Сучасна характеристика ерозійних процесів в басейнах малих річок і водойм України

В даний час в Україні розорюється близько 80% сільськогосподарських угідь, а в деяких районах розораність досягає 90-99%. Інтенсивно розорюються землі гідрографічного фонду, круті схили, водоохоронні зони, заплавні луки, заорюють навіть русла малих річок. За останні 10-ліття площа еродованих земель зросла на 2,5 млн. га. Па початок XXI століття загальна їх площа в країні становила 15 млн. га (28%), з них слабо еродованих 10 млн. га, середньо змитих і сильно еродованих - 5 млн. га. Яружною ерозією зруйновано близько 500 тис. га родючих земель. Крім того, в останні роки, за відсутності на схилових землях екологічно обґрунтованих протиерозійних заходів, спостерігається інтенсивний перехід земель з слобозмитих в середньо змиті і далі - в сильно змиті. Це, в свою чергу, істотно впливає на родючість грунтів, їх протиерозійну стійкість та екологічний стан водозборів річок і водойм.                                                                  

Сучасні ерозійні втрати грунтів становлять по Україні в середньому 10-15 т /га, а сумарні середньорічні втрати грунтів тільки від злив оцінюються величиною в 180 млн. т. Слід також підкреслити такий важливий з практичної точки зору момент: середньорічна величина ерозії, а також еродованість земель визначається не середніми по водності, а максимальними умовами. Іноді одна злива руйнує більше земель, ніж всі зливи за 10-20 років.

За орієнтовними розрахунками повні річні втрати грунтів від водної ерозії (при зливах і сніготаненні) і дефляції складають близько 260 млн. т. Причому в складі річних втрат від водної ерозії при зливах вони становлять 85-90%, а при сніготаненні - 15-10 %. В Лісостеповій зоні інтенсивність ерозійного руйнування грунтів характеризується в середньому величиною 10-20 т / га в рік, на півдні Степової зони - 5 - 10 т / га, на півночі Степової зони - 10-15 т / га, в Поліссі від 0 до 2-5 т / га в рік. В Українських Карпатах щорічні втрати родючого шару грунту становлять 20-50 т / га, а в Гірському Криму - 25 -30 т / га. Через всю Україну від Карпат до західних відрогів Середньоросійської височини проходить смугою «пояс» максимальної ерозії. Він охоплює південну частину лісостепової і північ степової зон з максимумом на кордоні між ними. Тут величина середньорічного знесення родючого шару для окремих адміністративних районів становить 15-30 т / га в рік. У той же час слід зазначити, що не всі продукти водної ерозії надходять в гідрографічну мережу; деяка їх частина відкладається в нижній частині схилів ярів і балок, затримується у вигляді конусів виносу біля гирла ярів або відкладається у місцевих пониженнях рельєфа.

Практично всі схилові орні землі України є ерозійнонебезпечними, з них 80% відноситься до категорії зі слабкою і середньою ерозійною небезпекою, а 20% їх мають підвищену ерозійну небезпеку і для них необхідне проведення докорінної протиерозійної організації території на основі ґрунтозахисної, ресурсозберігаючої, біологічно чистої, екологічно безпечної системи землеробства. На думку Г. І. Швебса, А.II. Каштанова, А. Г. Тарарико, Н. К. Шикули. М.С. Кузнєцова та багатьох інших дослідників такою зараз вважається контурно-меліоративна система землеробства.

 

 

                         

 

 

 

3. Річкові наноси: походження, характеристика і класифікація. Головним джерелом надходження наносів у річки та водойми служить поверхня водозборів, піддається ерозії в період випадання дощів та сніготанення, і самі русла річок, розмиті річковим потоком.

Ерозія водозборів - складний процес, що залежить від еродованої здібності стікаючих по його поверхні дощових і талих вод, від протиерозійної стійкості грунтів і грунтів водозбору. Інтенсивність ерозійних процесів на поверхні водозборів (і надходження її продуктів в річки і водойми) зазвичай тим вище, чим сильніші дощі і інтенсивніше сніготанення, чим більша нерівність рельєфу, пухкі ґрунти (найбільш легко піддаються ерозії лесові ґрунти), менш розвинений рослинний покрив, сильніша розораність схилів. Ерозія річкових русел тим сильніша, чим більша швидкість течії в ріках і менш стійкі ґрунти, що складають дно і береги. Частина наносів надходить в русло річки при абразії (хвильовому руйнуванні) берегів водосховищ і річкових берегів на широких плесах.

