взаимодействие. Краснодар. 1998.

Чалов Р .С . Географические исследования русловых процессов. М.: Изд-во МГУ. 1979.

Чалов Р .С . Горные реки и реки в горах: продольный профиль, морфология и динамика русел // Геоморфология. 2002. № 3.

Krzemień K. The Czarny Dunajec River, Poland, as an example of human-induced development tendencies in a mountain river channel // Landform Analysis, Vol. 4. 2003.

129

Н.Н. Назаров*, Л.Н. Гаврюхова** *Пермский университет,

**Кубанский государственный аграрный университет

МОРФОЛОГИЯ И МОРФОДИНАМИКА СУГЛИНИСТЫХ БЕРЕГОВ ВОДОХРАНИЛИЩ*

Выявление пространственно-временных закономерностей перефор-

мирования берегов водохранилищ в современную фазу их развития может стать ключом к решению самых различных теоретических и прикладных задач по рациональному использованию прибрежной зоны и акватории во-доемов. Актуальность проведения таких исследований сегодня как никогда велика, поскольку «география» проведения исследований по сравнению с начальным периодом изучения берегов равнинных водоемов России и быв-ших республик СССР сегодня крайне ограничена.

Одним из важнейших объектов в изучении морфодинамики берегов равнинных водохранилищ являются берега, сложенные суглинками. С мо-мента наполнения водоемов отличительной особенностью таких берегов служит высокая скорость переработки. Обычно в несколько раз, а отдель-ных случаях даже на порядок скорость разрушения суглинистых берегов пре-вышает этот показатель для берегов, сложенных породами других литоло-гических разностей [Воскобойников, 1961; Самохвалова, 1961; Печер-кин, 1969]. Особенно большие различия в активности береговых процессов стали наблюдаться в последние десятилетия. Прогрессирующее по всему периметру водоемов увеличение ширины прибрежных отмелей на фоне до-вольно высокой скорости разрушения суглинистых берегов [Овчинников и др., 1999; Назаров, 2004] и наметившаяся одновременно тенденция сниже-ния активности процессов переработки берегов, сложенных породами дру-гого состава, свидетельствует о вступлении большей части водоемов сезон-ного регулирования в новый этап своего развития. Стадия динамического равновесия, сменившая за короткое время (5-10 лет с момента создания во-дохранилища) стадию интенсивного разрушения берегов [Печеркин и др., 1980], по-видимому, начинает приобретать черты будущих динамических обстановок прибрежных зон. Есть основания предполагать, что в настоящее время происходит перманентная дифференциация элементарных участков побережий по ведущему агенту (агентам) берегоформирования. Переменно-ударное действие колебательных волн, преобладающее в стадию интенсивного берегоразрушения, продолжает оставаться главным процессом переформиро-вания лишь у приглубых (прирусловых) берегов. Постепенно на остальной, большей по протяженности части перерабатываемых берегов главными процессами становятся размыв клифа и отмели прибойным потоком, вывет-

* Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект №03-05-64969)

130

ривание, склоновая эрозия, смещения оползневых масс, размокание пород, размыв и транзит наносов вдольбереговыми течениями и т.д.

Наиболее вероятным результатом наметившейся замены одного ве-дущего агента переработки на комплекс «моделирующих» процессов (на не-которых водоемах уже состоявшейся) может стать усиление причинно-следственных связей между морфологией и динамикой берегов. Сегодня из-вестно сравнительно небольшое количество работ, в которых приводятся ре-зультаты исследований по морфологическому переустройству береговой линии (плановых очертаний), полученных в первую, самую активную фазу формирования водоемов [Хбасов, Тарвердиев, 1961; Воскобойников, 1961]. Для берегов, находящихся в стадии динамического равновесия, эта проблема является практически неизученной.

Чтобы ответить хотя бы на часть вопросов по проблеме взаимосвязи между морфологическим строением суглинистых берегов, извилистостью береговой линии и скоростью современного разрушения берегов, проанали-зированы результаты наблюдений на Камском, Воткинском и Краснодар-ском водохранилищах [Гаврюхова, 1998; Назаров, 2002, 2004], а также не-которые данные по водохранилищам Сибири [Овчинников и др., 1999; Ха-бидов и др., 1999; Савкин, 2000].

Общую направленность изменений, наблюдавшихся в ходе перера-ботки суглинистых берегов с момента заполнения водохранилищ и до на-стоящего времени, можно проиллюстрировать на примере камских водоемов.

Начальная стадия в разных частях Камского водохранилища дли-лась от нескольких недель до года [Печеркин и др., 1980]. За первый год суглинистые берега на отдельных участках отступили на 10-20 м. Средняя скорость разрушения берегового обрыва составила 1,5-2,0 м в месяц [Дуб-ровин и др., 1959]. В отдельных случаях в абразионных уступах фиксирова-лись волноприбойные ниши, время существования которых было кратко-временным. Размеры ниш составляли до 1,5 м по высоте, горизонтальное сечение – 1,0-2,0 м, вглубь берега они распространялись не более чем на 1,5-2,0 м. Характерно, что ниши образовывались лишь в надводной части берегов. При высоком стоянии уровня воды разрушение берегов происходи-ло не только в штормовую погоду за счет удара волны, но и в штиль за счет оплывания нижних частей обрывов.

В стадию интенсивного разрушения берегов переработка происхо-дила путем первичного расчленения береговой линии (сказались различия в литологии, механическом составе отложений аллювиального комплекса, линейная эрозия и т.д.) и последующим ее относительным выравниванием. В первую фазу периода шло активное образование бухт, ниш, мысов, ос-танцов. По мере выработки "профиля равновесия" прибрежной отмели процесс выравнивания стал преобладающим над процессом расчленения. В заливах осуществлялось накопление наносов и продуктов выветривания, которые постепенно нивелировали большую часть неровностей береговой линии. Абразия обвальных берегов, как правило, сопровождалась овражной

131

эрозией, оползневой деятельностью, суффозией, которые в свою оче-редь стимулировали активность абразии. Продолжительность стадии – 4-5 лет. Скорость переработки берега в зависимости от геоморфологических и гидрометеорологических условий года колебалась в диапазоне 1-30 м/год [Водохранилище .... 1968].

Стадия интенсивного разрушения берегов характеризовалась также особым режимом и направленностью моделирующих береговой уступ про-цессов. Лессовидность суглинков придавала породе свойство образовывать столбчатые отдельности, которые обычно резко ослабляют ее противоэрози-онную устойчивость и определяют форму клифа. Основание последнего обычно находилось у горизонта максимального стояния уровня воды. В обрыве часто образовывались разобщенные карманообразные волнопри-бойные ниши, длина которых достигала 10 м, глубина – 3-4 м, высота – 2-3 м. Обычные же размеры ниш были значительно меньше. Сливаясь, они образовывали карнизы, протягивающиеся на 15-20 м. Время их существова-ния ограничивалось временем продолжительности штилей [Печеркин и др., 1966]. В плане берега довольно часто имели фестончатое очертание. При прочих равных условиях скорость уничтожения мысов была в 1,5-2,0 раза больше, чем выровненного берега. Обрушение его обычно происходило даже в период штилей при размокании и оплывании нижних частей откосов. Во многих случаях объем породы, перемещенный к основанию уступа в результате оплывания грунта, значительно превосходил объем пород, поступивших в водоем в результате волновой деятельности [Печер-кин, 1969].

Отличие стадии динамического равновесия от предшествую-щих этапов формирования береговой линии водоемов, по мнению И.А. Печеркина [1969] заключается в наличии ведущего геологического процесса, который обусловливает дальнейшее формирование берегового уступа и всей зоны влияния водохранилища. Динамическое равновесие, по его словам, не означает затухания и резкого снижения активности ведуще-го процесса. Процесс достигает такой скорости развития, которая соответ-ствует конкретной природной обстановке (геологическому строению скло-на, его геоморфологическим особенностям, гидрологическим особенностям водоема и т.д.).

Современная геодинамика суглинистых характеризуется средни-ми, а в отдельных случаях повышенными значениями скоростей переработ-ки из зафиксированных ранее за весь период существования водохранилищ (исключая две первые короткие стадии). Установлено, что размыв лессовых берегов Краснодарского водохранилища на сегодняшний день остается весьма интенсивным, и берега на отдельных участках отступают со скоро-стью более 5 м в год. По данным В.М. Савкина [2000] темпы абразионной переработки берегов Новосибирского водохранилища в течение пятнадцати лет (1981-1995 гг.) оставались практически неизменными, а скорость их разрушения составляла около 3 м/год. Выводы Г.И. Овчинникова [1999] по

132

Иркутскому водохранилищу свидетельствуют о том, что за более чем 50-ти летний период его эксплуатации стабилизации абразионного процесса, как предполагалось ранее, так и не произошло. Скорость абразии в настоящее время достигает 3-10 м в год. На некоторых участках скорость переработки берега даже увеличивается (рис. 1).

Рис. 1. Динамика ширины размыва берега Иркутского водохрани-

лища – в течении года(А) и суммарная (Б) на участке Новоразводная за 1970-1996 гг. и прогноз развития до 2022 г. [Овчинников и др., 1999].

Если в 70-х до середины 80-х годов прошлого века на участке Но-

во-разводная ширина зоны размыва берега колебалась в интервале 1-6 м в год при средних значениях около 2,5 м, то 1987 г она стала стабильно пре-вышать 3,5 м в год. Отмечается также, что если в первые годы эксплуата-ции водоема размыву подвергались склоны крутизной до 4°, то в последние годы размыву стали подвергаться даже пологие склоны крутизной менее 2° [Owchinnikow, 1996]. Результатами повторного картирования было зафик-сировано, что в процессе эволюции береговой линии, углубления отмели и увеличения ее крутизны, неразмываемые ранее берега сегодня активно пе-реходят в группу абразионных, увеличивая их общую протяженность (такая направленность развития берегов, ранее относящихся к «нейтральным», в последние годы проявилась на камских водохранилищах. Одним из объясне-ний подобного развития прибрежной зоны является отличительное от дру-гих пород свойство суглинков разбухать и раскисать при продолжительном контакте с водой [Золотарев, I960]. Вызываемое этими процессами сниже-ние поверхности абразионной отмели, происходящее в результате посте-пенного отмыва, взвешивания и удаления глинистых частиц в периферий-ную зону отмели, приводит к углублению ее приурезовой зоны. В конеч-ном итоге такие изменения гидрологических условий делают возможным

133

(при высоких уровнях) прорыв волн и прибойных течений к подошве бере-гового склона и вовлечение его в процесс переработки.

Для изучения общих закономерностей переформирования суглини-стых берегов в зависимости от их морфолого-морфометрических особенно-стей в 1998-1999 гг. на отдельных участках береговой зоны Камского и Воткинского водохранилищ были организованны стационары по проведе-нию ежегодных инструментальных наблюдений за перемещением бровки берега. С помощью детальной тахеометрической съемки, охватывающей, как правило, несколько сотен метров полосы берега на каждом из стационаров, предполагалось оценить влияние некоторых факторов переформирования абразионных уступов (экспозиции и степени извилистости линии берега, высоты уступа, ширины и уклона прибрежной отмели и др.).

Наблюдения за динамикой бровки в верхних частях водохрани-лищ и местах локальных сужений акваторий, где ширина водоема не пре-вышает 2 км, показали, что темпы переработки берегов, представленных делювиальными и аллювиальными суглинками, отличаются высокой степе-нью неоднородности в пространстве и времени. Минимум проявления неод-нородности в скоростях плановых перемещений бровок абразионных усту-пов соответствует участкам берега, расположенным под большим углом (бо-лее 45) к направлению наиболее сильных ветров, наблюдавшихся в расчет-ный период. На криволинейных участках берега при изменении их ориенти-ровки в направлении уменьшения угла подхода наиболее энергообеспечен-ных волн происходит быстрое увеличение степени неоднородности темпов переработки. Плановые очертания берега приобретают вид ломаной линии, представленной чередованием мысов и коротких прямолинейных отрезков. Скорость разрушения берега на смежных участках, экспозиции которых отличаются всего на 15-20°, может различаться в несколько раз (рис. 2). На стационаре «Ерзовка» (Воткинское водохранилище) (рис. 2а) изменение экс-позиции берега по отношению к наиболее сильным вдольводоемным ветрам с 80-90° в его «верхней» периферийной части до 55-60° в средней и «ниж-ней» сопровождалось увеличением коэффициента вариации (KB) ширины зоны переработки берега за 1998-2003 гг. с 15,4% до 68,3%. Частота обра-зующихся мысовидных выступов в этом же направлении изменялась с 15 шт/км до 36 шт/км. Установлено, что степень «выразительности» морфоэле-ментов береговой линии (глубина выдвижения мысов в сторону водоема) также увеличивалась в направлении от «верхней» части к «нижней» – с 0,8-1,5 м до 3,0-9,0 м.

Другая морфодинамическая ситуация в настоящее время складыва-ется на побережьях, расположенных в расширенных частях водоема. Здесь расстояние между берегами практически везде превышает 5 км, а с учетом всего сектора волноопасных направлений для отдельного участка побере-жья (30°-150°) может достигать 10-15 км и более. Как правило, суглинистые берега в этой части водоемов характеризуются довольно высокой степенью однородности значений ширины зоны переработки за многолетний период

134

Рис. 2. Площадь переработки берега на стационарах камских водо-

хранилищ: а – Ерзовка (Воткинское водохранилище), б – Частые (Воткинское водохранилище), в Скородум (Камское водохранилище) в период: 1 – 1998-1999 гг., 2 – 1999-2000 гг., 3 – 2000-2001 гг., 4 - 2001-2002 гг., 5 – 2002-2003 гг., 6 – 2003-2004 гг. (KB менее 25%). Напротив, KB ширины зоны разрушения береговых усту-пов за один год обычно имеет большие величины. Например, для участка берега в окрестностях с. Частые (рис. 2б) KB, рассчитанный для 2000-2001 гг., был в 4,5 раза выше, чем для всего периода наблюдений (соответ-ственно 71% и 16%). Главной причиной неравномерности переформирова-ния линии берега, по-видимому, является высокая динамичность рельефооб-

135

разующих процессов и стадийность их развития. При среднегодовых скоро-стях разрушения берегового уступа за многолетний период 0,99 м/год, в не-которые годы даже средние значения этого показателя достигали 2,16 м/год, а в отдельных точках – 5,0-5,5 м/год. Объем грунта, перемещенный в ре-зультате обрушения склона к его подножью (средняя высота склона 9,5 м) за период с августа 2000 г по август 2001 г, составил 20,5 м на 1 погонный метр берега (в отдельных точках на прибрежную отмель «метр» поставлял до 51 м3.

