Сроки наступления фаз ледового режима на реках

Замерзание рек раньше всего начинается в восточной и центральной части Сибири, а также в северной части Западной Сибири, где в октябре уже наблюдается ледостав. Позднее, в течение ноября, покрываются льдом реки Дальнего Востока и юга Западной Сибири. В центральной части европейской территории России (ЕТР) ледостав на реках также образуется в ноябре, а на юго-западе — только в декабре. Осенний ледоход продолжается от 3—7 дней на малых реках до 10—12 дней на больших.

Наибольшие ежегодные колебания начала ледостава наблюдаются на западе и юго-западе ЕТР; амплитуда их до 80—90 дней. В некоторых районах Причерноморья и в Карпатах ледостава в отдельные годы вообще не бывает.

Наиболее дружно замерзают реки на северо-востоке России, амплитуда ежегодных колебаний начала ледостава здесь не превышает 20—30 дней. Весенний ледоход на юге ЕТР начинается в марте, в центральной части — в апреле, а на крайнем Севере — в мае. В южной части Западной Сибири и на юге Дальнего Востока ледоход начинается в апреле. В мае вскрываются реки северной и центральной части Сибири и Дальнего Востока, за исключением самых северных участков (за полярным кругом), где реки вскрываются лишь в июне.

Продолжительность ледостава на реках России колеблется в больших пределах. В то время как на юге и в горных районах Кавказа ледостава может и не быть, на севере азиатской части страны он продолжается до шести—восьми месяцев.

Ледяной покров на реках Восточной Сибири достигает толщины 1,5—2,0 м и более, на реках северной и центральной части ЕТР он значительно тоньше — не более 1 м, а в южных районах — не превышает 20—40см.

 

 

ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ В РЕКАХ. РЕЧНЫЕ НАНОСЫ

 

Движение воды в реках

 

Вода в реках движется под действием силы тяжести F'. Эту силу можно разложить на две составляющие: параллельную дну F' и нормальную ко дну F'. Сила F' уравновешивается силой реакции со стороны дна. Сила F'_х, зависящая от уклона, вы­зывает движение воды в потоке. Эта сила, действуя постоянно, должна бы вызвать ускорение движения. Этого не происходит, так как она уравновешивается силой сопротивления, возникающей в по­токе в результате внутреннего трения между частицами воды и тре­ния движущейся массы воды о дно и берега. Изменение уклона, ше­роховатости дна, сужения и расширения русла вызывают измене­ние соотношения движущей силы и силы сопротивления, что приводит к изменению скоростей течения по длине реки и в живом сечении.

Выделяются следующие виды движения воды в потоках: 1) равномерное, 2) неравномерное, 3) неустановившееся.

При равномерном движении скорости течения, живое сечение, расход воды постоянны по длине потока и не меняются во времени. Такого рода движение можно наблюдать в каналах с призматическим сечением.

При неравномерном движении уклон, скорости, жи­вое сечение не изменяются в данном сечении во времени, но изме­няются по длине потока. Этот вид движения наблюдается в реках в период межени при устойчивых расходах воды в них, а также в условиях подпора, образованного плотиной.

Неустановившееся движение — это такое, при кото­ром все гидравлические элементы потока (уклоны, скорости, пло­щадь живого сечения) на рассматриваемом участке изменяются и во времени и по длине. Неустановившееся движение характерно для рек во время прохождения паводков и половодий.

При равномерном движении уклон поверхности потока I равен уклону дна i и водная поверхность параллельна выровненной по­верхности дна. Неравномерное движение может быть замедленным и ускоренным. При замедляющемся течении вниз по реке кривая свободной водной поверхности принимает форму кривой подпора. Поверхностный уклон становится меньше уклона дна (I < i), и глу­бина возрастает в направлении течения. При ускоряющемся течении кривая свободной поверхности потока называется кривой спада; глубина убывает вдоль потока, скорость и уклон возрастают (I > i) (рис. 27).