Співвідношення ерозійно-акумулятивних процесів пов'язано з водністю річок, їх енергетичним потенціалом і ступенем антропогенного впливу. Чим менша водність річки, тим більший вплив на неї можуть надати природні та антропогенні процеси, що протікають на водозборі. Саме малі річки, струмки та їх заплави безпосередньо контактують з поставляючими наноси елементами водозбору: схилами долини, ярами і балками. Тому вони грають роль своєрідного буфера (екотона) між водозбором і річковою мережею, беручи на себе більшу частину надійшовших з території басейну наносів і, тим самим, охороняючи середні та великі річки від перевантаження наносами і замуленнями.

У тому, що малі річки в умовах підвищеного змиву грунтів зі схилів можуть залишатися незамуленими, проявляється акумулююча роль долин струмків, які перехоплюють велику частину наносів, що надійшли з водозбору.

По характеру переміщення в річках наноси поділяють на два основних типи - з авислі і ваблені. Наноси, що складають дно річок, називають донними відкладеннями або алювієм.

З авислі наноси. Найбільшу концентрацію наносів (мутність води) мають річки з паводковим режимом і річки, що протікають в умовах посушливого клімату і легкорозмиваючих грунтів.

До найбільш важливих характеристик наносів належать такі: геометрична крупність, що виражається через діаметр частинок наносів (d, мм); гідравлічна крупність, тобто швидкість осадження частинок наносів в нерухомій воді (ω, мм / с, мм / хв.); щільність часток (Р_н, кг/м³), рівна для найбільш поширених кварцових пісків 2650 кг/м³; щільність відкладень і щільність грунту (Р_отл, кг / м³), що залежить від щільності частинок і пористості грунту (щільність мулистих відкладень на дні річок зазвичай складає в середньому 500-1000 кг/м³, піщаних - 1500-1700, змішаних - 1000-1500 кг/м³); концентрація (або утримання наносів в потоці), яку можна представити як у відносних величинах (відношення маси або об'єму наносів до маси або об'єму води), так і в абсолютних величинах; в останньому випадку використовують поняття каламутності води, яка обчислюється за формулою:

,

де m - маса наносів в пробі води; V - об'єм проби води. Мутність визначають шляхом фільтрування відібраних за допомогою батометрів проб води та зважування фільтрів.

По геометричній крупності наноси поділяють на фракції (глина, мул, пил, пісок, гравій, галька, валуни).

У реальних умовах і переносяться річковим потоком наноси, і злягаючі донні відкладення є сумішшю наносів різної крупності. Такі відкладення класифікують з урахуванням переважаючих фракцій (мулистий пісок, піщаний мул і т.д.). Шляхом механічного аналізу в лабораторії визначають, як розподіляються по фракціям наноси в будь-якій даній пробі, взятій у річці. Середню крупність наносів в такій суміші d визначають за формулою:

 

 

                                     ∑ d_i ∙ p_i

                        d = _____________                    

                                           100

 

де d_i і p_i - середня крупність наносів кожної фракції (мм) і її частка за масою (%) у всій пробі; n - число фракцій.

Для дрібних і великих частинок гідравлічна крупність наносів пов'язана з їх геометричною крупністю по різному. Наноси крупніше 1,5 мм осідають в нерухомій воді з підвищеними швидкостями на звивистих, гвинтоподібних траєкторіях (такий режим падіння частин називають турбулентним). Наноси дрібніше 0,15 мм осідають в нерухомій воді повільно і практично по прямій лінії (такий режим падіння називають ламінарним).

У діапазоні крупності наносів 0,15-1,5 мм режим осадження частинок перехідний.

Форма руху твердих частинок в потоці може бути визначена в залежності від співвідношення гідравлічної крупності частки ω та динамічної швидкості потоку U_g:

 

,                                                           

де Н - глибина, м; I - ухил потоку.

За умови ω > 1,75 ∙ U_g  частки переміщаються потягом, якщо 1,75 ∙ U_g  ≥ ω ≥1,286 ∙ U_g  , то частки сальтірують поблизу дна; при 0,41 ∙ U_g  ≤ ω ≤1,28 ∙ U_g  частинки досягають середини потоку, а при ω <0,41 ∙ U_g  - переходять у завислий стан.