Особым случаем переработки суглинистых берегов являются бере-га, развивающиеся по абразионно-оползневому типу. Отличительной осо-бенностью их морфодинамики является ярко выраженная стадийность тем-пов переформирования, в результате которой образуется исключительно неровная в плане линия берега. Мезоконфигурация таких берегов обычно осложнена мысовидными выступами, разделенными одним большим или несколькими мелкими «полуцирками». Частота образования мысов на од-ном из стационаров Камского водохранилища при средних значениях 40-50 шт/км в отдельные годы достигала 70-80 шт./км. Наиболее стабильными морфоэлементами береговой линии в многолетнем плане являются оползне-вые «полуцирки», которые без признаков какой-либо активизации со сторо-ны моделирующих склон процессов могут существовать на протяжении 2-3 лет и более. Основной зоной активности при переработке абразионно-оползневых берегов являются мысовидные выступы или участки побере-жий, на которых оползневые тела (вывалы грунта на прибрежной отмели) к этому моменту оказываются полностью переработанными. Значения KB скорости разрушения береговых уступов, рассчитанные для одного года наблюдений, значительно превышают величину данного показателя, вы-численного для нескольких лет. Так на стационаре «Скородум» (Камское водохранилище) (рис. 2в) KB за 2000-2001 гг составил 124%, за 1999-2003 гг – 31%. Диапазон значений ширины зоны переработки для этих же периодов колебался соответственно в пределах 0,2-9,2 м и 3,2-11,2 м.

Натурные наблюдения и анализ материалов тахеометрических съе-мок, осуществленных на берегах камских водохранилищ, позволили выявить наличие двух стадий переформирования суглинистых берегов. Первая – «субаквальная» имеет продолжительность в среднем 1-2 года. С момента обрушения берега (начало стадии) она характеризуется размывом прибреж-ной части отмели, «подросшей» на высоту и ширину шлейфа из песчано-алевритовых частиц, расположившихся по периферии тела обвала (ополз-ня). Ширина шлейфа в среднем составляет 15-20 м, мощность – до 0,5 м и редко более. Коренной склон (вновь образованный уступ) в этот период ос-тается в относительно стабильном состоянии. Его разрушение, составляю-щее не более первых десятков сантиметров в год, осуществляется лишь мо-делирующими его экзогенными процессами: выветриванием, капельной деструкцией, плоскостной эрозией, оплыванием без непосредственного воздействия водоемных процессов на клиф.

136

Вторая – «подготовительная» стадия имеет продолжительность 1-3 года. Она включает в себя абразионный размыв основания тела обвала, а затем и полное его уничтожение. Параллельно с абразией в разрушении уча-ствуют также физическое выветривание и гравитационные процессы.

Четкую границу между первой и второй стадиями переформирова-ния суглинистых берегов, как правило, установить довольно сложно, по-скольку процессы размыва сместившейся массы горной породы, часто со-храняющей свою монолитность в виде прислоненного блока, начинают воз-действовать на грунты уже в первый год после образования обвала (ополз-ня). Конец второй стадии и скачкообразный переход снова к первой, но уже для другой экзодинамической обстановки, реализуется очередным обвалом в результате потери устойчивости склона. Поскольку продолжительность обе-их стадий для берегов, представленных суглинками, в первую очередь зави-сит от объема грунта, поступившего в основания уступов, главным морфо-метрическим критерием, определяющим скорость сменяемости циклов пе-реработки берегов, является их высота. Для активно переформирующихся береговых уступов высотой 8-14 м продолжительность периода с относи-тельно стабильным состоянием склона (1 и 2 стадии) составляет около 2-3 лет. Более высокие суглинистые берега (18-20 м и более) могут сохранять относительную стабильность на протяжении 4-5 лет. Напротив, у невысоких берегов (до 4-6 м) продолжительность обеих стадий может «сжиматься» до одного года или даже сезона, после чего обычно происходит очередное об-рушение берегового уступа.

Важную роль в разрушении отдельных участков берегов, сложенных лессовидными суглинками, играют ниши – углубления в подошве клифа на отметках изменения уровней и волнового воздействия. Образовавшиеся в результате размокания пород и их размывов под действием волн и прибой-ных потоков, они довольно часто начинают свое формирование еще в теле сместившейся массы породы или монолитного блока, постепенно прорезая его и углубляясь в коренной берег.

Результаты изучения напряженного состояния берегового массива, осложненного нишами [Гаврюхова, 1998], позволяют по-новому оценить роль данных форм в развитии берегов, сложенных породами суглинистого состава. Используя метод конечных элементов строительной механики, рас-четным путем было установлено, что растягивающие напряжения, возни-кающие при образовании ниш, занимают практически весь объем грунта над ними (рис. 3). Наиболее опасные напряжения, с точки зрения нарушения прочностных характеристик грунта, располагаются над нишей в плоскости ее самой глубокой точки. Результаты расчетов теперь во многом объясняют причины активного разрушения сводов ниш, находящихся в «сухом» (вы-ше уреза воды) состоянии. Возникнув в результате внешнего воздействия на плоскость берегового склона, ниши начинают развиваться самостоятельно благодаря разрушительному воздействию растягивающих напряжений на их стенки. При этом удаление обрушившегося материала из полости осуществ-

137

ляется в периоды высокого стояния уровня воды в водоеме даже при отсут-ствии волнового воздействия на подножье уступа.

Рис. 3. Распределение главных напряжений в сечении ниши. Пример переработки берегов, сложенных лессовидными суглинка-

ми, дает Краснодарское водохранилище. При его проектировании была принята прогнозная глубина переработки берегов, указывающая на то, что со временем обрывистые берега превратятся в пологие, абразионный про-цесс затухнет, и скорость отступления берега практически будет равна нулю. Но многолетняя эксплуатация водохранилища показала, сто переработка пра-вого (южного) его берега продолжается, и берег отступает параллельно са-мому себе со скоростью, в отдельных местах превышающей 5 м в год.

Водохранилище имеет в плане озёрную конфигурацию и неблаго-приятное расположение относительно розы ветров. Это способствует фор-мированию в нём значительного волнения. Из всего многообразия волн на Краснодарском водохранилище, наибольшее значение имеют ветровые вол-ны. Пока велись наблюдения (1976-1990 гг.) наибольшая высота волны на водохранилище зафиксирована при ветрах восточного и юго-западного на-правления и составляет соответственно 195 и 180 см.

Береговая линия представлена обрывистыми берегами, сложенны-ми легкоразмываемыми лессовидными суглинками. Неустойчивый склон,

138

большие колебания уровня воды в водохранилище (до 8 м), озёрная конфи-гурация и значительное ветровое волнение (до 2 м) способствуют интенсив-ной переработке правого берега водохранилища. При отступлении берега формируется отмель, на которой гасится энергия волн.

Правый берег, в зависимости от степени его подтопления и ха-рактера переработки, можно разделить на 4 участка: верхний – от восточ-ной окраины станицы Васюринской до затопленного участка устья р. Белой; средний – от затопленного устья р. Белой до урочища (излучина р. Кубани) «Дубовое колено»; нижний – от урочища «Дубовое колено» до хутора Ле-нина; приплотинный – от хутора Ленина до плотины гидроузла.

Натурные наблюдения, которые проводились нами, показали, что в вертикальной стенке обрыва формируются ниши – углубления в вертикаль-ной стенке на отметках изменения уровня и волн. Ниши имеют вытянутую форму вдоль уреза воды. При достижении нишей определённой глубины на дневной поверхности грунта образуется трещина откола, которая постепен-но увеличивается по длине, ширине и глубине, приводит к значительно-му обрушению грунта, нависающего над нишей. Обвалившийся грунт, как правило, в виде столбчатого монолита, медленно размокает, превращаясь в конус размыва, и некоторое время защищает берег от дальнейшего вол-нового воздействия, а затем постепенно смывается в чашу водохранилища. Берег вновь становится обрывистым, образуется ниша – процесс повторяет-ся и берег отступает параллельно самому. Правый берег продолжает оста-ваться вертикальным, и его разрушение создает угрозу пахотным и застро-енным землям.

Выводы 1. Скорость абразии суглинистых берегов на крупных водохрани-

лищах сезонного регулирования в настоящее время остается высокой. Сред-ние годовые значения переработки берегов на водохранилищах России со-ставляют 1-3 м, достигая на отдельных участках 5-10 м в год.

2. Часть низких суглинистых по составу берегов затопления («ней-тральных») по истечении некоторого времени переходит в группу абрази-онных. Процесс смены типа развития берегов предваряется увеличением крутизны отмели и углублением ее прибрежной зоны. Основной причиной «срезки» отмели является свойство суглинков разбухать и раскисать при контакте с водой.

3. На криволинейных (выпуклых, вогнутых) участках берегов уменьшение угла между линией берега и направлением преобладающих штормовых ветров ведет к увеличению неравномерности темпов перера-ботки. Участок относительно ровного или слабо извилистого берега на смежном отрезке приобретает вид ломаной линии с выдающимися в аква-торию мысами.

4. Особенностью формирования абразионных и абразионно-опол-зневых берегов, сложенных суглинками, является высокая степень неодно-родности темпов их переработки в пространстве и во времени. Коэффици-

139

ент вариации скорости разрушения берега на одном из стационаров Камско-го водохранилища для четырехлетнего периода (1999-2003 гг.) со ставил 31%, для одного года (2000-2001 гг.) – 124 %.

5. В переработке суглинистых берегов выявлены две относительно самостоятельные стадии развития. Первая – «субаквальная» ограничивается периодом размыва (снижения высоты) приурезовой части отмели, сформи-ровавшейся в результате локального размещения в виде вдольберегового шлейфа песчано-алевритовой фракции сместившихся пород. Вторая – «подготовительная» включает в себя процесс разинтеграции и удаления из подошвы уступа горных пород, образовавшихся в результате обвала или оползнеобразования (оплывания).

6. Изменение параметров береговых ниш, образующихся в результа-те деятельности водоемных процессов, на последующих стадиях формиро-вания начиняет идти по пути саморазвития.

ЛИТЕРАТУРА

Абасов М .А . , Тарвердиев Р .Б . О динамике берегов Мингеча-урского водохранилища // Труды 7-го Байкальского научного совещания по изучению берегов водохранилищ. Том 1. 1961.

Водохранилище Воткинской ГЭС на р. Каме Пермь: Изд-во Перм. ун-та. 1968

Воскобойников В .М . Динамика берегов Каховского водохрани-лища в первые пять лет эксплуатации // Труды 7-го Байкальского научного совещания по изучению берегов водохранилищ. Том 1. 1961.

Гаврюхова Л .Н . Механизм разрушения лессовых берегов водо-хранилища (на примере Краснодарского водохранилища) // Автореф. дис… канд. геогр. наук. СПб:РГГМУ. 1998.

Дубровин Л .И . , Матарзин Ю .М . , Печеркин И .А . Камское водохранилище. Пермь: Перм. книж. изд-во, 1959.

Золотарев Г .С . Значение геологических факторов в формирова-нии берегов водохранилищ // Труды 7-го Байкальского научного совещания по изучению берегов водохранилищ. Том 1. 1961.

Назаров Н .Н . Карстовые берега Камского водохранилища: рас-пространение, интенсивность, переработки, классификация // Карстоведение XXI: теоретическое и практическое значение. Пермь. 2004.

Назаров Н .Н . Экзогенные геологические процессы как источник формирования донных отложений Воткинского водохранилища // Гидро-техническое строительство. 2002.

Назаров Н .Н . , Анисимов В .М . , Калинин В .Г . , Симере-нов С .А . , Тюняткин Д .Г . , Фролова И .В . Пространственно-времен-ная изменчивость интенсивности переработки суглинистых берегов водо-хранилищ (на примере камских) // Девятнадцатое пленарное межвузовское совещание по проблеме эрозионных, русловых и устьевых процессов. Белгород. 2004.

140

Овчинников Г .И . , Павлов С .Х . , Тржцинский . Изменение геологической среды в зонах влияния ангаро-енисейских водохранилищ. Новосибирск: Наука. 1999.

Печеркин И .А . Гемодинамика побережий камских водохрани-лищ. Том 2. Пермь: Изд-во Перм. ун-та. 1969.

Печеркин И .А . , Карзенков Г .И . , Цветков . Переработка бе-регов Воткинского водохранилища при первой очереди наполнения // Гео-графия Пермской области. Вып. 3. Пермь: Изд-во Перм. ун-та. 1966.

Печеркин И .А . , Печеркин А .И . , Каченов В .И . Теоретиче-ские основы прогнозирования экзогенных геологических процессов на бе-регах водохранилищ. Пермь: Изд-во Перм. ун-та.. 1980.

Савкин В .М . Эколого-географические изменения в бассейнах рек Западной Сибири. Новосибирск: Наука. 2000.

Самохвалова М .П . Интенсивность обрушения берегов при за-полнении Волгоградского водохранилища // Труды 7-го Байкальского науч-ного совещания по изучению берегов водохранилищ. Том 1. 1961.

Хабидов А .Ш . , Жиндарев Л .А . , Тризно А .К . Динамические обстановки рельефообразования и осадконакопления береговой зоны круп-ных водохранилищ. Новосибирск: Наука. 1999.