Рис. 27. Примеры кривой водной поверхности потока. а — крикая подпора, б — кривая спада (по А. В. Караушеву)

Скорости течения воды и распределение их по живому сечению. Скорости течения в реках неодинаковы в различных точках по­тока: они изменяются и по глубине и по ширине живого сечения. На каждой отдельно взятой вертикали наименьшие скорости наблю­даются у дна, что связано с влиянием шероховатости русла. От дна к поверхности нарастание скорости сначала происходит быстро, а затем замедляется, и максимум в открытых потоках достигается у поверхности или на расстоянии 0,2H от поверхности. Кривые из­менения скоростей по вертикали называются годографами или эпюрами скоростей (рис. 28).

Рис. 28. Эпюры скоростей

а — открытое русло, б — перед препятствием, в — ледяной покров, г — скопление шуги.

 

На распределение скоро­стей по вертикали большое влияние оказывают неровности в рель­ефе дна, ледяной покров, ветер и водная растительность. При нали­чии на дне неровностей (возвышения, валуны) скорости в потоке перед препятствием резко уменьшаются ко дну. Уменьшаются ско­рости в придонном слое при развитии водной растительности, зна­чительно повышающей шероховатость дна русла. Зимой подо льдом, особенно при наличии шуги, под влиянием добавочного трения о шероховатую нижнюю поверхность льда скорости малы. Максимум скорости смещается к середине глубины и иногда расположен ближе ко дну. Ветер, дующий в направлении течения, увеличивает ско­рость у поверхности. При обратном соотношении направления ветра и течения скорости у поверхности уменьшаются, а положение мак­симума смещается на большую глубину по сравнению с его положе­нием в безветренную погоду.

По ширине потока скорости как поверхностная, так и средняя на вертикалях меняются довольно плавно, в основном повторяя распределение глубин в живом сечении: у берегов скорость меньше, в центре потока она наибольшая. Линия, соединяющая точки на поверхности реки с наибольшими скоростями, называется стреж­нем. Знание положения стрежня имеет большое значение при использовании рек для це­лей водного транспорта и лесосплава.

Поперечные циркуляции. Одной из особенностей движения воды в реках является непараллельноструйность течений. Она отчетливо проявляется на за­круглениях и наблюдается на прямолинейных участках рек. На­ряду с общим параллельным берегам движением потока в целом имеются внутренние течения в потоке, направленные под различ­ными углами к оси движения потока и производящие перемещения водных масс в поперечном к потоку направлении. На это еще в конце прошлого столетия обратил внимание русский исследователь Н. С. Лелявский. Он следующим образом объяснил структуру внутренних течений. На стрежне вследствие больших скоростей на поверхности воды происходит втягивание струй со стороны, в ре­зультате в центре потока создается некоторое повышение уровня. Вследствие этого в плоскости, перпендикулярной направлению те­чения, образуются два циркуляционых течения по замкнутым кон­турам, расходящиеся у дна (рис. 29 а). В сочетании с поступатель­ным движением эти поперечные циркуляционные течения приобре­тают форму винтообразных движений. Поверхностное течение, направленное к стрежню, Лелявский назвал сбойным, а донное расходящееся — веерообразным.

 

 

Рис. 29. Циркуляционные течения на прямолинейном (а) и на изогнутом (б) участке русла (по Н. С. Лелявскому)

1 — план поверхностных и донных струй, 2 — циркуляционные тече­ния в вертикальной плоскости, 3 — винтообразные течения.

 

На изогнутых участках русла струи воды, встречаясь с вогнутым берегом, отбрасываются от него. Массы воды, переносимые этими отраженными струями, обладающими меньшими скоростями, накладываясь на массы воды, переносимые набегающими на них следую­щими струями, повышают уровень водной поверхности у вогнутого берега. Вследствие этого возникает перекос водной поверхности, и струи воды, находящиеся у вогнутого берега, опускаются по от­косу его и направляются в придонных слоях к противоположному выпуклому берегу. Возникает циркуляционное течение на изогнутых участках рек (рис. 29 б).

Особенности внутренних течений потока были изучены А. И. Лосиевским в лабораторных условиях. Им была установлена зависи­мость формы циркуляционных течений от соотношения глубины и ширины потока и выделены четыре типа внутренних течений (рис. 30).

Рис. 30. Схема внутренних течений (по А. И. Лосиевскому)

1 — поверхностная струя, 2 — донная струя.