Рух наносів шляхом переміщення по дну. Закон Ері. Наноси що переміщуються по дну - це наноси, що переміщаються річковим потоком в придонному шарі і рухомі ковзанням, перекочуванням. Шляхом потягу по дну переміщуються найбільш великі частки наносів (пісок, гравій, галька, валуни).

Рухомість частинок по дну обумовлюється придонною швидкістю потоку і розмірами частинки. Ця загальна закономірність носить назву закону Ері:

 

                             P = K_p ∙ V_d ⁶ ,              

де Р - вага частинки, г; V_d ⁶ - придонна швидкість потоку, м / с; K_p - коефіцієнт пропорційності.

З цього закону видно, що підвищення швидкості течії, наприклад, в 2, 3, 4 рази, веде до збільшення ваги частинок наносів, відповідно, в 64,729,4096 раз. Ось чому на рівнинних річках з малими швидкостями течії потік може переміщати лише пісок, а на гірських річках з великими швидкостями - гравій, гальку, валуни.

Розподіл каламутності по живому перерізу і довжині річки. Мутність річкових вод істотно змінюється в часі, по живому перерізу потоку і по його довжині. Розподіл каламутності по живому перерізу носить дуже складний характер. Зазвичай каламутність зростає від поверхні до дна. На ділянках, схильних до  інтенсивного розмиву, наноси часто розподіляються у вигляді більш-менш різко виражених просторових скупчень (жил).

Чим дрібніші наноси, тим рівномірніше вони розподіляються по живому перерізу. По глибині наноси різної крупності розподіляються так, що зазвичай середня мутність наносів збільшується на дно.

По ширині річки каламутність дещо зростає до середини потоку. Водночас, розподіл наносів по ширині потоку сильно змінюється в залежності від напрямку течії, місцевих розмивів русла і берегів, впадання приток.

У розподілі зважених наносів по довжині річки дослідники відзначають зменшення вниз за течією крупності частинок, яке відбувається через зменшення ухилів, швидкостей течії і стирання наносів при їх переміщенні.

Стирання, або зменшення обсягу (діаметру або ваги) частки в одиницю часу, залежить від швидкості руху, тертя і ступеня твердості частинки. Руйнування наносів (стирання часток) по довжині водотоку описується за допомогою рівняння Штернберга:

 

,                      

де,   - коефіцієнт стирання наносів; f₁ - коефіцієнт тертя, який залежить від форми і шорсткості частинок; f₂ - коефіцієнт стирання; d - середній діаметр частинок на відстані х від початкового створу; d₀ - середній діаметр часток у початковому створі; е - основа натурального логарифма.

У той же час, кількість наносів, який несе потік, поступово збільшується від витоку до гирла, однак в окремих випадках зазначена загальна закономірність може порушуватися за рахунок часткового осадження зважених наносів в заплаві, протоках і дельтах річок.

4. Стік наносів. Найважливішими факторами, що впливають на стік наносів, є рельєф, клімат, стік води, рослинний покрив, розорювання схилів і вирубка лісів, меліорація грунтів, заходи, що проводяться в руслах і на заплавах річок (промислове і комунальне будівництво, водогосподарське використання річок). Стік наносів річки включає стік зважених і стік наносів що рухаються по дну. Вважається, що на частку ваблених наносів (рівнинних річок) припадає в середньому лише 5-10% сумарного стоку наносів річок, причому зі збільшенням розміру річки ця частка зменшується.

Стік зважених наносів при наявності гідрологічних вимірювань розраховується за графіками зв'язку витрати води та витрати наносів R = f (Q). У такої залежності є дві особливості: вона нелінійна; R зростає швидше, ніж Q. Наближено цю залежність записують у вигляді статечного рівняння: R = K∙Q^m, де m - показник ступеня, що залежить від річкового алювію; за даними А. Г. Ободовського m = 1,1÷2, 5, а по Н. І. Маккавееву, m = 2 ÷ 3. Дуже часто зв'язок R = f (Q) виявляється неоднозначним. Це пояснюється розбіжністю зміни в річках витрат води і витрат наносів у часі. Максимальна мутність води і максимальні витрати наносів в річках (і навіть на схилах) зазвичай випереджають максимум витрат води і відзначаються на підйомі повені (паводка). В цей час йде найбільш активний змив грунтів з поверхні водозбору. За допомогою графіка зв'язку R = f (Q) по відомим середнім добовим значенням Q  визначають величини R.