Owchinnikov G.I . Wplyw procesow abrazyjnych na rozwoj strefy przybrzeznej zbiornikow wodnych angarskiej kaskady elektrowni wodnych // Ksztaltowanie srodowiska geograficznego i ochrona przyrody na obszarach uprzemyslowionych i zurbanizowanych. r Katowice; Sosnowiec. 1996. № 23.

Н.Б. Барышников Российский государственный гидрометеорологический университет

ВОЗДЕЙСТВИЕ ЭФФЕКТА ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ПОЙМЕННЫХ И

РУСЛОВЫХ ПОТОКОВ НА ТРАНСПОРТИРУЮЩУЮ СПОСОБНОСТЬ РУСЛОВОГО ПОТОКА

При гидротехническом проектировании и строительстве, а также

планировании различных водохозяйственных мероприятий обязательным условием является наличие исходной информации о стоке наносов. Особен-но большое значение информация о наносах имеет при проектировании мостовых переходов, водозаборов и других сооружений. Действительно, по данным различных авторов от 15% до 50% аварий мостовых переходов обу-словлено недостаточным учетом расходов наносов и русловых процессов.

Как известно [Барышников, Попов, 1988], речные наносы подразде-ляют на две группы – взвешенные и влекомые, хотя объективные критерии такого деления фактически отсутствуют. При этом считается, что наносы

141

полученные прибором для отбора проб взвешенных наносов (вакуумный батометр или батометр-бутылка), являются взвешенными, а донным бато-метром – донными. В тоже время в любой из этих приборов попадают как взвешенные, так и влекомые наносы.

Ряд исследователей [Алексеевский, 1998; Беркович, 2001] считают, что наносы следует подразделить на руслоформирующие, или русловые, и нерусловые, то есть участвующие только в формировании поймы. Положи-тельным в таком делении является наличие методики расчетов, позволяю-щей определить крупность фракции, разграничивающей наносы на указан-ные выше две группы [Гончаров, 1962]. Эта методика не является строгой и имеет ряд недостатков, но все-таки она позволяет объективно определять, какие фракции наносов следует отнести к каждой из групп.

На сети Гидрометслужбы осуществляются регулярные наблюдения за стоком взвешенных наносов, сведения о которых публиковались в гидро-логических ежегодниках. Значительно хуже обстоит дело с донными нано-сами. Действительно, еще в 60-е годы на гидрометеорологических постах были прекращены измерения расходов донных наносов. Это было обуслов-лено несовершенством методов их измерения, низкой точностью и малой надежностью получаемой информации. Следствием этого явилось большое количество формул для расчетов расходов влекомых наносов, точнее транс-портирующей способности русловых потоков. Большинство методов расче-тов основано на зависимости вида: ( )mкVVG α= . В качестве примера, можно привести формулы, предложенные:

В.Н. Гончаровым – ( ) 33,4)1(2,1 кк VVdVG ⋅⋅+= ϕ , (1)

Г.И. Шамовым – ( ) 25,033 )()(95,0 hdVVVVdG кк ⋅−⋅⋅⋅= , (2)

И.И. Леви – ( ) 25,03 )()/(002,0 hdVVgdVG к ⋅−⋅⋅= , (3)

К.В. Гришаниным – , (4) )()/(015,0 3кк VVdVVG −⋅⋅=

где G – расход донных наносов на единицу ширины потока; V и Vк – средняя и средняя критическая скорости руслового потока; d – средняя крупность; φ – параметр турбулентности наносов; m – показатель степени.

Как вытекает из анализа формул, приведенных выше, и других фор-мул такого же вида, транспортирующая способность в основном зависит от относительной средней скорости потока. Неоднократные попытки уточнить величину показателя степени m позволили рекомендовать ее равной 3-4. По-видимому, на неё существенное влияние оказывает состояние потока, ха-рактеризуемое числом Фруда, крупность перемещаемых наносов и другие факторы.

Интересные результаты исследований доложил на III Всесоюзном гидрологическом съезде В.Е. Любимов [1960]. Используя данные натурных измерений влекомых наносов, перемещавшихся в безгрядной и грядной формах, он выполнил расчеты по формулам (1)-(3) и пришел к следующим

142

выводам: расчет расходов наносов по этим формулам иногда дает близкие к натурным данным результаты. При этом формула Шамова преуменьшает расход наносов. Формулы Гончарова и Леви для наносов крупностью 0,20<d<0,40 мм дают вполне удовлетворительные результаты, но по форму-ле Леви нулевой расход наносов при малых скоростях получается тогда, когда уже наблюдается перемещение наносов, что объясняется несовершен-ством формулы Леви для расчета критических скоростей; для песков круп-ностью d<0,15 мм формулы Шамова и Леви мало пригодны, а формула Гон-чарова дает преувеличение.

Формула Гришанина была предложена ее автором значительно позднее и практически никем не проверялась и не оценивалась. В тоже вре-мя оценка всех формул (1)-(4), выполненная в РГГМУ, показала их недоста-точную эффективность.

Учитывая, что основной сток наносов происходит в периоды па-водков и половодий, необходимо оценить влияние эффекта взаимодействия потоков на транспортирующую способность руслового потока. Рядом ис-следователей [Железняков, 1981; Барышников, 1984] разработаны типиза-ции процессов взаимодействия потоков, в основу которых положено взаим-ное расположение динамических осей взаимодействующих потоков. В ча-стности, Н.Б. Барышниковым [1984] выделено пять типов (рис. 1) для уча-стка расположенного ниже расчетного створа, но для условий стационарной задачи. Для нестационарных условий установлено [Барышников, 1984; Ба-рышников, Самусева, 1999], что при подъеме уровней, когда наблюдается растекание руслового потока по пойме, процесс близок ко второму типу взаимодействия потоков.

Рис.1. Типизация взаимодействия руслового и пойменных потоков При всех типах взаимодействия поперечные уклоны водной по-

верхности направлены от руслового потока к пойменному. На спаде поло-

143

водья или паводка наблюдается противоположное явление: поперечные ук-лоны водной поверхности соответственно направлены в сторону руслового потока. В то же время массы пойменных вод поступают в русло, тормозя русловой поток.

К сожалению, натурные данные по этой проблеме отсутствуют, а лабораторные – крайне ограничены. Исключением является информация специализированной станции в д. Яжелбицы на р. Поломети, где измерения стока наносов в грядовой форме выполняются с помощью специальной ап-паратуры. К сожалению, данные этих измерений не опубликованы, а лишь частично результаты их анализа содержатся в исследованиях Б.Ф. Снищенко [Кондратьев и др., 1982].

Помимо стационарных наблюдений, имеются сведения об исследо-ваниях процессов затопления пойменных массивов при пропуске паводков малой обеспеченности. Наиболее детальные данные приведены З.М. Вели-кановой и Н.А. Ярных [1970] для пойменного массива на р.Оби у г. Барнаула, где оси руслового и пойменного потоков пересекались под уг-лом близким к 90о. Благодаря тому, что половодье продолжалось длитель-ное время, русло реки было почти полностью заполнено русловыми нано-сами и часть их через понижения в прирусловых валах (прорвы) стала по-ступать на пойму. Наносы откладывались на пойменном массиве в виде околобровочных конусов выноса, наибольшая длина которых достигала 150-200 м (от бровки), а толщина – 1,5 м. Приведенные сведения о крупно-сти наносов позволяют считать, что в верхней части пойменного массива наблюдалось осаждение русловых наносов (d=0,16-0,24 мм).

К сожалению, информация о скоростях и глубинах в основном рус-ле в местах интенсивного выноса русловых наносов на пойму не приведена. Возможно такие измерения в период паводков не производились. Анализ лоцманских карт, которые составляются по данным промеров в меженные периоды, позволил установить, что, как правило, именно в этих местах рас-полагаются перекатные участки. Учитывая, что факт интенсивного роста отметок дна на большинстве перекатов в периоды подъема половодий и паводков и их снижение на спаде половодья и в меженный период давно установлен [Алексеевский, Чалов, 1999], можно считать, что в этих местах на подъеме половодья наблюдаются интенсивные отложения наносов.

В 1967 г. в РГГМУ под руководством Н.Б. Барышникова [1967] бы-ли проведены экспериментальные исследования по выявлению влияния эф-фекта взаимодействия руслового и пойменного потоков на транспортирую-щую способность руслового потока. С этой целью в малом гидравлическом лотке с переменным уклоном было смоделировано русло шириной 0,2 м, с поймой шириной 0,2 м и длиной 2,8 м. Глубина русла (до бровки поймы) составляла 0,05 м. Оси русла и поймы на экспериментальной установке бы-ли параллельны. Поверхность поймы и дно русла покрыты стеклом, толщи-ной 4мм.

144

Эксперименты выполнялись по разработанной в РГГМУ методике, в соответствии с которой измерения выполнялись в русловом потоке изоли-рованном от пойменного тонкостенной стеклянной перегородкой. Расходы наносов при этом измерялись объемным методом, т.е. наносы собирались в специальную емкость, затем высушивались и взвешивались. Одновременно выполнялись измерения расходов и скоростей течения. Расходы воды изме-рялись как с помощью водослива, так и методом скорость – площадь. Рас-хождение данных измерений этими методами не превышало 3-5%. Измере-ния выполнялись по всей амплитуде колебаний уровня, примерно через один см. После получения устойчивой зависимости )(HfG = или

для руслового потока, изолированного от пойменного, стеклян-ная перегородка снималась и эксперименты производились в том же диапа-зоне колебания уровней, но при взаимодействии руслового и пойменного потоков.

)(QfG =

Как видно (рис. 2), для условий изолированного от поймы руслово-го потока получена устойчивая зависимость )(HfG = . Аналогичный вид имеет зависимость . В то же время исходные данные полученные при взаимодействии руслового и пойменного потоков после выхода воды на пойму образуют несколько кривых зависимостей

)(QfG =

)(HfG = и , расположенных левее аналогичных кривых для изолированного русла (рис.2). При этом уменьшение расходов наносов тем больше, чем больше шероховатость поймы при прочих равных условий (рис.3).

)(QfG =

Как видно, обнаруживается довольно четкая зависимость , в которой точке с координатами [0;0] соответствует величина

для изолированного русла. Величина )( ПnfG =Δ

GΔ GΔ определялась, как разность расходов наносов полученных по кривым зависимостей )(HfG = для взаимодействующих потоков и по соответствующей кривой для изолиро-ванного русла. На рис.3 приведены данные, полученные при глубине русло-вого потока 10см.

Следует отметить, что приведенные экспериментальные данные яв-ляются уникальными; практически нигде подобные эксперименты не вы-полнялись. В то же время они являются недостаточными, так как выполня-лись только при параллельности динамических осей потоков. К тому же размеры лотка были явно недостаточны. Режим потока был пространствен-ным и значительно отличался от плоского.

Исходя из этого, в 2003 г. в РГГМУ (автором вместе К.В. Немчино-вым) проведены аналогичные эксперименты, но в расширенном диапазоне, в большем по размеру лотке с переменным уклоном. Размеры лотка: длина – 5,0 м и ширина – 0,6 м. Поверхность поймы шириной 0,35 м и дно русла шириной 0,25 м выполнены из стекла, толщиной 4 мм. При этом была при-менена такая же методика проведения экспериментов, как и в 60-е годы, т.е. эксперименты сначала выполнялись при изоляции руслового и пойменного

145

потоков тонкостенной стеклянной перегородкой, а затем при взаимодейст-вии потоков. Принципиально новым явилось проведение экспериментов при слиянии руслового и пойменного потоков под различными углами α. Измерения скоростей и других параметров потоков осуществлялось в трех створах, расположенных на расстоянии 1,5; 2,5 и 3,5 м от входного створа.

146

0

5

10

15

0 10

G , гр/с

20

H , см

1

2

3

4

5

Рис.2. Зависимость )(HfG = для 1 – изолиро-

ванного русла; 2, 3, 4, 5 – русла с поймой шероховатостью nП соответственно 0,5; 1; 2; и 3 см.

DG

0

5

10

15

0 1 2 3 nп, м

GΔ

4м

мм,П

n

Рис.3. Зависимость изменения расхода наносов GΔ при затопле-нии поймы от ее шероховатости .

Пn

Прежде, чем перейти к анализу экспериментальных данных необ-

ходимо отметить некоторые особенности проведения самих экспериментов.

При расчетах гидравлических характеристик русловых потоков их движе-ние обычно принимается равномерным. По-этому уклоны водной поверхно-сти должны быть равны уклонам дна. Однако при прохождении паводков по затопленным поймам движение руслового потока существенно отличается от равномерного. Следовательно, и уклоны водной поверхности могут су-щественно отличаться от уклонов дна. При этом характер изменения укло-нов водной поверхности находится в прямой зависимости от типа взаимо-действия руслового и пойменных потоков. Это положение имеет большое практическое значение для изучения влияния этого эффекта на пропускную и транспортирующую способности русел при взаимодействии потоков в них с пойменными в лабораторных условиях на различных гидравлических мо-делях. Обычно при таком моделировании на установках ограниченных раз-меров исследователи пытаются выполнять измерения при равномерном движении потоков, тем самым резко снижая возможности выявления этого эффекта.

Рассмотрим влияние эффекта взаимодействия потоков при различ-ных его типах на уклоны водной поверхности, приняв за основу типизацию этих эффектов, предложенную Н.Б. Барышниковым (рис.1). Первый тип взаимодействия характеризуется движением параллельных разноскорост-ных потоков. На границе их раздела возникает расположенная вертикально волновая поверхность. При увеличении градиента скоростей волны опроки-дываются, от них отделяются вихревые структуры, которые втягиваются в более быстро движущийся русловой поток, осуществляя тем самым, тормо-жение его движения и уменьшая пропускную способность русла. Как из-вестно, торможение руслового потока, в частности, за счет поперечного перемещения вихрей, создает подпор, а, следовательно, и уменьшение ук-лонов водной поверхности. При дальнейшем увеличении уровней воды за счет уменьшения градиента скоростей взаимодействующих потоков влия-ние эффекта их взаимодействия уменьшается, что сопровождается умень-шением величины подпора руслового потока.