 

Типы I и II представлены двумя симметричными циркуляциями. Для типа I характерно схождение струй у поверхности и расхождение у дна. Этот случай свойствен водотокам с широким и неглубоким руслом, когда влияние берегов на поток незначи­тельно. Во втором случае донные струи направлены от берегов к се­редине. Этот тип циркуляции характерен для глубоких потоков с большими скоростями. Тип III с односторонней циркуляцией на­блюдается в руслах треугольной формы. Тип IV — промежуточный— может возникать при переходе типа I в тип II. В этом случае струи в середине потока могут быть сходящимися или расходящи­мися, соответственно у берегов — расходящимися или сходящимися.

Дальнейшее развитие представления о цирку­ляционных течениях по­лучили в работах М. А. Великанова, В. М. Маккавеева, А. В. Караушева и др. Теоретические исследова­ния возникновения этих течений излагаются в спе­циальных курсах гидрав­лики и динамики русло­вых потоков. Появление поперечных течений на закруглениях русла объ­ясняется развивающейся здесь центробежной силой инерции и связанным с ней поперечным уклоном водной поверхности. Центробежная сила инерции, возни­кающая на закруглениях, неодинакова на различных глубинах.

У поверхности она больше, у дна мень­ше вследствие уменьшения с глубиной продольной скорости (рис. 31 а).

Рис. 31. Схема сложения сил, вызывающих циркуляцию

а — изменение по вертикали центро­бежной силы P₁, б — избыточное давление, в — результирующая эпю­ра действующих на вертикали сил центробежной и избыточного давле­ния, г — поперечная циркуляция.

 

При перекосе водной поверхности возни­кает избыточное давление i_попg. где g — вес единицы объема воды; i_поп — поперечный уклон. Оно одинаково для каждой точки вертикали и направлено в противоположную сторону по отно­шению к центробежной силе инерции (рис. 31 6,в). Вследствие неуравнове­шенности этих сил в отдельных точках по вертикали и возникает в потоке по­перечная циркуляция (рис. 31 г).

В зависимости от направления из­лучины отклоняющая сила Кориолиса или усиливает, или ослабляет попереч­ные течения на закруглении. Эта же сила возбуждает поперечные течения на прямолинейных участках.

При низких уровнях на закругле­нии циркуляционные течения почти не выражены. С повышением уровней, увеличением скорости и центробежной силы циркуляционные тече­ния становятся отчетливыми. Скорость поперечных течений обычно мала — в десятки раз меньше продольной составляющей ско­рости. Описанный характер циркуляционных течений наблюдается до выхода воды на пойму. С момента выхода воды на пойму в реке создаются как бы два потока — верхний, долинного направления, и нижний, в коренном русле. Взаимодействие этих потоков сложно и еще мало изучено.

В современной литературе по динамике русловых потоков (К. В. Гришанин, 1979 г.) приводится, по-видимому, более строгое объяснение возникновения поперечных циркуляции в речном по­токе. Происхождение таких циркуляции связывается с механизмом передачи на элементарные объемы воды в потоке действия кориолисова ускорения посредством градиента давления, обусловленного поперечным уклоном (и постоянного на вертикали), и разности ка сательных напряжений, вызванных на гранях элементарных объе­мов воды различиями в скоростях потока по вертикали. Аналогич­ную кориолисову ускорению роль выполняет на повороте русла центростремительное ускорение.

Помимо поперечных циркуляции, в потоке наблюдаются вихре­вые движения с вертикальной осью вращения (рис. 32).

 

Рис. 32. Схема вихрей с вертикальными осями (по К. В. Гришанину)

 

Одни из них подвижны и неустойчивы, другие стационарны и отличаются боль­шими поперечными размерами. Чаще они возникают в местах слия­ния потоков, за крутыми выступами берегов, при обтекании неко­торых подводных препятствий и т. д. Условия формирования ста­ционарных вихрей пока не исследованы. Гришанин высказы­вает предположение, что образованию устойчивого локализован­ного вихря способствует значительная глубина потока и сущест­вование восходящего течения воды. Эти вихри в потоке, извест­ные под названием водоворотов, напоминают воздушные ви­хри — смерчи.

Поперечные циркуляции, вихревые движения играют большую роль в транспортировании наносов и формировании речных русел.