Стік наносів за рік розраховують за формулою:

W_R = R∙31,54∙10³,

 де W_R - стік наносів, млн. т.; R - середня річна витрата наносів, кг / сек. Модуль стоку наносів визначають за аналогією зі стоком води:

М_{R =} ,

Для річних величин стоку наносів отримують: М_R = R∙31,5∙10³ / F, де М_R - середньорічна величина модуля стоку наносів, т/км²; R - середня річна витрата наносів, кг / с; F - площа водозбору, км².

Модуль стоку наносів в певній мірі характеризує ерозійну діяльність схилових і річкових потоків. Проте фактична денудація в басейнах річок в кілька разів більше модулів стоку наносів, розрахованих описаними способами. Справа в тому, що величезна кількість змитих зі схилів наносів не потрапляє в річки, а відкладається у підніжжя схилів, в гирлах балок, ярів, малих приток, на заплавах та ін.

 

5. Селеві процеси, їх типи і методи боротьби з ними. Селі - стрімкий потік великої руйнівної сили, що складається із суміші води та рихлих гірських порід, раптово виникає в басейнах невеликих гірських річок внаслідок інтенсивних дощів або бурхливого танення снігу, а також прориву завалів і морен, гребель гірських водосховищ і ставків.

Селеві паводки характеризуються великим вмістом наносів - більше 200-300 кг/м³. Потоки з вмістом наносів більше 1000-1200 кг/м³ відносяться до опливин, так як при цьому насичення досягається майже верхня межа плинності.

Основними умовами, що сприяють виникненню селів, є: 1) інтенсивні короткочасні зливи або бурхливе сніготанення, що викликає інтенсивний стік зі схилів водозбору або тимчасове скупчення великої кількості води в сухих логах і руслах, 2) наявність на водозборі великих скупчень продуктів вивітрювання (пухкого уламкового матеріалу), 3) круті схили долини і значні (не менше 0,10) ухили тальвегу.

Особливістю селів є заторний, пульсуючий характер руху, що виникає внаслідок різких звужень або поворотів русла, наявність в руслі осипів, завалів, великих каменів і брил. В результаті виникаючих затримок сель рухається окремими хвилями, або валами, з інтервалами в кілька хвилин. Висота цих валів досягає 2-4 м. Заторність і пульсаційний характер руху, насиченість наносами і камінням є відмінними рисами селевих паводків і служать головною причиною великої руйнівної сили селів.

Типи селів. У теперішній час існує декілька класифікацій селів, наприклад, по висотному положенню, геоморфологічній будові басейнів, з причин, що викликають селі, за ступенем насиченості наносів та їх фракційного складу.
По складу селевої маси розрізняють селі грязьові, грязьокам’яні і водокам'яні.

У грязьових потоках селева маса складається переважно з дрібних частинок і являє собою густу глинисто-піщану суспензію, що містить малу кількість каміння та щебеню. Грязьокам’яні потоки складаються із суміші дрібнозему і великих фракцій (гальки, щебеню, валунів). Для переміщення великих наносів потрібні підвищені швидкості, які можливі при великих витратах і ухилах. Водокам'яні селі відрізняються відносно малим вмістом мілкозему, в них переважає грубоуламковий матеріал. Вони формуються в районах з переважанням тріщинуватих скельних порід.

Селеві потоки діляться на два основних типи: незв'язні (турбулентні) і зв'язані. Незв'язними селем називається турбулентний потік, в якому кількість води настільки велика (20-30%), що вона знаходиться у вільному стані, транспортує середовищем для твердої фази і здатна здійснювати велику роботу по зважуванню та переносу наносів. У зв'язному селі вода входить в селеву масу як одна зі складових в’язко пластичного середовища, що представляє собою структурне ціле. Вода в цьому випадку вже не є рушійною силою, і процес транспорту здійснюється як єдиний гравітаційний рух (за законами гравітаціі).

Грязьові і грязьокам’яні селі можуть відноситися як до зв'язаних, так і до незв'язних сель. Водокам'яні селі відносяться до типу незв'язних (турбулентних) селевих потоків.

В Україну селенебезпечними районами є гірський Крим і Карпати. Проте в даний час на водозборах і схилах річок Степової і Лісостепової зон створюються умови для прояву селевих процесів (переважно грязьових селів).