Более четко влияние эффекта взаимодействия потоков сказывается при втором и третьем типах взаимодействия потоков. Так при втором типе особенно при больших углах растекания масс руслового потока по пойме в нем наблюдается существенное увеличение скоростей и уклонов водной поверхности. Как показывает анализ натурной информации, при больших углах растекания масс руслового потока по пойме наблюдается резкое и весьма существенное увеличение уклонов водной поверхности. В качестве примера на рисунке 4 приведены кривые зависимости )(HfI = для рек Десны и Пьяны.

Как видно на рисунке, после выхода воды на пойму на р. Пьяне (Нвых.=590см) уклон водной поверхности увеличивается от 0,02 до 0,115 0/00, т.е. примерно в пять раз при увеличении уровней всего на 60-70 см, а затем стабилизируется. На р. Десне после выхода воды на пойму (Нвых.=340 см) уклон водной поверхности увеличивается незначительно и только после

147

затопления бровки прируслового вала (Н=450см) наблюдается его интен-сивное увеличение от 0,08 до 0,18 0/00, т.е. на 0,1о/оо при увеличении уровня примерно на 140см. Такой характер изменения уклонов водной поверхности является типичным для участков рек, на которых наблюдается второй тип взаимодействия потоков. Интенсивность изменения уклонов водной по-верхности при увеличении уровней воды определяется величиной угла α межу динамическими осями потоков. Эта закономерность была вскрыта Н.Б. Барышниковым [1984], установившим на основе натурных данных за-висимость вида ( )α,.... бppбpp hhfII = (рис. 5), где Ip – уклон русла; Ip.б. – уклон русла при затоплении русла; α – угол расхождения руслового и пойменного потоков (см. рис. 1). Эта зависимость довольно четкая, разброс исходной информации в поле координат [Iр/Iр.б,α] при постоянных значени-ях относительных глубин вполне может быть объяснен низкой точностью исходной информации, а также несовершенством Рабочей гипотезы, неучи-тывающей различные дополнительные факторы. Например, угол α лишь частично отражает особенности морфологического строения поймы. К тому же шероховатость поймы, а точнее ее соотношение с шероховатостью русла в этой зависимости никак не учитывается.

Еще большее значение имеет уклон водной поверхности при треть-ем типе взаимодействия потоков, когда пойменные воды, вторгаясь в русло-вой поток, тормозят его движение, создавая значительное повышение уров-ня, т.е. подпор. Как следствие, это приводит к существенному уменьшению средних, местных и, особенно, поверхностных скоростей руслового потока. В конечном итоге величина такого торможения руслового потока находится в прямой зависимости от угла α, под которым пойменные воды вторгаются в русло и, как следствие, снижают его пропускную способность. Подпор уровней приводит к существенному уменьшению уклонов водной поверх-ности. В качестве примера, рассмотрим характер изменения уклонов водной поверхности на реках Виге и Ветлуге за 1962 и 1966 гг. (рис. 4). Кривые зависимости по этим рекам, в которых процесс взаимодействия руслового и пойменного потоков происходит по третьему типу, после затопления поймы существенно отклоняются влево, т.е. в сторону меньших значений уклонов водной поверхности.

На р.Виге уменьшение уклона водной поверхности после выхода воды на пойму (Н=450 см) продолжается до Н=600 см примерно с той же интенсивностью, что и до ее выхода на пойму. Затем, после затопления бровки прируслового вала, интенсивность изменения уклонов водной по-верхности значительно возрастает: при увеличении уровня на 100 см уклон водной поверхности уменьшается примерно на 0,05 о/оо, т.е. более чем на 30%, хотя до затопления бровки прируслового вала уменьшение уклона на 1м увеличения уровня воды составляло 2-3%.

Еще более интенсивное уменьшение уклона водной поверхности наблюдалось на р. Ветлуге. Однако у д. Быстри, где расположен гидрологи-

148

Рис.4. Зависимости уклонов водной поверхности от уровня воды

для разных типов взаимодействия руслового и пойменного пото-ков: 1 – Ветлуга-Быстри; 2 – Вига-Шартаново; 3 – Пьяна-Камкино; 4 - Десна-Разлеты.

)(HfI =

Рис. 5. Кривые из-

менения уклонов водной поверхности при различных углах расхождения руслово-го и пойменного потоков.

Iр./Iр.б.

149

ческий пост, прирусловой вал выражен недостаточно четко, его высота ма-ла. Поэтому существенное уменьшение уклонов водной поверхности на-блюдалось сразу же после выхода воды на пойму и составило 0,2о/оо при увеличении уровней примерно на 260 см.

Наиболее четко эта тенденция представлена на графике (рис. 5), на котором наблюдается закономерное уменьшение уклонов водной поверхно-сти при увеличении угла α. На этом графике так же довольно четко просле-живается расхождение кривых зависимостей при различных значениях от-носительных глубин. Это свидетельствует о более интенсивном уменьше-нии уклонов при увеличении глубин или уровней воды.

Анализ более сложных (IV и V) типов взаимодействия руслового и пойменного потоков не выполнялся, так как четвертый тип Н.Б. Барышников [1984] рекомендует рассматривать как второй или третий в зависимости от характера изменения ширины поймы ниже расчетного створа. Пятый же тип, является наиболее сложным, недостаточно изучен-ным, тем более, что еще не разработана методика учета инерционности по-тока.

Таким образом, проведенный анализ, выполненный на основе на-турной информации, убедительно доказал, что характер изменения уклонов полностью соответствует типу взаимодействия потоков и может быть испо-льзован в качестве дополнительного фактора для определения последнего.

В данной статье приводятся предварительные результаты экспери-ментов [Немчинов, 2004]. На рис. 6 приведена зависимость расходов влеко-мых наносов от уровней воды как для условий изолированного русла, так и для условий взаимодействия руслового и пойменного потоков при парал-лельности их динамических осей и их схождении под углом α=20о.

0

0,02

0,04

0,06

0,08

0,1

0,12

0 1 2 3 4 5

G , г/с

H , см

1

23

Рис.6. Зависимость рас-хода влекомых наносов от уровней воды : 1 – изолиро-ванное русло; 2 – русло с пой-мой при параллельности их осей; 3 – русло с поймой при сходящихся осях под углом α=20

о.

150

Как видно, данные соответствующие взаимодействующим парал-лельным потокам располагаются левее аналогичных, но для изолированного русла. При этом кривая, также как и кривая, располагаются значительно левее кривой для условий изолированного русла. Это, в конечном итоге, подтверждает результаты экспериментов, проведенных в 60-е годы на уста-новке меньших размеров. На этом же рисунке приведены данные, получен-ные при взаимодействии руслового и пойменного потоков по третьему типу (рис. 1), когда пойменный поток вторгался в русловой под углом α=20о. Видно, что транспортирующая способность потока уменьшается еще более значительно, и кривые и располагаются значительно левее, аналогичных кривых, соответствующих взаимодействующим потокам, но при параллель-ности их динамических осей. Аналогичный вид эти зависимости имеют и для других створов, в которых измерялись параметры потоков.

Обращает на себя внимание то, что величина ∆G=Gиз-Gвз возрастает при увеличении глубин и расходов воды. Здесь Gиз и Gвз – расходы донных наносов руслового потока при его изоляции Gиз и взаимодействии с пой-менным Gвз (под углом α=20о).

Полученные результаты в целом подтверждают концепцию о том, что транспортируют способность руслового потока при его взаимодействии с пойменным находится в прямой зависимости от скорости руслового пото-ка, хотя показатели степени будут различными. В то же время результаты экспериментов 2003г. имеют и существенные отличия от аналогичных, но проведенных в 60-е годы. Это особенно наглядно иллюстрируется зависи-мостями расходов наносов от скорости течения – G=f(V) (рис.7).

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0 1 2 3 4 5G , г/с

V , м/с

13

2

Рис. 7. Зави-

симость расхода нано-сов от скорости тече-ния G=f(V). Условные обозначения приведены на рисунке 6.

Так эксперименты раннего периода позволили сделать вывод о том, что данные, полученные при взаимодействии потоков при параллельности их осей, подтверждают зависимость G=f(V), полученную для изолированно-го русла. В то же время данные 2003 г. образуют отдельную кривую, распо-

151

ложенную значительно левее аналогичной кривой G=f(V) для изолирован-ного русла. При этом наибольшие уменьшения транспортирующей способ-ности потока наблюдаются при их взаимодействии под углом α = 200.

ЛИТЕРАТУРА

Алексеевский Н .И . , Чалов Р .С . Движение наносов и русло-вые процессы. М.: Изд. МГУ, 1999.

Алексеевский Н .И . Формирование и движение речных наносов. М.: Изд. МГУ, 1998.

Барышников Н .Б . Транспорт русловых наносов в прямолиней-ных потоках с поймой. Труды ЛГМИ, Вып. 25, 1967.

Барышников Н .Б . Морфология, гидрология и гидравлика пойм. Л.: Гидрометеоиздат, 1984.

Барышников Н .Б . , Попов И .В . Динамика русловых потоков и русловые процессы. Л.: Гидрометеоиздат, 1988

Барышников Н .Б . , Самусева Е .А . Антропогенное воздейст-вие на саморегулирующуюся систему бассейн-речной поток-русло. СПб.: Изд. РГГМУ, 1999.

Беркович К .М . Географический анализ антропогенных измене-ний русловых процессов. М.: ГЕОС, 2001

Великанова З .М . , Ярных Н .А . Натурные исследования пой-менного массива в высокое половодье. Труды ГГИ, вып.183. 1970

Гончаров В .Н . Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиз-дат, 1962.

Железняков Г .В . Пропускная способность русел каналов и рек. Л.: Гидрометеоиздат, 1981

Кондратьев Н .Е . , Попов И .В . , Снищенко Б .Ф . Основы гидроморфологической теории руслового процесса. Л.: Гидрометеоиздат, 1982

Любимов В .Е . О способах учета стока донных наносов на реках // Труды III Всесоюз. гидрол. съезда. Том V. Л.: Гидрометеоиздат, 1960.

Немчинов К .В . Влияние эффекта взаимодействия руслового и пойменного потоков на транспорт наносов в основном русле. Авторе. дис…. канд. геогр. наук. СПб.: РГГМУ. 2004.

152

Н.Н. Иванова*, В.Н. Голосов*, И.П. Ковальчук** * Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова

**Львовский национальный университет им. Ивана Франко

ИССЛЕДОВАНИЯ МАЛЫХ РЕК ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ: ПОДХОДЫ, РЕЗУЛЬТАТЫ, ПРОБЛЕМЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ*

Реки являются одним из основных элементов ландшафта, составляя

его каркас. В силу единства эрозионно-аккумулятивного процесса любое воздействие на поверхность речного водосбора рано или поздно сказывает-ся на состоянии гидрографической сети. "Чем меньше площадь водосбора руслового потока, тем более чутко и значительнее режим и характер его денудационной работы реагируют на изменения климата, а также на пере-мены остальных элементов ландшафта" [Маккавеев, 1970, с. 98]. Наиболее динамичным звеном являются малые реки, так как именно они в первую очередь испытывают на себе последствия воздействия на водосборы. В об-щей структуре гидрографической сети умеренного пояса основная протя-женность водотоков приходится на реки первых порядков. Например, в бас-сейне Сухоны малые реки занимают 90% всей протяжённости гидрографи-ческой сети [Кичигин, 1983], в бассейне Днепра длина малых рек (с протя-женностью основного ствола до 20 км) составляет 97% от общей по бассей-ну [Ванин и др., 1979]. Долины 1-2 порядка в бассейнах Верхнего Дона, Хопра и Северского Донца составляют более 70-80% общей протяженности долинной сети [Голосов, 2001], а Днестра – более 90% по количеству и 70-75% от общей длины рек в речной системе [Ковальчук, 1997].

Впервые внимание общественности было привлечено к проблеме деградации речной сети в 70-е годы XIX века. В 1876 г. на заседании Санкт-Петербургского собрания сельских хозяев В.В. Докучаевым был сделан доклад по вопросу об обмелении рек Европейской России, в котором было четко разграничено местное обмеление (уменьшение глубины рек на от-дельных участках из-за мелей) и общее (истинное) обмеление, связанное с уменьшением годового количества протекающей по реке воды. Причиной местного обмеления, по мнению В.В. Докучаева, явилось избыточное по-ступление наносов с распаханных территорий – "…сносится со степи масса плодородной земли, – засоряются источники и забиваются песком и илом реки и озера" (цитируется по изданию [Докучаев, 1994, с. 319]), а действи-тельное (т.е. связанное с уменьшением стока) обмеление ни одной из рус-ских рек, по его мнению, фактически не было доказано.

Эта точка зрения была поддержана Ю.И. Морозовым [1874], А.А. Измаильским [1893], Е.В. Оппоковым [1900] и др. При этом отмеча-лось, что жалобы на обмеление рек, сухость климата и неурожаи обыкно-

* Выполнено по гранту Президента РФ для поддержки ведущих научных школ (проект № НШ-1442.2003.5)

153

венно усиливаются под впечатлением повторения необыкновенно сухих годов, а во влажные годы ослабевают.

В 1892 г. вышла в свет книга В.В. Докучаева "Наши степи прежде и теперь". В ней была представлена четкая и последовательная программа улучшения состояния земледелия черноземной зоны России, направленная, в частности, на устранение тех причин, которые"…иссушили наши почвы и грунтовые воды и привели в негодное состояние некоторые из наших рек" (цитируется по изданию [1994, с. 394]). Она включала и перечень мероприя-тий по предотвращению поступления наносов с водосборов в речные доли-ны и русла: регулирование стока наносов в оврагах и балках, создание за-щитных лесопосадок по берегам рек, запрещение распашки крутых склонов оврагов, создание буферных задернованных полос перед бровками эрозион-ных форм. Большая часть пунктов этой программы актуальна до сих пор.