 

Речные наносы

Водная эрозия. Склоновая эрозия. Помимо основной гидрографической сети, образуемой системой ложбин, лощин, суходолов, малых рек, ручьев и реками средних и больших размеров, на поверхности земли имеется многочисленная сеть мельчайших борозд, промоин и ложбинок, распределенных в соответствии с микрорельефом мест­ности. Поэтому поверхностный сток дождевых, ливневых и та­лых вод происходит обычно не сплошным слоем, а струями различ­ной величины. Указанное струйчатое строение склонового стока обусловливает смывание верхнего слоя почвы. Этот процесс смы­вания почв поверхностным стоком носит название плоскостной эрозии.

При больших уклонах поверхности и на длинных склонах мель­чайшие струйки сливаются в более крупные ручейки, которые со­здают более крупные струйчатые, или ручейковые, размывы-рыт­вины, или ложбины глубиной до 5, 10, 20 см и более. Если глубина этих ложбин не препятствует обычной обработке почвы и ложбины могут быть сглажены при очередной вспашке, то эта стадия разви­тия называется струйчатым подтипом плоскостной эрозии. В тех случаях, когда ложбины и размывы, созданные концентрирован­ными потоками талых и ливневых вод, не могут быть сглажены обычной обработкой почвы, возникает новый тип водной эрозии — овражная эрозия. Овражная эрозия является следующим этапом развития струйчатой эрозии.

Интенсивность развития эрозионного процесса и густота мел­кой эрозионной сети каналов стока зависит от характера почв, ук­лонов и длины склонов, защищенности почвы растительным покро­вом, режима осадков и др. Учет интенсивности почвенной эрозии и установление законов формирования мельчайшей гидрографиче­ской сети имеет большое народнохозяйственное значение. Действи­тельно, зная, в каких размерах в условиях различных почв при раз­личном характере растительности и уклонах происходит размыв почвенных горизонтов, можно правильно организовать систему агролесомелиоративных мероприятий с целью существенного умень­шения плоскостной эрозии; это позволяет предохранить почву по­лей от разрушения и смыва.

Русловая эрозия. Энергия и работа рек. Вода, стекающая по поверхности земли и переносимая реками, обладает энергией, т. е. способностью производить работу. Потен­циальная энергия реки на участке протяженностью L км при паде­нии h м и при среднем расходе на этом же участке Q м³/с в единицу времени равна 9,81*10³ Qh Дж. Величина секундной энергии на данном участке реки, переведенная в киловатты, называется када­стровой мощностью. Мощность на данном участке реки, выражен­ная в киловаттах, равна

Если величину N разделить на протяженность участка L, то получится удельная километровая мощность реки: N _уд= N/L. Сумма мощностей участков реки на всем ее протяжении называется полной мощностью реки: SN = S9,8 Qh кВт.

Потенциальная мощность рек СНГ составляет около 500 млн. кВт. В настоящее время водная энергия потока широко ис­пользуется для производства электрической энергии на гидроэлек­трических станциях (ГЭС). Для этой цели с помощью плотин энер­гию рек сосредоточивают в определенных местах реки. Мощность ГЭС определяется по формуле

где N _гэс— мощность ГЭС в киловаттах; Q _p — расчетный расход, пропускаемый через турбины, в м³/с; h _р — напор, т. е. сосредоточен­ное падение воды у турбины, в метрах; h — коэффициент полезного действия ГЭС, который обычно бывает высоким и достигает 0,98.

Величины Q_p и h_р определяются на основании гидрологических и энергоэкономических расчетов. Выработку электроэнергии на ГЭС принято выражать в киловатт-часах. Годовая выработка на круп­ных ГЭС выражается в миллиардах киловатт-часов.

В естественных условиях энергия, которой обладает вода, сте­кающая по поверхности земли и по руслам рек, затрачивается на преодоление трения между частицами воды, трение о земную поверхность и о дно и берега русел, на перенос наносов во взвешен­ном и влекомом состоянии, перенос растворенных веществ и исти­рание твердых частиц. В результате этой работы происходят про­цессы эрозии и аккумуляции наносов, что приводит к изменению форм земной поверхности, очертаний и глубин речных русел.