Одним з найважливіших параметрів селевого потоку є швидкість руху (V, м / с). В даний час для наближених розрахунків використовуються формули, близькі за своєю структурою до формули Шезі, в якій коефіцієнт опору відредагований відповідно до натурним даним.

Для грязьових зв’язаних селів Флейшман рекомендує співвідношення:

V_c  = α ∙ V_B,

де V_B - швидкість течії, визначена за формулою Шезі для водного потоку, з ухилом і глибиною, відповідному селю, м / с; α - коефіцієнт зменшення швидкості, що залежить від фізико-механічних характеристик селевої маси. При значенні γ_с = 1,4 т/м³ він змінюється в залежності від в'язкості селевої маси в межах 0,84-0,45; при γ_с = 1,8 т/м³ - в межах 0,76 - 0,18.

Витрата селевого потоку наближено обчислюється за відомою формулою (швидкість-площа):

Q_max = V_ср ∙ω,

де V_ср - середня швидкість, м / с; ω - площа перерізу потоку, м². Максимальні витрати селевого паводку внаслідок заторного характеру його руху можуть в 8-10 разів перевищувати максимальні витрати води навіть дуже рідкісних неселевих паводків. У той же час, на сьогоднішній день не є достатньо надійних методів обчислення максимальних витрат селевих паводків із застосуванням розрахункових формул. В цих умовах основним методом залишається визначення максимальних витрат води по слідах паводків (позначками високих вод).

Наслідки і охорона селенебезпечних територій. Селеві паводки завдають величезної шкоди народному господарству. Селі, що рухаються з великою швидкістю і переміщують камені вагою до декількох тонн, володіють колосальною руйнівною силою. Вони руйнують будівлі, мости, гідротехнічні споруди, зносять під укіс цілі залізно-дорожні склади, заносять товстим шаром наносів на все, що зустрічається на шляху: канали, дороги, посіви і т.д.

У зв'язку з підвищеною небезпекою селевих паводків для населення і господарства необхідно проведення спеціальних попереджувальних і захисних заходів. У селенебезпечних районах необхідна організація служби прогнозу і оповіщення про проходження селів.

До числа інженерних способів захисту від селів відносяться: зведення селезащитних дамб; створення каскаду поперечних споруд (на схилах і в руслах річок), за допомогою яких руслу селевого потоку надається ступінчастий профіль; спорудження селесховища, здатного вмістити всю масу селю.

До найважливіших протиселевих заходів належать також гірничомеліоративні роботи - терасування схилів і залісення поверхні водозборів.

 

Контрольні питання

1. Дайте визначення поняття «водна ерозія».

2. Класифікація водної ерозії.

3. Охарактеризуйте ерозійні процеси у басейнах малих річок по території України.

4. Охарактеризуйте ерозійну стійкість грунтів.

5. Характеристика річкових наносів та їх походження.

6. Класифікація річкових наносів.

7. Рух річкових наносів. Закон Ері.

8. Розподіл мутності по поперечному перерізу та довжині річки.

9. Стік наносів та методи їх обрахунку.

 

 

 

ЛЕКЦІЯ 6

Тема: Руслові процеси та їх типи. Деформації русла.

 

1. Фізичні причини і типи руслових процесів.

2.  Мікро, макро та мезоформи річкових русел та їх зміни.

3.  Деформація поздовжнього профіля русла річки.

4.  Форми і механізми розмиву річкових берегів.

5.  Стійкість русел рівнинних річок.

 

1. Фізичні причини і типізація руслових процесів. Руслові процеси - це постійно виникаючі зміни морфологічної будови річкового русла і заплави, обумовлені дією поточної води.

Русловий процес будь-якого природного водотоку визначається сукупністю характеристик трьох незалежних визначальних чинників: стоку води, стоку наносів та умов, що обмежують вільний розвиток деформацій русла.