В 1894 г. под эгидой Министерства земледелия и государственных имуществ была организована Экспедиция для исследования источников главнейших рек Европейской России под руководством генерал-лейтенанта А.А. Тилло. Основанием для ее создания была обеспокоенность властей повсеместно замечаемым обеднением водных запасов и неблагоприятными последствиями этого явления, особенно в отношении влияния на земледе-лие. Целью Экспедиции был сбор данных о современном состоянии водото-ков и оценка тех изменений, "которые явились следствием водворения зем-леделия". В опубликованных материалах Экспедиции можно найти приме-ры разных проявлений процесса деградации, когда одна и та же причина - избыточное поступление наносов – в зависимости от конкретных условий приводит к разным последствиям: 1) усилению врезания водотоков ("посту-пление наносов сопровождалось углублением русел и понижением влажно-сти луговых пространств"); видимо, фактически врезание шло из-за роста максимальных расходов после распашки водосборов, но не от роста объёма наносов, поступающих в реки; такое же явление наблюдалось, в частности, на реках Великих равнин США; 2) отмиранию постоянного течения в ре-зультате заполнения русла и поймы наносами ("поступление наносов со-провождалось одновременным заиливанием и поймы и русла"); 3) повыше-нию отметок дна долины и заболачиванию ("в результате поступления на-носов на днища долин происходит застой воды и образуются болотистые пространства"). В целом же детальные и организованные по единой методи-ке исследования Экспедиции обнаружили массовое исчезновение малых водотоков (преимущественно в лесостепной зоне ЕТР) по сравнению с 1840-60 гг. (время создания "трехверсток" – военно-топографических карт губерний) вследствие заполнения их русел наносами, вынесенными из овра-гов и с распахиваемых склонов. При этом собственно уменьшение водонос-ности рек было отмечено только для бассейнов рек Непрядвы и Красивой Мечи (правых притоков Дона).

К сожалению, в дальнейшем столь же широкомасштабные исследо-вания по оценке деградации речной сети не проводились. В научной лите-

154

ратуре существуют многочисленные, но разрозненные данные об отмира-нии малых рек и ручьев в последние столетия в результате усиленной ан-тропогенной эрозии и аккумуляции наносов в руслах и на поймах. Подроб-ная сводка случаев повышения отметок дна в руслах рек вследствие накоп-ления антропогенных наносов содержится в известной монографии Н.И. Маккавеева "Русло реки и эрозия в ее бассейне" [1955]. Данные, полу-ченные исследователями, изучавшими некоторые аспекты процесса дегра-дации речных систем в различных регионах, приведены Н.Н. Ивановой и др. [1996], И.П. Ковальчуком [1995; Ковальчук, Штойко [1992].

Детальные исследования, позволившие объективно оценить про-странственно-временные изменения протяженности малых рек в различных природных условиях в зависимости от давности земледельческого освоения и интенсивности хозяйственного использования, основанные на анализе картографических материалов и изучении причин самих изменений, нача-лись в 80-е годы XX века, сосредоточившись на юге лесной, в лесостепной и степной зонах ЕТР [Иванова, 1990; Голосов, Иванова, 1993], Волыно-Подольской возвышенности [Ковальчук, 1995, 1997; Ковальчук, Штойко, 1989, 1992; Ковальчук и др., 1992, 1996], Волынском Полесье [Чеме-рис, 1993], других регионах Украины [Вишневський, 2003], территории Та-тарстана [Курбанова, Бутаков, 1996]. В последние годы основное внимание уделяется созданию геоинформационных систем типа «бассейн реки», в которых блок «структура речных систем» содержит данные о количестве и длине разноранговых рек в речных системах, горизонтальных и вертикаль-ных деформациях их русел, интенсивности процессов заиления русел малых рек и деградации речных систем [Ковальчук, Михнович, 1999]. Анализ по-следствий антропогенных воздействий на реки разных частей Украины осуществлен Л.Ф. Дубис [1995], М.П. Чемерисом [1993], Л.П. Курганевич [2001], И.Я. Мысковец [2003] и Ю.А. Киселевым [2001].

Современные подходы и методики исследования малых рек Деградация речной сети – комплексный процесс, включающий ши-

рокий спектр негативных последствий воздействия человека на речные сис-темы и их бассейны. Каждая из стадий деградации предполагает различную степень ухудшения состояния рек в результате загрязнения воды, обмеле-ния и заиления русел, их зарастания водной растительностью. Крайней ста-дией процесса является отмирание рек – исчезновение постоянных водото-ков в результате заполнения русла наносами, захоронения выходов грунто-вых вод и перехода руслового стока в подрусловой с превращением речных долин в балки и суходолы. Сокращение протяженности речной сети, как одно из проявлений процесса деградации, является результатом совместно-го влияния многих факторов (в т.ч. природных), большая часть которых прямо или косвенно связана с сельскохозяйственным, лесохозяйственным и водохозяйственным освоением водосборов и изменением соотношения по-верхностного и подземного стока в бассейне.

155

При исследовании процессов деградации речных систем важно со-четать анализ изменения природных условий (главным образом, климатиче-ских и лесорастительных) с оценкой влияния антропогенных факторов (сельскохозяйственной, водохозяйственной, лесохозяйственной, горнопро-мышленной, рекреационной и другой деятельности). Схема анализа дегра-дационных явлений была предложена И.П. Ковальчуком и П.И. Штойко [1989, 1992]. Затем она была расширена и углублена за счет детального ис-следования и датировки отложений, накопленных в руслах и на поймах ма-лых рек [Голосов и др., 1992; Панин и др., 1997], в том числе на основе применения геоинформационных технологий [Панин и др., 1997; Коваль-чук, Михнович, 1999]. В наиболее обобщенном виде схему исследования состояния малых рек и процессов деградации речных систем можно пред-ставить как сочетание морфометрического анализа гидросети на разновре-менных топографических картах, полевого обследования состояния малых рек, стационарных и полустационарных наблюдений за интенсивностью развития эрозионно-аккумулятивных процессов в системах «склон-тальвег–склон», «первичный водосбор – водосбор рек низких порядков–водосбор реки высокого порядка – русло реки», определения мощности продуктов склоновой эрозии, накопленных в различных частях бассейновой системы, датировки отложений, анализа состояния и масштабов изменения природ-ной среды бассейновых систем деятельностью человека на различных эта-пах хозяйственного освоения территории, оценки влияния климатических условий на водность рек и режим их функционирования, моделирования и прогнозирования деградационных явлений с использованием ГИС-техноло-гий, обоснования водозащитных и противоэрозионных мероприятий.

Природные и антропогенные факторы, определяющие развитие малых рек

Состояние реки определяется ее водностью, уклоном русла (от ко-торых зависит мощность и транспортирующая способность потока) и вели-чиной стока наносов. В естественных условиях перечисленные параметры определяются как зональными факторами (количество воды, поступающей в речную систему с дренируемой территории, тесно связано с соотношени-ем тепла и влаги, свойственным данному климату; характер естественной растительности на водосборах также определяется климатическими особен-ностями), так и азональными (рельеф и геологическое строение).

Вопрос о влиянии вековых изменений климата на динамику увлаж-ненности территории и стока рек остается до сих пор открытым. Период инструментальных наблюдений за стоком рек и климатическими парамет-рами составляет немногим больше столетия. Поэтому полученные на их основе данные укладываются в циклические изменения метеорологических условий [Дедков, Мозжерин, 1996]. Косвенные данные (реконструкция ко-лебаний уровня Каспийского моря, палинологическая информация, анализ отметок уровня половодий крупных рек и др.) позволяют сделать вывод, что

156

в конце XVIII – начале XIX веков южный мегасклон Русской равнины ха-рактеризовался более высоким увлажнением по сравнению с последующим периодом. Многие исследователи, анализируя связь динамики увлажненно-сти территории и изменений стока рек, приходят к выводу, что деградация рек находится вне зависимости от климатического фактора. Так, резкое уменьшение расходов рек Волгоградской области в последние десятилетия XX в. связано не с уменьшением увлажненности (с конца 50-х годов XX века она увеличивалась), а преимущественно с забором воды на нужды сельского хозяйства [Брылев и др., 1996]. Исследования в Курской области показали, что деградация и заиление малых рек в последние десятилетия происходит на фоне не уменьшения, а увеличения стока как летней, так и зимней межени при сокращении объемов половодья и стабилизации сред-них годовых расходов воды [Кумани, 2000].

Перечень видов антропогенных воздействий на речные системы достаточно велик. Это гидротехническое строительство (создание прудов и малых водохранилищ), забор воды на орошение и другие хозяйственные нужды, развитие добывающей промышленности (карьеры в руслах и на поймах, строительство хвостохранилищ), молевой сплав леса (на реках лес-ной зоны) и многие другие проявления хозяйственной деятельности. Пере-численные воздействия обычно локальны и имеют относительно недавнюю историю. На этом фоне только массовая распашка склонов в бассейнах рек изменяет сток наносов, нарушая сложившиеся в естественной системе соот-ношения процессов эрозии и аккумуляции на обширных территориях.

В естественных условиях лесной, лесостепной и степной зон бас-сейновая эрозия не является значимым источником поступления твердого материала в реки, вследствие чего в общем стоке наносов здесь велика доля стока влекомых наносов. Сток наносов рек определяется преимущественно русловой эрозией, хотя рост отдельных оврагов и способен приводить к его увеличению на конкретных участках реки. Освоение водосборов резко ак-тивизировало бассейновую эрозию, в результате чего сток взвешенных на-носов в реках увеличился в несколько раз [Дедков, Мозжерин, 1984].

Заиление русла зависит не столько от интенсивности процессов эрозии на водосборе и степени его распаханности, сколько от природных и антропогенных факторов, влияющих на количество смытого материала, по-падающее в днище речной долины и непосредственно в русло реки. Коэф-фициент доставки наносов в основном определяется: расположением пашни на водосборе относительно бровок эрозионной сети; морфологией распа-ханных склонов (наличие развитой ложбинной сети увеличивает степень транзитности склонов); протяженностью и наносоудерживающей способно-стью рубежей стока; густотой суходольной (балочной) сети на водосборе и расположением устьев суходольных форм по отношению к руслу прини-мающей реки; структурой посевных площадей; наличием (отсутствием) поймы, ее морфологией и состоянием ландшафта (естественное, антропо-генное). Близость пашни к бровкам эрозионной сети определяет долю по-

157

ступления склоновых наносов в долины. Уничтожение естественного буфе-ра, которым служат задернованные или залесенные участки в нижних час-тях придолинных склонов (полоса естественного травостоя шириной 50-100 м способна практически полностью перехватывать сток наносов), резко увеличивает возможность попадания материала в днища долин даже при не очень значительных эрозионных событиях. Распашка склонов речных долин и пойм почти полностью уничтожает препятствия для поступления бассей-новых наносов в русло, что влечет незамедлительную реакцию русловой сети. Так, распаханность водосборов в бассейне р. Плавы (Тульская об-ласть) уже к концу XVIII в. была близка к предельной. Увеличение площа-дей пашни в результате реформы 1861 г. было незначительным (первые проценты), но оно достигалось за счет распашки неудобий (в первую оче-редь бортов балок и речных долин), что привело к резкому увеличению по-ступления наносов в русла. Результатом было исчезновение к концу XIX в. большинства малых водотоков, отмеченных на картах 1840-1850-х гг. [Ива-нова и др., 1996]. В Курской области после распашки в 1970 г. склонов ов-ражно-балочной сети и пастбищных пойменных земель почти до урезов рек отмечался непрерывный рост отметок дна малых рек [Кумани, 2000]. В юж-ной части Урало-Тобольского междуречья в начале 60-х годов XX века в рамках кампании распашки пойменных земель и суходольных сенокосов было распахано более 70% пойменных земель. Полевое обследование 1989 г. показало, что по сравнению с серединой 50-х годов количество постоян-ных водотоков с площадью водосбора до 300 км2 сократилось на 60-75% [Иванова, 1990]. Подобная ситуация свойственна и возвышенным регионам Украины [Ковальчук, 1997].

Важную роль в доставке бассейновых наносов в днища долин игра-ет морфология пахотных склонов. Такие особенности микрорельефа, как наличие линейных понижений, ориентированных по падению склона, спо-собствуют концентрации стока, создают дополнительные поперечные укло-ны поверхности, усиливающие сток и смыв. Распашка, проведенная поперек общего склона, всегда бывает направлена вдоль склонов размоин. В резуль-тате на днищах размоин образуется слой рыхлой почвы, который может быть смыт и вынесен в течение одного ливня. Густота ложбинной сети мо-жет достигать значительных величин. Например, на распаханных склонах в бассейне р. Зуши на территории Новосильской опытно-овражной станции на каждые 100м по горизонтали приходилось от 6 до 13 ложбин [Кор-нев, 1938].

Потоки наносов, движущиеся по ложбинам, способны преодолевать рубежи стока, которые являются препятствием в случае плоскостного смы-ва, и доставлять наносы в днища долин и русла малых рек, минуя промежу-точные зоны аккумуляции. Полевое обследование малых рек Урало-Тобольского междуречья показало, что в случае сильного ложбинного рас-членения пахотных склонов, когда ложбины продолжаются не только на

158

склонах, но и в днищах долин, русла малых рек заполнены гумусированны-ми наносами даже при больших уклонах.

До сих пор неясным остается вопрос о времени формирования лож-бинной сети и ее генезисе. На юге лесной зоны она, вероятнее всего, имеет водноледниковое происхождение, в дальнейшем ложбины осваивались эро-зией. Для лесостепной и степной зон преобладает мнение о чисто эрозион-ном происхождении ложбин, хотя в последние годы высказываются пред-положения об их полигенетичности, в частности, обусловленности боль-шинства этих форм реликтовым криогенным микрорельефом ([Величко и др., 1996]. Этот вопрос достаточно важен при балансовых исследованиях на водосборах малых рек, так как от его решения зависят результаты расчета объемов выносов из ложбинной сети за агрикультурный период. Поэтому он требует более детального исследования.

Густота балочной сети на водосборе также является важным факто-ром, влияющим на состояние реки. По установившемуся мнению, балочная сеть представляет собой некий буфер, сдерживающий поток наносов с во-досборов в речные долины. Увеличение ее протяженности в случае перехо-да долин заилившихся малых рек в суходольные формы должно уменьшать темпы дальнейшего отмирания русловой сети в бассейне. Однако эта тен-денция имеет свои особенности для водосборов разного масштаба и в раз-личных природных условиях (табл. 1).