Формирование речных наносов. Речными наносами называются твердые минеральные ча­стицы, переносимые потоком и формирующие русловые и поймен­ные отложения. Речные наносы образуются из продуктов выветривания, денудации и эрозии горных пород и почв. Водная эрозия, разрушение земной поверхности под действием текучих вод, пред­ставляет собой наиболее активный процесс, обогащающий реки на­носами. Она подразделяется на склоновую и русловую. Склоновая эрозия — размыв и смыв почв и горных пород снеговыми и дожде­выми водами, стекающими по склону. Русловая эрозия — размыв водными потоками, протекающими в руслах, коренных пород дна и берегов русла и склонов долин. В процессе склоновой эрозии те­кущая вода разрушает связность частиц почв и горных пород и смы­вает (сносит) их в понижения — ложбины стока, которые и явля­ются основными путями выноса продуктов эрозии с водосбора. Вме­сте со снеговыми и дождевыми водами материал смыва с водосбора поступает в следующие за ложбинами звенья временно действую­щей гидрографической сети — лощины, суходолы. В них процессы эрозии усиливаются и также осуществляется размыв, перенос и в конечном итоге вынос продуктов размыва в реки.

Очевидно, что не все продукты эрозии попадают в реки. Значи­тельная часть их задерживается по пути стока поверхностных вод и заполняет углубления земной поверхности. Тем не менее, та часть продуктов эрозии поверхности бассейна, которая достигает русел рек, является существенным источником формирования речных на­носов.

Воды рек размывают берега и дно русла. Однако наносы, поступающие за счет этих процессов, являются лишь частью речных на­носов, причем некоторая доля их представляет собой продукты раз­мыва ранее отложившихся в русле наносов, принесенных с поверх­ности бассейна.

Интенсивность водной эрозии зависит, прежде всего, от энергии текучих вод и затем от сопротивляемости размыву поверхности, по которой стекают эти воды.

Энергия текучих вод на некотором участке, как известно, определяется их расходом и падением. Вот почему водная эрозия при одних и тех же величинах стока наиболее ярко выражена в горных районах и значительно слабее на равнинах. Большое значение в развитии эрозии имеет режим стока: с увеличением стока в опре­деленные сезоны происходит усиление эрозии.

Сопротивляемость поверхности земли размыву зависит от при­родных свойств этой поверхности и, прежде всего от свойств почв и пород, а также растительного покрова, предохраняющего почву от размыва. Различные виды почв и грунтов обладают неодинако­вой способностью к размыву.

Уничтожение растительного покрова (вырубки, неумеренный вы­пас скота, пожары), неправильная распашка поверхности (вдоль склонов) и обработка почв без соблюдения агротехнических пра­вил, предусматривающих сохранение структурности почв, могут привести к усилению эрозии, местному смыву почв, возникновению овражной эрозии и в конечном итоге к увеличению мутности рек.

В последние десятилетия в зоне распространения черноземов и каштановых почв в результате применения более совершенных приемов обработки почвы, в основном за счет широкого применения зяблевой пахоты, смыв почвы на плакорных участках заметно уменьшился.

Таким образом, интенсивность эрозии и формирование реч­ных наносов находятся под влиянием ряда физико-географиче­ских факторов и хозяйственной деятельности. Одни из этих факто­ров зональные, другие — азональные. К зональным относятся кли­матические условия, сток, характер и распространение почв и рас­тительности, к азональным — рельеф местности и распространение коренных пород и четвертичных отложений.

Основные определения и характеристики речных наносов. Речные наносы в зависимости от характера движения в потоке обычно подразделяют на взвешенные и влекомые. Такое подразделение наносов носит условный характер, так как в зависи­мости от крупности наносов и скоростей течения потока те или иные твердые частицы могут находиться то во взвешенном состоянии, то перемещаться по дну потока.

Наносы, подразделяют, кроме того, на транзитные и руслоформирующие. Малые частицы переносятся к устью реки по преимуще­ству транзитом. Более крупные частицы в зависимости от гидрав­лических свойств потока то переносятся потоком во взвешенном или влекомом состоянии, то задерживаются на отдельных участках реки, с тем чтобы при изменении гидравлических свойств потока вновь перейти в движение. Таким образом, постоянно происходит переформирование русла. Очевидно, что большая часть взвешенных наносов является транзитной, а большая часть влекомых — руслоформирующей.