Поєднання характеристик факторів зумовлює тип руслового процесу та інтенсивність руслових деформацій. Однаковий тип процесу властивий річкам незалежно від їх розміру, а інтенсивність деформації пов'язана з розміром водотоку: чим менше річка, тим швидкість протікання в ній процесів перевідкладення однакових наносів більше. Отже, одна і та ж ступінь зміни поєднання факторів впливає тим більше, чим менше річка. В сучасних умовах посилення антропогенного впливу на водозбори це положення має велике значення, в першу чергу, для малих річок. Вирубка лісів на водозборах та їх розорювання, розорювання схилів долин і заплав, регулювання і вилучення стоку води призводять до істотної зміни характеристик і сполучень визначальних чинників. В результаті швидко трансформуються поздовжні і поперечні профілі русла, замулюються, заносяться і деградують русла і заплави, змінюється тин руслового процесу і навіть зникають річки як елемент ландшафту.

Руслові процеси проявляються у взаємодії потоку і русла річки. Конкретні прояви руслових процесів у вигляді зміни положення і розмірів русла, заплави та окремих руслових утворень, тобто у вигляді розмиву або намиву дна і берегів, називають русловими деформаціями.

Руслові утворення, що піддаються деформаціям - це скупчення наносів, що створюють характерні форми рельєфу річкового русла і заплави різного розміру - мікро-, мезо- і макроформи.

До мікроформ відносяться переміщенні в руслі донні гряди, розміри яких менше глибини русла. Мезоформи - також складаються з наносів гряди, але більшого розміру, співмірні вже з поперечними розмірами самого русла. До мезоформ відносяться річкові перекати, осередки, невеликі острови. Макроформи називають великі, морфологічно однорідні ділянки річкового русла, представлені прямолінійними ділянками, звивинами (закрутами, меандрами), системами руслових і заплавних розгалужень, дільницями так званого розкиданого русла.

Вивчення руслових процесів має велике практичне значення, так як від характеру та інтенсивності руслових деформацій залежить робота водного транспорту, експлуатація водозабірних споруд, мостових переходів, дюкерів газопроводів і нафтопроводів через ріки і т.д.

Фізичною причиною руслових деформацій є порушення балансу наносів на тих чи інших ділянках річкового русла. Зміна витрати наносів вздовж потоку неминуче супроводжується русловими деформаціями: при збільшенні витрати наносів вздовж річки відбувається розмив русла (руслових ерозія), при зменшенні витрати наносів вздовж річки - намив русла (акумуляція наносів). По спрямованості руслові деформації підрозділяються на два види: розмив (руслова ерозія) і намив (акумуляція наносів). Руслові деформації поділяють також на вертикальні, коли відбуваються зміни відміток дна русла, і горизонтальні, коли спостерігається поперечне зміщення русла.

Вертикальні руслові деформації пов'язані з процесами автоматичного вирівнювання транспорту здатності потоку і визначаються коливаннями базису ерозії, кліматичними змінами, тектонічними рухами. Вертикальні деформації впливають на зміну характеру горизонтальних деформацій і виявляються в трансформації форм руслового рельєфу та особливості їх динаміки. У природних умовах вертикальні деформації відчутні тільки протягом тривалого часу, що охоплює історичні і навіть геологічні періоди. Швидкість глибинної ерозії при цьому тільки за рахунок антропогенних факторів становить кілька сантиметром за рік, а в природних умовах може вимірюватися міліметрами і долями міліметрів. Однак вони складають загальний фон проявів інших видів руслових деформацій. Кінцевим результатом спільних вертикальних деформацій є річкові долини.

Горизонтальні руслові деформації є плановими переміщеннями русла, або бічною ерозією. Основними визначальними умовами для цих процесів служать кінематична структура потоку і геолого-геоморфічні умови формування русел. Саме ці два чинники обумовлюють розвиток різних типів і форм русел, їх деформації, які супроводжуються розмивами берегів або акумуляцією наносів.

Руслові деформації і руслові процеси поділяють також на два типи: періодичні (знакозмінні, оборотні) і спрямовані (необоротні). До періодичних руслових деформацій відносять такі зміни русла, які неодноразово повторюються і після яких русло повертається приблизно в початкове положення. Це руслові деформації при русі донних гряд, розвитку закрутів і т.д. Спрямовані руслові деформації проявляються у вигляді односторонніх змін русла, наприклад, при однонаправленому розмиванні або намиванні.

 

2. Мікроформи, макро і мезоформи річкового русла та їх зміни.  Руслові деформації при русі мікроформ або донних гряд (донних дюн, піщаних стоячих хвиль, антидюн) оборотні: після зміщення гряди на всю її довжину дно потоку в цьому місці набуває початкові позначки. Швидкість зміщення мікроформ на річках зазвичай не перевищує кількох метрів на добу.