Предуралье (верхняя часть бассейна Самары) – район давнего зем-ледельческого освоения, где к 80-м годам XIX века под пашней было более половины земель, а левобережье Самары к началу XX века распахивалось почти полностью. Густота балочной сети на водосборах как рек с естест-венным режимом, так и отмирающих составляет здесь примерно 50-75% от общей густоты долинно-балочного расчленения. К 1954 г. протяженность рек сократилась на 40% по сравнению с серединой XIX века. Следователь-но, 40% суходольных в настоящее время долин – это бывшие реки. Соот-ношение речных долин и суходолов в естественных условиях составляло примерно 3:1, в настоящее время оно равно 1:1,8. Наши данные показали, что в соотношениях густоты обводненных и сухих долин на водосборах нормально функционирующих и заиленных рек какая-либо закономерность отсутствует.

Для рек Зауралья, где до начала 50-х гг. XX века было распахано менее 20% земель, а при освоении целины распаханность за считанные годы увеличилась в несколько раз, соотношение густоты балочной и речной сети в бассейнах рек с естественным режимом и отмирающих сильно варьирует в зависимости от площади водосбора. В группе самых малых рек (площадь водосбора менее 50 км2) к концу 80-х годов постоянный сток сохранили 43% рек, при этом соотношение обводненных и суходольных долин для их водосборов составляет 4:1 (табл. 1).

В бассейнах отмирающих рек этой группы соотношение прямо противоположное – 1:4, а уклоны отмирающих рек более чем в два раза

159

меньше, чем у нормально функционирующих. В условиях резкого увеличе-ния стока наносов со склонов малые реки с небольшими уклонами русел потеряли постоянный сток, что привело к увеличению доли балок в струк-туре долинной сети водосборов. В этой ситуации основным фактором, пре-пятствующим заилению русел малых рек, оказалась их транспортирующая способность. В группе водосборов с площадями 50-100 км2 в бассейнах рек с естественным режимом соотношения обводненных и сухих долин при-мерно такое же, как и в предыдущей группе (1:4,5), но и для отмирающих рек доля балок в структуре долинной сети не превышает 30%. С дальней-шим увеличением площади водосбора для всех рек доля балок увеличивает-ся, при этом в соотношении сухих и обводненных долин не наблюдается закономерности.

Таблица 1. Морфометрические характеристики водосборов Южно-

Уральского региона

Густота расчленения (км/км2)/от общей густоты

долинной сети, %

Площадь водосбора,

км2Состояние реки Средний

уклон, ‰ балочного речного

Зауралье: естествен-ный режим 8,9 0,09/20 0,35/80

отмирающие реки 4,0 0,51/80 0,13/20 Предуралье: естественный режим 9,6 0,57/67 0,28/33

< 50

отмирающие реки 8,7 0,45/64 0,25/36 Зауралье: естествен-ный режим 6,7 0,06/18 0,28/82

отмирающие реки 5,4 0,11/28 0,28/72 Предуралье: естественный режим 7,4 0,43/62 0,26/38

50-100

отмирающие реки 6,7 0,37/62 0,23/38 Зауралье: естествен-ный режим 2,7 0,33/73 0,12/27

отмирающие реки 2,9 0,27/64 0,15/36 Предуралье: естественный режим 6,0 0,25/50 0,25/50

100-300

отмирающие реки 5,4 0,65/76 0,21/24 Зауралье: естествен-ный режим 2,6 0,2 0,2 300-1000 отмирающие реки 2,1 0,1 0,13

Сравнение количества рек, потерявших постоянный сток за 40 лет

(начало 50-х – конец 80-х годов XX века) и густоты балочной сети по груп-пам водосборов разной площади в Предуралье и Зауралье показало, что наибольшая густота суходольных форм характерна для самых малых водо-сборов (менее 50 км2)и уменьшается с ростом площади бассейна. При этом

160

наибольший процент заилившихся рек в обоих регионах приходится на во-досборы площадью от 50 до 100 км2, где густота балочной сети наимень-шая. Степень деградации самых малых рек с площадью водосбора менее 50 км2 значительно меньше. Однако подобную разницу в интенсивности процесса деградации нельзя отнести только за счет аккумулирующей спо-собности суходольной сети. Здесь, несомненно, проявляется совместное влияние двух факторов, воздействующих однонаправленно: на самых ма-лых водосборах отмечаются наибольшая густота балочной сети и самые высокие уклоны русел; на водосборах следующей группы густота сухо-дольных форм и уклоны русел довольно резко уменьшаются, а количество отмерших за 40 лет водотоков увеличивается на 32-51%.

С точки зрения доставки наносов в речную долину важным являет-ся положение устьев балок и оврагов. Если они привязаны непосредственно к руслу, то поступающий из них материал беспрепятственно поступает в реки, минуя стадию накопления на поймах и террасах долины. Для юга ле-сой зоны, например, для бассейна р. Протвы, доля таких форм, наиболее активно поставляющих материал в реки, составляет 25-30% [Антонов, Го-лосов, 1994].

Вклад овражной эрозии в общий смыв с водосборов даже в заовра-женных районах в настоящее время не превышает первых процентов. Так, по исследованиям Э.А. Часовниковой [1987] на правобережье Волги доля овражной эрозии составляет 1,5%. Стационарные наблюдения в Приказан-ском регионе Татарстана показали, что овражный размыв не превышает 5% от плоскостного смыва [Бутаков, 1996]. Это является следствием сокраще-ния темпов роста оврагов [Бутаков, 1996; Бутаков, Ермоленко и др., 1991; Ковальчук, 1997]. Однако наносы, формирующиеся в результате овражной эрозии, в значительно большей мере поступают непосредственно в реки. Поэтому их роль в деградации последних, возможно, не менее существенна, чем роль плоскостного смыва, что, очевидно и наблюдалось во второй по-ловине XIX века, когда отмечался максимальный рост оврагов в земледель-ческих районах России.

Стадии заиления и деградации

В конце 80-х – начале 90-х годов XX века была проведена натурная оценка состояния малых рек в бассейне р. Самары, на Урало-Тобольском междуречье, в бассейне Калауса, верхнего Дона и Красивой Мечи, левобе-режных притоков Днестра. Эти исследования показали, что в случае разно-образия природных условий и степени антропогенной нагрузки, малые реки в пределах одного крупного речного бассейна могут находиться на разных стадиях деградации. На основе геоморфологических и гидрологических ха-рактеристик долины и русла были выделены следующие стадии: первая – частичное или слабое заиление (наносы с водосбора откладываются на склонах и в днище долины, частично поступают в русло, образуя гумусиро-ванные шлейфы в прибрежной зоне (в основном в пределах плесовых уча-

161

стков), интенсивно осваиваемые растительностью); вторая – умеренное заи-ление (наносы поступают непосредственно в русло, полностью перекрывая естественный аллювий, происходит усиленное переотложение наносов на перекатных участках наряду с их интенсивным зарастанием и сужением, площадь свободной поверхности уменьшается на 40-60%); третья – полное заиление (поток "не справляется" с увеличившимся объемом материала, гумусированные наносы переотлагаются в виде кос, русло разбивается на рукава, пойма заболачивается, местами подтапливается); четвертая – отми-рание (перекатные участки полностью снивелированы наносами и заросли, превратившись в межень в заболоченные перемычки, иногда удлиненные, между плесами и плесовыми лощинами; формируется бочаговое русло без постоянного стока); пятая – полное отмирание (заполнение наносами всего русла, включая плесовые участки, формирование сухого днища с нечетко выраженным русловым понижением).

Сравнение данных, полученных в результате анализа топографиче-ских карт, и полевых исследований свидетельствует о том, что водотоки первых трех стадий заиления на топографических картах показаны как реки с постоянным стоком, водотоки в 4-й стадии заиления относятся к времен-ным, а в последней стадии (полное отмирание) – отображены как суходолы. Эти данные необходимо учитывать при картометрических исследованиях динамики речной сети.

Изменение состояния сети малых рек за исторический период

В различных природных зонах переход от временного стока к по-стоянному происходит в различных звеньях долинно-балочной сети. Так, исследования И.Е.Егорова [2000] показали, что в средней тайге постоянный сток отмечается уже в долинах 4 порядка, в южной тайге реками являются потоки в долинах 5 порядка, в лесостепи – 6 порядка, а в степной зоне реки имеют 7-8 порядок; в долинах меньших порядков потоки относятся к неру-словому звену. Изменение климатических условий от зоны к зоне меняет положение рек в структуре долинной сети: более засушливые условия степи приводят к смещению точки перехода от временного к постоянному русло-вому стоку вниз по эрозионной системе (т.е. к долинам более высоких по-рядков). Влажные условия тайги позволяют рекам занимать более верхние элементы в структуре сети. Влияние человека, являясь азональным, дейст-вует подобно фактору аридизации климата, приводя к перестройке структу-ры речной сети.

Направленность этого процесса и его пространственная дифферен-циация в разных природных зонах южного мегасклона Восточно-Европей-ской равнины были выявлены на основе анализа картографических мате-риалов, позволившего разработать схему изменения протяженности речной сети в пределах меридиональной полосы, охватывающей речные бассейны лесной, лесостепной и степной зон от Москвы на севере до Ставропольской возвышенности и Азово-Кубанской низменности за период с первой трети

162

XIX до середины XX века. В исследованную территорию вошли реки бас-сейнов верхней Оки, Дона, Калауса и Егорлыка [Иванова и др., 1996]. При-влечение данных по Западной Подолии [Ковальчук, Штойко, 1992], Волы-но-Подольской возвышенности и Полесью [Ковальчук и др., 1992, 1996; Ковальчук, 1995, 1997], Западному Татарстану [Бойко и др. 1993], бассей-нам р. Терсы, Иловли и верховий Самары [Голосов, Иванова, 1993] позво-лило выявить достаточно четкие различия характера изменений протяжен-ности речной сети для территорий с гумидным климатом (юг лесной зоны) и семиаридных районов (зоны лесостепи и степи) (рис. 1).

40°E

25°E

30°E

35°E

55°E

50°N

55°N

45°N

50°E

45°E

1

___

___

___

___

_____

4

3

_____ 2

5

- 7

- 1 - 2

- 6

- 4- 3 - 5

- 9- 8

Рис. 1. Изменение протяженности речной сети в ряде бассейнов Русской равнины в середине ХХ в. по сравнению с первой половиной XIX в. [Golosov et al., 1997]. 1 – 90-110%; 2 – 75-90%; 3 – 60-75%; 4 – 45-60%; 5 – 25-45%. Природные зоны: 6 – лесная; 7 – лесостепная; 8 – степная; 9 – пустынная.

На юге лесной зоны отсутствует однонаправленная тенденция в ди-

намике изменения протяженности рек. Наблюдается как незначительное сокращение, так и прирост речной сети, диапазон изменений (первые про-центы) находится в пределах точности картографического метода. Для ле-состепной и степной зон выявлена тенденция сокращения протяженности рек с колебаниями от 35% до 50% по различным бассейнам. То же харак-терно для центра Восточно-Европейской равнины, т.е. отсутствие одно-значной тенденции охватывает всю область наиболее давнего земледельче-ского освоения. Это во многом объясняется мозаичностью распределения лесных и пахотных площадей на водосборах и особенностями расчленения территории, способствующими значительной внутрисклоновой аккумуля-ции, определяющей разнообразие условий доставки наносов со склонов в речные русла. Имеет значение также и то, что максимальная распаханность

163

Московской (39%) и Калужской (54%) губерний была достигнута к началу XX века, причем уже с 70-х годов XVIII века площади пашни увеличива-лись очень незначительно (первые проценты). Поэтому можно предполо-жить, что пик деградации рек на этой территории мог иметь место еще до начала создания инструментальных карт.

Изменение протяженности речной сети на территории Татарстана с третьей четверти XIX до конца XX века характеризуется наличием общей тенденции деградации при достаточно большом разнообразии проявлений процесса по отдельным бассейнам. В ряде случаев фиксируется не сокра-щение числа и протяженности рек, а наоборот – возникновение водотоков по прежде сухим оврагам и балкам [Курбанова, Бутаков, 1996].

Иная картина наблюдается в лесостепной и на севере степной зоны. Здесь прослеживается четкая тенденция уменьшения протяженности реч-ных систем. Меньшее сокращение фиксируется в пределах зоны первона-чальной колонизации Русского государства (верховья Дона и Оки), где к концу XVII в. было распахано 40-60% земель. Большая степень деградации отмечена для области колонизации XVIII-XIX веков (Курская, Воронеж-ская, Тамбовская губернии), где распаханность в конце XVII в. не превыша-ла 20%. В степной зоне массовое освоение земель началось в середине XIX в., рост пашни шел значительными темпами до середины XX в. Поэто-му процессы отмирания малых рек в этом регионе продолжаются до сих пор.

Детальный анализ пространственной и временной дифференциации процесса деградации и его связи с природными и антропогенными факто-рами был проведен для ряда бассейнов верхнего Дона [Панин и др., 1997]. Сопоставление протяженности рек по картам 1780, 1830, 1950 и 1980 гг. и результаты натурных наблюдений 1994 г. показали, что в конце XVIII сто-летия постоянные водотоки занимали почти половину протяженности всей долинно-балочной сети, а основной этап отмирания рек закончился здесь к середине XIX в. Сравнение динамики распаханности и протяженности гид-рографической сети в этом регионе показало, что наиболее высокие темпы сокращения речной сети отмечались в конце XVIII-начале XIX столетия, тогда как площадь пашни продолжала увеличиваться до конца XIX в. (рис. 2). Однако освоение территории шло очень неравномерно. Вследствие военно-политической обстановки на окраинах Русского государства массо-вая распашка земель началась здесь в конце XVI в. Более 60% территории было распахано в течение первых 120 лет, в последующие 200 лет прирост пашни составил менее 20%. Тренды изменения темпов распаханности и со-кращения гидрографической сети совпадают по направленности, но не сов-падают во времени (рис. 3). Можно также отметить, что незначительный прирост площади пашни в начале XX в. не оказал видимого влияния на темпы изменения протяженности рек. Вероятно, это объясняется тем, что заиление верхних звеньев гидрографической сети приводит к увеличению протяженности суходолов и уменьшению доли продуктов эрозии, посту-

164

пающих в русла рек более высоких порядков. Таким образом, некое равно-весие, достигнутое эрозионно-русловой системой и характеризуемое новым соотношением протяженности обводненных и сухих долин, остается доста-точно стабильным даже при незначительном увеличении площади пашни. Вероятно, в зависимости от природных характеристик и динамики освоения территории для каждой речной системы существуют пороговые значения распаханности, при превышении которых темп деградационных процессов заметно усиливается.