 

РУСЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ

 

Основные понятия. Взаимодействие потока и русла. Основными характеристиками русла являются: продольный и поперечный профиль, плановые очертания и распределение глубин в нем. Речное русло подвержено изменениям, или деформациям. Не­прерывные изменения морфологического строения речного русла и поймы, происходящие под действием текучей воды, называются русловым процессом.

Проявляется русловой процесс в виде эрозии — размыва русла и поймы, переноса и аккумуляции наносов. Направленность про­цесса деформации русла определяется соотношением между расхо­дом наносов и транспортирующей способностью потока и, таким образом, связана с комплексом природных условий не только дан­ного участка реки, но и водосбора в целом. Климатические условия и свойства подстилающей поверхности бассейна реки обусловливают объем и режим жидкого стока и формирование твердого стока. По­следний проявляется в виде переотложений наносов, с которыми связана деформация русла. Сток воды, кроме того, определяет ха­рактер местных гидравлических воздействий потока на русло. Эти воздействия меняются вместе с режимом стока.

Поток, протекающий в русле, вызывает изменения в его очерта­ниях, распределении глубин и характере продольного профиля реки. Со своей стороны форма русла оказывает воздействие на распре­деление течений и их скоростей. Таким образом, поток и русло на­ходятся в постоянном взаимодействии, и русловые деформации яв­ляются выражением этого взаимодействия. Несмотря на различия природных условий в бассейне той или иной реки, различия в ре­жиме стока воды и наносов, в результате взаимодействия между потоком и руслом вырабатываются некоторые типические черты морфологического строения речного русла. Знание природных условий и закономерностей взаимодействия между потоком и руслом позволяет путем возведения искусственных выправительных сооружений сознательно управлять потоком, перемещением наносов в речном русле и способствовать созданию нужных для хозяйственного использования реки его форм.

Основы учения о русловом процессе как взаимодействии между потоком и руслом были заложены в конце XIX - начале XX столетия в трудах В. М. Лохтина, Н. С. Лелявского, М. Фарга в связи с работами по улучшению судоходных условий рек, а также в тру­дах М. А. Великанова.

Лохтин исследовал влияние уклона водной поверхности, измене­ния водности потока и сопротивляемости размыву грунтов, слагаю­щих русло реки, на перемещение наносов и формирование русловых форм. Лелявский занимался исследованием речных течений, влияющих на распределение глубин в речном русле.

В дальнейшем наметились два направления в изучении русло­вого процесса: гидродинамическое, рассматриваемое обычно в кур­сах гидродинамики и гидравлики, и гидролого-морфологическое. Последнее направление получило развитие в работах Н. И. Маккавеева, Н. Е. Кондратьева и И. В. Попова.

Плановые очертания речных русел и их изменения. Плановые очертания речных русел отличаются значительным разнообразием и вместе с тем для них характерна отчетливо выра­женная извилистость. В процессе формирования извилистого русла большую роль играют поперечные течения, которые возникают как при искривлении динамической оси потока, так и особенно в усло­виях уже возникшей извилистости русла.

Существуют различные соотношения между очертаниями долины (орографическая извилистость) и очертаниями речных русел (гидрографическая извилистость). В одних случаях имеет место совпа­дение орографической и гидрографической извилистости, реки как бы повторяют очертания своих долин. Примером могут служить верхние части течений Оки и Дона, реки Днестр, Унжа, Вишера, Чусовая и др. на участках долин, сложенных трудноразмываемыми породами. Для рек этого типа характерно отсутствие или слабое развитие поймы.

В других случаях наблюдается неполное совпадение орографи­ческой и гидрографической извилистости. Склоны долин лишь отча­сти ограничивают образование извилин.

Наиболее распространенным случаем является полное несовпа­дение орографической и гидрографической извилистости. Река про­текает по широкому дну долины и может перемещать свое русло на большом пространстве, образуя обширную пойму, изобилующую старицами.

Значительно реже встречаются речные русла, характеризую­щиеся отсутствием извилин или слабой извилистостью. Русла таких рек способны перемещаться в пределах дна долины почти парал­лельно самим себе. Пойма в этом случае может быть довольно ши­рокой. На ней располагаются старицы, также прямолинейные или слабоизвилистые и параллельные руслу реки. Такой тип русел встречается чаще всего в долинах прорыва или на участках входа реки в сужение долины. Поймы на таких суженных участках до­лины узкие.