Висота донних гряд змінюється від декількох сантиметрів до 4-6 м. На деяких річках розміри гряд порівнянні з глибиною русла. Зазвичай гряди меншого розміру накладаються на гряди більшого розміру, створюючи цілу «ієрархію» мікроформ річкового русла.

Експериментально доведено, що перехід з одного виду мікроформи до другого проходить за величиною критерія Фруда:

і відношення швидкості до гідравлічної крупності частин наносів
, 

ступінь рухливості наносів.

 

Макроформи річкового русла та їх зміни. У відносно прямолінійних руслах вниз за течією зміщуються як мезоформи (перекати, осередки), так і мікроформи (донні гряди різного розміру). У багатьох випадках зміщуються побічно перекатів оберігають корінні або заплавні берега прямолінійного русла від розмиву.

У звивистих руслах руслові деформації представляють собою циклічні процеси поступового збільшення звивистості русла завдяки розмиву його берегів, розвороту і зміщення закрутів (меандр), що завершуються проривом перешийка з випрямленням русла. Потім процес, розвитку заворотів повторюється (рис. 3.5). Описаний процес супроводжується зміною рівня води на ділянці річки: зі збільшенням звивистості він поступово підвищується, а в результаті випрямлення русла після прориву перешийка різко знижується.

У заворотах перебувають системи глибоких (плеса) і дрібних ділянок (перекати). Плеса зазвичай закріплені до ділянок русла з найбільшою кривизною, перекати - до прямих (перехідним) ділянок русла між суміжними закрутами. Ці утворення на звивистих ділянках русла більш стабільні в своєму становищі, ніж на відносно прямолінійних ділянках русла.

Зсув і викривлення заворотів супроводжується значними горизонтальними русловими деформаціями. Найбільші розміри (досягають десятків метрів на рік) приурочені до увігнутих берегів на вигині русла, де в потоці виникає поперечна циркуляція.

В процесі розвитку заворотів відбувається обмін наносами між руслом і заплавою. Нерідко й сама заплава формується в результаті утворення закрутів, їх змішування і прориву. На заплавах часто залишаються сліди колишніх ділянок русла - стариці.

В руслах, розгалужених на рукава, розрізняють заплавну і руслову багаторукавність. Заплавні рукава звичайно більш стабільні по порівнянню з внутрішньо русловими. При русловій багаторукавності в межах русла знаходяться впорядковані острова - або одиночні острова, або закономірні ланцюжки островів, розташовані в шаховому порядку.

У руслах розкиданого типу вниз за течією переміщуються численні невпорядковані і рухливі мілини - осередки і острова різного розміру. Розкидані русла дуже нестійкі і мінливі. Зазвичай вони спостерігаються на річках з підвищеними швидкостями течії, з дрібними і рухливими наносами.

Мезоформи річкового русла та їх зміни. Найбільш типовим видом мезоформи річкового русла є велика руслова гряда - перекат. Перекати разом з розташованими між ними пониженнями - плесами - утворюють на річках системи плес-перекат. Ці системи, як і інші руслові форми, повільно зміщуються вздовж русла; цей процес супроводжується оборотними русловими деформаціями.

Швидкість переміщення перекатів (V_пер, м/год) може бути визначена за формулою Н. І. Маккавеева:

,                                     

 

де Q - середня багаторічна витрата води, м³ / с; d - середній діаметр донних частинок, мм; I - середній поздовжній ухил водної поверхні. Зазвичай швидкість переміщення перекатів не перевищує кілька сотень метрів на рік.

Найбільш характерними елементами системи плесо-перекат є верхня і нижня плесові улоговини, верхній і нижній побічно перекату (див. рис. 3.6). Перекат являє собою велику руслову гряду, що перетинає русло під кутом 20-30 °. Верхній за течією схил гряди (тиловий укіс) більш пологий, низовий укіс (підвалі перекату) - крутіший. Найбільш дрібні частини гряди - прибережні мілини - носять назву побічний. Найбільш глибока частина перекату між суміжними плесовими видолинками називається коритом перекату. Через неї і проходить лінія найбільших глибин або фарватер. Найбільш мілководна ділянка фарватеру над перекатом називається гребенем перекату.