58

60

62

64

66

68

70

72

74

1 2 3 4 5 6 7 8

площ

адь пашни

, %

0

50

100

150

200

250

протяж

енность рек,

%

1 2

Рис. 2. Динамика распаханности (1) и изменение протяженности речной сети (2) в бассейне верхнего Дона

0

0,5

1

1696 1796 1835 1860 1888 1910 1950 1980 1994

годы

темп

ы изменения

площади

пашни

, % в

год

00,20,40,60,811,21,41,61,82

темп

ы изменения

протяж

енности речной

сети

, % в

год

1 2

Рис. 3. Темпы изменения распаханности (1) и протяженности рек (2) в бассейне верхнего Дона.

165

Динамика сокращения протяженности гидрографической сети во времени различна также для водотоков разных порядков. Исчезновение по-стоянного стока отмечено в долинах первого-четвертого порядков, в доли-нах пятого и более высоких порядков протяженность водотоков не измени-лась. Таким образом, за двести лет произошла трансформация структуры речной сети со значительным упрощением ее рисунка. Максимум суммар-ной протяженности рек в конце XVIII в. приходился на долины первого по-рядка, к 1830 г. он сместился в долины третьего порядка, а к середине XX в. – в долины четвертого порядка.

Вертикальные деформации русел малых рек.

Оценка масштабов, интенсивности и тенденций вертикальных де-формаций русел малых рек выполнена на примере бассейна верхнего Дне-стра. Она базировалась: на сравнении поперечных (рис. 4а) и продольных (рис. 4б) профилей русел, отображающих их морфологию на различных этапах преобразования; на результатах определения мощности аллювиаль-но-пролювиально-делювиальных отложений в долинах малых рек и овраж-но-балочных систем, установления продолжительности аккумуляции и тем-па эрозионно-аккумулятивных процессов; на анализе кривых зависимости расхода воды в реке от его уровня за разные годы Q=f(H) (рис. 5); на мате-риалах продольного нивелирования русел рек (разновременных продольных профилях); на материалах полевого обследования русел рек и их пойм. Бы-ли проанализированы реки бассейнов Днестра, Тисы, Прута, Западного Буга и Припяти (Украина); их результаты связаны в табл. 2. Как свидетельствуют эти данные, на реках горно-предгорной части бассейна Днестра доминиру-ют процессы врезания русел. Наибольшая интенсивность глубинной эрозии наблюдается в руслах р. Стривигор (с. Луки, 65,5 мм/год), р. Ружанка (с. Ружанка, 45 мм/год), р. Славская (пгт. Славское, 35 мм/год) и р. Стрый (с. Верх. Синевидное, 31,3 мм/год). На других реках темп врезания значи-тельно ниже – от 3,6 до 21 мм/год. Однако самые большие понижения отме-ток дна и уровней воды произошли на тех реках, на которых производилась разработка карьеров стройматериалов: Днестр, Стрый и др.

В реках, дренируюших Предкарпатскую равнину, доминируют процессы аккумуляции аллювия, вынесенного с гор и поступающего в реки с распахиваемых склонов и водосборов малых рек. Темп аккумуляции нано-сов за последние три десятилетия составляет от 20 мм/год на Днестре (г. Самбор) и Тисменице (г. Дрогобыч) до 6,3-7,8 мм/год в реках Быстрица (с. Озимина) и Щирец (пгт. Щирец, Подольская возвышенность). На боль-шинстве рек развитие эрозии чередуется с аккумуляцией (до 3 мм/год).

Главными причинами высокой интенсивности развития эрозионных процессов в горной части региона являются: 1) увеличение увлажненности; 2) разработка русловых месторождений строительных материалов; 3) вы-рубка лесов, приводящая к увеличению максимальных расходов воды; 4) другие виды техногенной нагрузки на бассейны.

166

Рис. 4. Разновременные поперечные (А) и продольные (Б) профили русла Днестра: А – у г. Самбор (1 – 1977, 2 – 1981, 3 – 1988, 4 – 1997 гг), Б – на участке Спас-Торчиновичи (1 – 1969, 2 – 1985, 3 – 1997)

Факторами, обусловившими высокие темпы аккумуляции наносов в

руслах и на поймах малых рек, являются: 1) увеличение на 10-31% степени распаханности водосборов и сокращение на 3-15% (в отдельных бассейнах – на 37%) их лесистости; 2) высокая доля пропашных в структуре посевных площадей (30-37%), которые слабо защищают поверхность почвы от размы-ва ливневым стоком; 3) нарушение технологий почвозащитного склонового земледелия, вызывающее активизацию эрозионных процессов; 4) осуществ-

167

ление широкомасштабных мелиоративных работ (конец ХIХ, середина – вторая половина ХХ веков, с перерывами), обусловившее понижение уров-ня грунтовых вод, пересыхание источников, уменьшение доли подземного питания и, как следствие, снижение транспортирующей способности пото-ков и усиление аккумуляции наносов; 5) изменение водно-физических свойств почвенного покрова (уплотнение почв, разрушение структурных агрегатов, снижение противоэрозионной устойчивости и фильтрационной способности почв). В результате произошло увеличение поверхностного и уменьшение грунтовой составляющей стока, активизация эрозии почв, уве-личение количества наносов, доставляемых к подножиям склонов, к тальве-гам первичных водосборов, на поймы и в русла малых рек; 6) строительство на малых реках многочисленных прудов, водозаборных и стокосбросных сооружений, других хозяйственных объектов, которые изменили режим стока воды и наносов, обусловили аккумуляцию в прудах большого количе-ства (80-90%) транспортируемых малыми реками наносов, обогащенных питательными веществами, а далее – евтрофирование, зарастание прудов и прекращение их эксплуатации.

На левобережье Днестра, для которого характерна высокая степень сельскохозяйственной освоенности (более 70%) и значительная продолжи-тельность (500-800 лет) воздействия земледелия на почвенный покров, и в пределах Волынской возвышенности интенсивность эрозионных процессов на склонах очень высока (0,3-3,5 мм/год и более). Специальные исследова-ния баланса наносов в системе «Элементы склона – тальвег ложбины – пер-вичный водосбор – днище первичного водосбора – бассейн реки І порядка – пойма и русло реки І порядка – русла рек более высоких порядков» [Ко-вальчук, 1997] свидетельствуют, что в русла рек І порядка попадает 18-22% продуктов эрозии склонов и лощинно-балочных водосборов (в экстремаль-ных случаях – 7-43%). Эти данные говорят о том, что большая часть нано-сов аккумулируется в днищах ложбин и балок, на поймах малых рек. Одна-ко часть наносов, поступающая в русла малых рек, из-за невысокой водно-сти последних является чрезмерно превышающей их транспортирующую способность. Этим объясняется интенсивное заиление малых рек. В резуль-тате буровых работ установлено, что мощность аллювиально-проллювиаль-но-делювиальных отложений, хорошо гумусированных, местами оторфо-ванных, составляет 6,3-8 м, а их возраст колеблется в пределах 6,5-7,3 тыс. лет, т.е. средний темп аккумуляции составляет приблизительно 1 мм/год. Не удивительно, что количество малых рек, превратившихся во временные во-дотоки или исчезнувших вовсе, составляет здесь от 31 до 64 % [Ковальчук, Штойко, 1992].

Обобщение данных по бассейну Днестра позволило выявить три типа вертикальных отрицательных деформаций русел (врезания): 1) равно-мерного врезания с сохранением формы поперечного профиля русла – Днестр (п. Стрелки), Опор, нижнее течение левобережных притоков Днест-ра (табл. 2); 2) более интенсивного врезания в стрежневой зоне по сравне-

168

Днестр - Стрелки

40650

40700

40750

40800

0 10 20 30 40 50

1961 1980

1990

H

Q

Днестр - Самбор

284002850028600

287002880028900

0 50 100 150 200 250 300

1980

19581990

H

Q

Днестр - Журавно

23450235002355023600236502370023750

0 100 200 300 400 500

1980

1990

H

Q

Стрывигор - Хиров

33900339203394033960339803400034020

0 10 20 30 40 50

19811988

H

Q

Днестр - Роздол

24400

24450

24500

24550

24600

0 20 40 60 80 100 120 140 160

1961

1980 1990H

Q

Верещица - Комарно

25750

25800

25850

25900

25950

0 5 10 15 20 25

1980

1990

H

Q

Щирка - Щирец

286002865028700

287502880028850

0 5 10 15 20 25 30

1958

1980

1990

H

Q

Стрывигор - Луки

26400

26600

26800

27000

27200

0 10 20 30 40 50 60

1980

1990

1958H

Q

Быстрица - Озимина

27600

27700

27800

27900

28000

0 20 40 60 80 100

19581980

1990

H

Q

Тисменица - Дрогобыч

26900269502700027050271002715027200

0 20 40 60 80

1990

1980

H

Q

Стрый - Матков

65750

6580065850

6590065950

66000

0 20 40 60 80

1980

1990

H

Q

Стрый - Завадивка

55100

55150

55200

55250

55300

0 20 40 60 80 100 120 140

1980

1990

H

Q

Стрый - Ясеница

52000

52050

52100

52150

0 50 100 150 200

1984 1990H

Q

Стрый - Верхнее Синевидное

37000

37200

37400

0 200 400 600 800

19581980

1990

H

Q

Завадка - Рыков

622206224062260622806230062320

0 5 10 15 20 25

1983

1990

H

Q

Яблунька - Турка

549505500055050551005515055200

0 20 40 60 80

1958

1980

1988

H

Q

Рыбник - Майдан

48850

48900

48950

49000

0 10 20 30 40

19831990

H

Q

Опир - Сколе

44450

44500

44550

44600

44650

0 20 40 60 80 100 120 140

1980

1990

H

Q

Славска - Славское

59400

59450

59500

59550

0 5 10 15 20

1980

1990

H

Q

Головчанка - Тухля

53900

53950

54000

54050

54100

0 20 40 60 80

19581980

1990

H

Q

Орява - Святослав

47600

47650

4770047750

47800

47850

0 10 20 30 40 50 60 70 80

1980

1990

H

Q

Ружанка - Ружанка

56550

56600

56650

56700

0 10 20 30 40 50 60

1980

1988

H

Q

Днестр - Галич

21200213002140021500216002170021800

0 500 1000 1500 2000 2500 3000

1958 1980

H

Q

Быстрица - Ямниця

22150222002225022300223502240022450

0 100 200 300 400 500 600

1961 19801988

H

Q

Рис. 5. Совмещенные разновременные кривые расходов f=Q(H) в

реках бассейна Днестра, ось у – Н, х – Q.

169

нию с периферийными частями русла (главные причины врезания – увели-чение стока воды, техногенное снижение базиса эрозии и др.); 3) более ин-тенсивного размыва прибережных частей русла. К этому типу относятся реки, врезающиеся в собственные аллювиальные отложения в процессе ме-андрирования и изменения положения динамической оси потока во время паводков и половодий.

Таблица 2. Интенсивность вертикальных деформаций русел рек в бассейне верхнего Днестра [Мыхнович, 2003]

Река Пункт Период, лет Деформация, см

Средняя интенсивность, мм/год

Днестр Стрелки 29 -40 -13,79 Днестр Самбор 32 +64 20,00 Днестр Роздол 29 -8 -2,76 Днестр Журавно 29 -10 -3,45 Стривигор Хиров 7 -1 -1,43 Стривигор Луки 32 -200 -62,50 Верещица Комарно 10 -16 -16,00 Щирка Щирец 32 +25 7,81 Быстрица Озимина 32 +20 6,25 Тисменица Дрогобич 10 +20 20,00 Стрий Матков 10 -1 -1,00 Стрий Завадовка 10 -5 -5,00 Стрий Ясеница 10 -5,5 -5,50 Стрий В. Синевидное 32 -100 -31,25 Завадка Риков 7 -10 -14,29 Яблунька Турка 32 -32 -10,00 Рыбник Майдан 7 -10 -14,29 Опор Сколе 10 -7 -7,00 Славска Славское 10 -35 -35,00 Головчанка Тухля 32 -60 -18,75 Орява Святослав 10 -5 -5,00 Ружанка Ружанка 8 -36 -45,00

Среди аккумулирующих наносы рек выделено также три типа: 1) с

относительно равномерной аккумуляцией наносов по всему профилю; 2) с неравномерной аккумуляцией (более интенсивной в зонах зарастания русел водной растительностью и менее интенсивной на плесах); 3) с преобладани-ем аккумуляции наносов на прибрежных участках и последующим сужени-ем русел. Наиболее часто русла этого типа встречаются в предгорной зоне.