Определенный тип излучин называется меандрами. Этот термин вошел в гидрологическую литературу по греческому назва­нию р. Меандр (Турция). Процесс меандрирования, заключаю­щийся в изменении плановых очертаний русла во времени, очень сложен. Существует несколько гипотез образования меандр. В со­временной гидрологической литературе (Н. Е. Кондратьев, И. В. Попов и др.) этот процесс получил следующее объяснение.

Образование и развитие меандр возможно на реках с незарегу­лированным естественным режимом, с хорошо выраженным поло­водьем (паводками) и повышенным стоком наносов. В этих усло­виях плановые деформации русла связаны с формированием поймы.

В зависимости от ширины дна долины и ширины поймы процесс меандрирования проявляется в различных формах:

1) на реках с узкой поймой русло в плане имеет слабоизвили­стую форму, близкую к синусоидальной (рис. 33 а). Амплитуда этой синусоиды определяется шириной долины, склоны которой ограничивают возможность ее увеличения. Плановые деформации проявляются в виде беспрепятственного сползания излучины вниз по течению реки без существенных изменений в очертаниях и раз­мерах. В течение некоторого достаточно длительного промежутка времени меандра должна переместиться на всю свою длину, и в ре­зультате участки выпуклого и вогнутого берега русла поменяются местами. Сползание излучин происходит вследствие размывания вогнутого берега русла под некоторым углом к оси потока и отло­жений материала размыва у выпуклого берега. Такой процесс ме­андрирования носит название ограниченного меандриро­вания;

 

Рис. 33. Типы меандрирования

а — ограниченное меандрирование, б — свободное меандрирование, в — неза­вершенное меандрирование (по И. В. Попову).

 

2) на участках рек с широкими долинами склоны долин не яв­ляются препятствием для перемещения русла по их дну в напра­влении, перпендикулярном направлению долины. Беспрепятствен­ный размыв вогнутых берегов приводит к постепенному изменению формы излучины и превращению ее из первоначальной синусои­дальной в петлеобразную. Сначала излучины имеют тенденцию сползать вниз по течению, как и при ограниченном меандрировании. Но в последующие стадии сползание излучин сменяется их рас­ширением и разворотом вокруг некоторых точек, близких к пере­гибу русла к смежной излучине (рис. 34 б). Излучина принимает округлые очертания, часто асимметричные, превращающиеся в ко­нечной стадии в петлеобразную форму. Завершается этот процесс деформации прорывом перешейка между вершинами двух смежных меандр и превращением отчлененной части русла в старицу. После прорыва перешейка постепенно возникает новая излучина. Возоб­новляется прежний цикл развития меандры. Этот тип меандрирования назван свободным меандрированием;

3) на реках с низкими поймами и большими глубинами их за­топления обычно полный цикл меандрирования, характерный для свободного меандрирования, не наблюдается. Прорыв достаточно широкого еще перешейка и спрямление русла происходят до того, как произойдет сближение вершин двух смежных излучин. Русло раздваивается. Спрямленный рукав (проток) формируется в пони­жениях рельефа поймы, при выходе воды на пойму и размыве ее поверхности. Обычно этот рукав превращается в главное русло, а старое главное русло отмирает. Этот тип меандрирования назван незавершенным меандрированием (рис. 33 в). На крупных реках спрямление происходит в течение нескольких лет (Иртыш) и нескольких десятков лет (Обь, Ока, Волга).

Прорывы перешейка, спрямление русла приводят к усилению интенсивности размыва русла, увеличению местного твердого стока и последующему отложению наносов на нижерасположенном уча­стке, что в свою очередь может вызвать перераспределение уклонов и изменение характера русловых деформаций. На характер переме­щения русла, естественно, оказывают влияние ограничивающие фак­торы: трудноразмываемые породы склонов долины, формы ее, уна­следованные рекой и созданные ранее существующим потоком с иными гидравлическими особенностями, чем те, которые свойст­венны современному потоку.

Описанные случаи развития меандр являются лишь схемой сложного процесса. В природных условиях можно встретить многие разновидности этого явления.