Перекати за своєю будовою бувають трьох видів: перевали - перекати з плавними та невеликими змінами відміток дна без різко виражених підвалів; нормальні - перекати з добре вираженим підвалами, але без різкого викривлення фарватеру; перекошені (зрушені) - перекати з різким викривленням фарватеру. Ті перекати, які внаслідок або малих глибин на гребені, або сильного викривлення фарватеру перешкоджають судноплавству, називають лімітуючими.

Інший вид мезоформ річкового русла - осередки - рухливі, не з’єднанні з берегами і не зарослі рослинністю мілини. Осередки часто виникають на перекатах, викликаючи поділ фарватеру на його гребені на дві гілки.

Вперше географічні аспекти типізації русел річок, тобто їх розміщення, морфологію і динаміку в різних природних умовах, почав досліджувати Н. І. Маккавеев.

 

Типи руслового процесу.

На сучасному етапі існує декілька класифікацій по типу руслового процесу. Найбільш повна класифікація типів руслового процесу в залежності від умов розмивних русел рівнинних річок розроблена в Державному гідрологічному інституті (Санкт-Петербург, Росія). У цій схемі за характером руслових і заплавних деформацій Н. В. Кондратьєвим та І. В. Поповим виділяються наступні типи руслового процесу: стрічково грядовий; обоченний; обмежене меандр ування; вільне меандр ування; незавершене меандр ування (заплавна багаторукавність); руслова багаторукавність (осередковий тип).

Стрічковогрядовий тип руслового процесу пов'язаний з переміщенням по руслу стрічкових гряд, які заповнюють всю ширину русла і в усі фази водного режиму зберігають свою цілісність, змінюючи лише розміри і швидкості сповзання. Планові деформації русла при цьому не відбуваються. Швидкість сповзання стрічкової гряди нерідко досягає 200 - 300 м / год. Цей тип руслового процесу спостерігається на прямолінійних і коротких ділянках річок, де відсутня заплава, а схили долини, складені погано розмиваючими породами, виключають можливість розмиву берегів.

Обоченний тип руслового процесу має значно більше поширення в річковій мережі. В цьому випадку заплава також відсутня, і русло не має закономірної звивистості. При побочнях гребені гряд, перетинаючи все русло, утворюють з його подовжньою віссю кути, знак яких закономірно чергується від гряди до гряди.

Вся система гряд сповзає вниз за течією. Виступаючі вперед підвищені частини гряд розташовуються біля правого і лівого берега, закономірно чергуючись. У межень ці підвищені частини обсихають і утворюють розташовані в шаховому порядку піщані пляжі, які називають побочнями. Ці пляжі обмежують меженне меандрірующе русло. Побочневий режим часто виникає і при обмеженні планового розвитку русла природними та штучними перешкодами.

Обмежене меандрування характеризується систематичним сповзанням вниз за течією слабовиражених звивин при збереженні ними планових обрисів (форм і розмірів). Обмежене меандрування властиво річкам, русла яких обмежені схилами долин, уступами терас і стійкими береговими валами.

Вільне меандрування розвивається на річках з широкою заплавою, де закрути русла проходять послідовні стадії розвитку - від слабогнутих до петлеподібних. Цикл розвитку закруту завершується проривом, або частіше промивом, її перешийка, що веде до відриву вигину русла і утворення стариці. Після цього цикл розвитку повторюється.

Незавершене меандрування. При великих коливаннях рівня води і відносно малій витраті зважених наносів в заплаві утворюється слабкий мул, поверхня заплави повільно наростає і сильно затоплюється високими водами. У затопленій заплаві виникають значні місцеві швидкості течії і утворюються протоки. Знову сформувавшаяся протока розвивається повільно, але безупинно, так як володіє великим ухилом. З часом вона перехоплює більшу частину стоку ріки, і колишнє русло поступово відмирає. Став головним, нове русло починає меандрувати, виникають нові заплавні масиви, і весь процес повторюється. Для незавершеного меандрування характерно постійне існування двох конкуруючих рукавів, з яких молодий рукав розвивається, старий відмирає. Повна зміна русел зазвичай триває кілька десятків років.

Інтенсивний розвиток процесу незавершеного меандрування створює сприятливі умови для розчленування заплави багато численними протоками; в результаті виникає досить самостійний різновид процесу незавершеного меандрування, який називається заплавною багаторукавністю. Багаторукавні заплави частіше зустрічаються в низовинах великих річок.