Основные проблемы и перспективы исследований малых рек в XXI веке

Главными проблемами и перспективными направлениями исследо-вания состояния малых рек и изучения деградационных процессов в речных

170

системах в ХХI в. являются: определение абсолютного возраста отложений пойменно-русловых комплексов малых рек, восстановление этапов их фор-мирования на возвышенных и низменных равнинах, в горных сооружениях различных природных зон; постановка экспериментальных (полевых и ла-бораторных) исследований перемещения и переотложения наносов в систе-мах «склон–тальвег», «водосбор І порядка – водосбор ІІ порядка – русла рек І, ІІ и более высоких рангов»; выбор и детальное исследование парных ре-презентативных бассейнов и дренирующих их рек для оценки влияния на состояние малых рек склоновых эрозионных процессов, земледельческой, лесохозяйственной, водохозяйственной и других видов деятельности чело-века, а также изменений климатических и метеорологических условий; кор-реляция результатов исследований деградационных процессов, развиваю-щихся в речных системах различных стран и континентов; использование ГИС-технологий в исследованиях структуры речных систем и ее изменений; поиски закономерностей изменения речных систем различных рангов, вы-явление многофакторных взаимосвязей между водностью рек, их экологи-ческим состоянием, распаханностью бассейнов, их лесистостью, интенсив-ностью проявления склоновых процессов и темпом развития деградацион-ных явлений, морфологическими и морфометрическими параметрами русел рек и направленностью эрозионно-аккумулятивных процессов в них; созда-ние прогностических моделей развития эрозионно-аккумулятивных и де-градационных процессов в руслах малых рек с учетом тенденций изменения климатических условий и природопользования; осуществление мониторин-га состояния малых рек в различных природно-хозяйственных зонах Вос-точной Европы.

Важными также остаются проблемы противопаводковой защиты угодий и других хозяйственных объектов, комплексного использования водных ресурсов, реконструкции и реабилитации малых рек, повышения их водности и роли в развитии зеленого и водного туризма, создании экологи-ческих коридоров, сохранении биологического и ландшафтного разнообра-зия, решении энергетических и других вопросов.

ЛИТЕРАТУРА Антонов С .И . , Голосов В .Н . Особенности использования ба-

лансового подхода при стационарных исследованиях современных геомор-фологических процессов в речном бассейне // Геоморфология. 1994. №2.

Бойко Ф .Ф . , Бутаков Г .П . , Курбанова С .Г . Изменение реч-ной сети Татарстана в 18-20 веках // Рациональное использование и прогноз качества водных ресурсов республики Татарстан. Казань. 1993.

Брылев В .А . , Шугаев А .В . , Агарков Е .В . , Свечникова Н .П . Гидрологическая характеристика и причина деградации малых рек Волго-Донского региона // Причины и механизм пересыхания малых рек. Казань: ГранДан, 1996.

171

Бутаков Г .П . Овражная эрозия как фактор деградации речной се-ти на востоке Русской равнины // Причины и механизм пересыхания малых рек. Казань: ГранДан, 1996.

Бутаков Г .П . , Ермоленко О .П . , Ковальчук И .П . , Лит-вин Л .Ф . , Мозжерин В .М . , Сидорчук А .Ю . , Чернов А .В . Формы проявления эрозионно-аккумулятивных процессов на малых речных водо-сборах // Эрозионные и русловые процессы. Луцк: Изд-во ВГПУ. 1991.

Ванин Д .Е . , Посохов А .В . , Баранов А .Т . , Гаршинев Е .А . Задачи исследования противоэрозионных комплексов на бассейнах малых рек. Теоретические основы противоэрозионных мероприятий. Часть 2. Одесса, 1979.

Величко А .А . , Морозова Т .Д . , Нечаев В .П . , Порожня -кова О .М . Палеокриогенез, почвенный покров и земледелие. М.: Нау-ка, 1996.

Вишневський В .І . Антропогенний вплив на річки України. Ав-тореф. дисс. …. докт. геогр. наук, Львів: ЛНУ, 2003.

Голосов В .Н . Перераспределение наносов в верхних звеньях флювиальной сети земледельческих регионов: теория вопроса и опыт ре-гионального анализа (на примере равнин умеренного пояса) // Эрозия почв и русловые процессы, Вып. 13, М.: Изд-во МГУ, 2001.

Голосов В .Н . , Иванова Н .Н . , Литвин Л .Ф . , Сидорчук А .Ю . Баланс наносов в речных бассейнах и деградация рек Русской равни-ны // Геоморфология. 1992. №4.

Голосов В .Н . , Иванова Н .Н . Особенности заиления малых рек зоны интенсивного земледельческого освоения // Водные ресурсы. 1993. №6.

Дедков А .П . , Мозжерин В .И . Основные подходы к изучению изменений режима стока и их геоморфологических следствий // Причины и механизм пересыхания малых рек. Казань: ГранДан, 1996.

Дедков А .П . , Мозжерин В .И . Эрозия и сток наносов на Земле. Казань: Изд-во КазГУ, 1984.

Докучаев В .В . Наши степи прежде и теперь. М.: Изд-во МГУ, 1994.

Дубис Л .Ф . Структурна організація та функціонування річкових систем гірської частини басейну Тиси. Автореф. дисс. …. канд. геогр. наук, ЛНУ. Львів, 1995.

Егоров И .Е . О деградации малых рек Камско-Вятского региона // Процессы и экологическая обстановка в бассейнах малых рек. Ижевск: Уд-муртский университет, 2000.

Иванова Н .Н . Эрозионно-аккумулятивные процессы на водосбо-рах верхних звеньев гидрографической сети. Автореф. дисс. …канд. геогр. наук, М: МГУ, 1990.

172

Иванова Н .Н . , Голосов В .Н . , Панин А .В . Земледельческое освоение территории и отмирание рек европейской части России // Геомор-фология. 1996. №4.

Измаильский А .А . Как высохла наша степь. Предварительное сообщение о результатах исследований влажности почвы в Полтавской гу-бернии в 1886-1893 г. М.-Л.: Сельхозгиз, 1937.

Киселев Ю .О . Ееколого-геоморфологічний аналіз середньої час-тини басейну Сіверського Дінця. Автореф. дисс. …. канд. геогр. наук, Луцьк: 2001.

Кичигин А .Н . Некоторые особенности малых рек Вологодской области в связи с их хозяйственным использованием // Проблемы морфоди-намики. М.: МФ ГО СССР, 1983.

Ковальчук И .П . Изменения структуры речных систем и состоя-ния малых рек под влиянием естественных и антропогенных факторов (на примере западного региона Украины) // Водные ресурсы, 1995, Том 22, № 3.

Ковальчук И .П . Развитие эрозионных процессов и трансформа-ция речных систем при антропогенном воздействии на их бассейны (на примере Западной Украины) // Эрозия почв и русловые процессы. Вып.10. М.: Изд-во МГУ, 1995.

Ковальчук И .П . , Волос С .И . , Холодько Л .П . Речные сис-темы запада Украины: Масштабы и тенденции трансформации структуры, механизм изменения состояния в ХІХ – ХХ веках // Причины и механизм пересыхания малых рек . Казань : ГранДам . 1996.

Ковальчук И .П . , Волос С .И . , Холодько Л .П . Тенденции и причины изменения состояния речных систем Запада Украины в ХІХ–ХХ веках // География и природные ресурсы. 1992. № 2.

Ковальчук И .П . , Штойко П .И . Изменения речных систем За-падного Подолья в ХVІІІ–ХХ веках // Геоморфология. 1992. № 2.

Ковальчук И .П . , Штойко П .И . Речные системы Западного Подолья: методика выявления масштабов и причин многолетних изменений их структуры и экологического состояния // Геоморфология. 1989. № 4.

Ковальчук І . Михнович А . Географічна інформаційна система як інструмент досліджень багаторічних змін гідрологічного режиму Верх-нього Дністра// Вісник геодезії та картографії. 1999. № 3.

Ковальчук І .П . Регіональний еколого-геоморфологічний аналіз. Львів: Вид-во Ін-ту Українознавства, 1997.

Корнев Я .В . Сельскохозяйственное значение эрозии и борьба с нею и ее последствиями при помощи организационно-хозяйственных и аг-ротехнических мероприятий // Борьба с эрозией почв в СССР. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1938.

Кумани М .В . Антропогенное влияние на русловые процессы Курской области // Эрозионные и русловые процессы. Вып. 2. М.: Изд-во МГУ, 2000.

173

Курбанова С .Г . , Бутаков Г .П . Характеристика степени изме-нения речной сети Татарстана в 19-20 веках // Причины и механизм пересы-хания малых рек. Казань: ГранДан, 1996.

Курганевич Л .П . Еколого-геоморфологічний аналіз басейну За-хідного Бугу. Автореф. дисс. …. канд. геогр. наук, Львів: ЛНУ. 2001.

Маккавеев Н .И . Русло реки и эрозия в ее бассейне. М.: Изд-во АН СССР. 1955.

Маккавеев Н .И . Русловые процессы и их отражение в рельефе // Современные экзогенные процессы рельефообразования. М.: Наука, 1970.

Мисковець Ф .Я . Антропогенні зміни в басейнах малих річок (на прикладі Волинської області). Автореф… дис. канд. геогр. наук. Чернівці: ЧНУ. 2003.

Михнович А .В . Еколого-географічні дослідження верхньої час-тини сточища Дністра з використанням ГІС-технологій. Автореф. дисс. …. канд. геогр. наук. Львів: ЛНУ. 2003.

Морозов Ю .И . Гидрографический очерк Северского Донца. Харьков, 1874.

Оппоков Е .В . Вопрос об обмелении рек в его современном и прошлом состоянии. Краткий гидрологический очерк с некоторыми данны-ми для Днепра и Волги (из журнала "Сельское хозяйство и лесоводство"). СПб, 1900.

Панин А .В . , Голосов В .Н . , Иванова Н .Н . Речная сеть и эро-зионно-аккумулятивные процессы в бассейне Верхнего Дона // Водные ре-сурсы. 1997. Т. 24. №6.

Часовникова Э .А . Полевые стационарные исследования эрози-онных процессов рельефообразования в Ульяновском Поволжье // Количе-ственный анализ экзогенного рельефообразования. Казань: Изд-во Каз-ГУ. 1987.

Чемерис М .П . Формирование пойменно-руслового комплекса Волынского Полесья в условиях осушительных мелиораций. Автореф. дисс. …канд. геогр. наук. М.: МГУ. 1993.

Golosov, V., Panin, A. & Ivanova, N. Small river aggradation in European Russia during the period of intense agriculture // In: Management of Landscapes Disturbed by Channel Incision: Stabilisation, Rehabilitation, Restora-tion, University of Mississippi, 1997.

174

СОДЕРЖАНИЕ Предисловие …………………………………………………………………………. 3

Чалов Р.С., Беркович К.М., Барышников Н.Б., Рулёва С.Н Межвузовская координация исследований эрозионных, русловых и устьевых процессов (к 20-летию межвузовского Совета при МГУ) ………………………………….....

5

Александровский А.Ю., Иванов В.В., Коротаев В.Н., Фролов Р.Д., Чер-нов А.В. Проблемы регулирования русла в нижних бьефах Волжских водохра-нилищ ………………………………………………………………………………….

23

Бабиньский З., Беркович К.М., Виноградова Н.Н., Рулева С.Н., Фро-лов Р.Д. Влияние водохранилищ на русла рек в разных природных условиях, экономические и экологические аспекты …………………………………………...

51

Голосов В.Н., Черныш А.Ф. Некоторые аспекты перераспределения радио-нуклидов процессами водной и ветровой эрозии ………………………………......

67

Ларионов Г.А. Гидрофизическая модель эрозии и возможность ее практиче-ского использования ………………………………………………………………….

79

Ботвинков В.М., Рулева С.Н., Седых В.Л., Чалов Р.С. Гидроэкологические проблемы русла р.Оби в нижнем бьефе Новосибирской ГЭС …………………….

90

Лайчак А. Геоморфологические и гидрологические последствия регулирования верхней Вислы (южная Польша) …………………………………………………...

103

Кшемень К., Назаров Н.Н., Чалов Р.С., Чернов А.В. Русловые процессы на реках зон перехода от гор к равнинам и их регулирование …………………….....

116

Назаров Н.Н., Гаврюхова Л.Н. Морфология и морфодинамика суглинистых берегов водохранилищ …………………………………………………………….....

130

Барышников Н.Б. Воздействие эффекта взаимодействия пойменных и русло-вых потоков на транспортирующую способность руслового потока ……………..

141

Иванова Н.Н., Голосов В.Н., Ковальчук И.П. Исследования малых рек вос-точной Европы: подходы, результаты, проблемы, перспективы ………………...

153

Добровольская Н.Г., Зорина Е.Ф., Кирюхина З.П., Литвин Л.Ф., Николь-ская И.И., Прохорова С.Д. Перераспределение наносов в эрозионно-русловых системах бассейна р. Волги ………………………………………………………….

175

Коротаев В.Н., Михайлов В.Н., Иванов В.В., Алешкин С.А. Гидролого-морфологические процессы в рукаве Кизань и Никитинском банке дельты Вол-ги ……………………………………………………………………………….............

190

Алексеевский Н.И., Ободовский А.Г., Самохин М.А. Механизмы изменения уровней воды в реках …………………………………………………………………

216

175

Кумани М.В., Лисецкий Ф.Н. Обоснование допустимых эрозионных потерь почвы с использованием оценок элементов баланса гумуса и скорости почвооб-разования ……………………………………………………………………………...

237

Беляков А.А., Беркович К.М. Река Ока: проблемы и перспективы реконструк-ции ……………………………………………………………………………………..

251

Дарбутас А., Римкус З., Чалов Р.С, Руслоформирующие расходы воды на ре-ках Литвы и их связь с гидрологическим режимом …………………………..........

274

Ковальчук И.П., Ободовский А.Г. Гидроэкологический анализ русловых про-цессов на реках Украины …………………………………………………………….

287

Егоров И.Е., Илларионов А.Г., Перевощиков А.А., Петухова Л.Н., Рысин И.И., Сергеев А.В. Эрозионно-аккумулятивные процессы в водосборных бас-сейнах Вятско-Камского региона ……………………………………………............

304

Дедков А.П., Герасимова Т.В. Эрозия и сток взвешенных наносов в лесном поясе Восточной Европы: природная и антропогенная составляющие ………......

330

Кичигин А.Н. Районирование территории но особенностям строении сети реч-ных долин ……………………………………………………………………………...

337

Мозжерин В.И., Шарифуллин А.Н. Структура денудации речных бассейнов ... 340

176