Морфологические элементы речных русел и пойм и распределение глубин в них. Распределение глубин в руслах рек зависит от распределения в них эрозионно-аккумулятивных образований — русловых форм. Простейшей формой русловых образований являются гряды — скопления песчаных, иногда галечных наносов на дне русла. В гря­дах выделяются следующие элементы: верховой (лобовой) и низо­вой (тыловой) откосы, гребень, подвалье, высота и длина гряды. Все элементы гряды представлены на рис. 34 а. Гряды — подвижные образования. Схемати­чески механизм их переме­щения может быть представ­лен следующим образом. Поток, обтекающий гряду, отрывается от гребня и об­разует в подвалье вихревое движение с горизонтальной осью вращения. Донные ча­стицы, смытые потоком с ло­бового ската, попадают в подвалье. Встречным тече­нием вихря эти частицы из подвалья вымываются и прижимаются к тыловому скату гряды; происходит на­ращивание гряды и переме­щение ее вниз по течению (рис. 34 6).

 

Рис. 34. Основные элементы гряды (а) и схема ее перемещения (б)

1 — лобовой откос, 2 — низовой откос, 3 — гребень, 4 — подвалье, 5 — высота, 6 — длина гряды.

 

Таким образом, перемещение гряд следует рассматривать как форму перемещения наносов по дну русла, сложенного песчаными (или галечными) отложениями. Раз­меры гряд колеблются в широких пределах: высоты изменяются от нескольких сантиметров на малых реках до 5-6 м на крупных (р. Обь), длина — от со­тых долей метра до 3 км и более.

Массовым распростране­нием отличаются малые гря­ды, размеры которых несо­измеримы с размерами ру­сла. Иногда они напомина­ют барханы, располагаю­щиеся в шахматном порядке. Малые формы русловых образований определяют степень шероховатости дна.

На многих равнинных реках наблюдаются гряды, размеры кото­рых соизмеримы с размерами русла потока. Одни из них распола­гаются под некоторым углом к оси потока, другие представляют одиночные образования, занимающие почти всю ширину русла. Это так называемые ленточные гряды.

Разновидностью гряд являются побочни. Они представляют собой часть перекошенной в плане ленточной гряды, обсыхающей в межень. Побочни располагаются обычно парами на обоих берегах в шахматном порядке относительно друг друга.

Другой разновидностью песчаных гряд являются осередки. Они представляют собой мощные скопления наносов в средней ча­сти русла в виде песчаных отмелей или подвижных островов. Осе­редки обычно вытянуты вдоль по реке и отделены от берегов про­токами. В межень осередки обсыхают.

Более сложными формами русловых образований являются пе­рекаты и поймы.

Перекат — мелководный участок русла, образованный нанос­ной песчаной грядой, пересекающей русло под некоторым углом к общему направлению течения и соединяющей в межень два побочня — право- и левобережный. Для равнинных рек характерно чередование перекатов и плёсов — более глубоководных участков русла по сравнению с выше- и нижерасположенными мелковод­ными — перекатами. На рис. 35 представлены отдельные части пе­реката.

Перекаты образуются там, где имеются благоприятные условия для аккумуляции наносов. Такие условия создаются при уменьше­нии транспортирующей способности потока под влиянием либо уменьшения скоростей течения, либо резкого местного увеличения твердого стока. Уменьшение скоростей течения наблюдается в ме­стах выхода горных рек на равнину, в местах резкого расширения русла потока, в результате подпора под влиянием сужения долины, впадения крупных притоков. Увеличение твердого стока наиболее отчетливо проявляется при впадении притоков, несущих большое количество наносов (перекаты в этом случае возникают ниже впа­дения притоков), а также в случае выноса наносов оврагами.

 

 

Рис. 35. Схема переката

а — план, б —продольный профиль; 1 — верхняя коса, 2 — нижняя коса, 3 — верхняя плёсовая лощина, 4 — ниж­няя плёсовая лощина, 5 — седловина, 6 — напорный скат, 7 — подвалье, 8 — гребень, 9 — корыто, 10 — фарватер, 11 — изобаты.

 

На равнинных реках чередование плёсов и перекатов тесно свя­зано с плановыми очертаниями русла: плёс обычно располагается в изгибах русла, перекат — на спрямленном участке, соединяющем две смежные излучины. У вогнутого берега под влиянием попереч­ной циркуляции происходит размыв русла, на спрямленном участке — отложение части размытого материала. Эти явлени