WWW.NEW.PDFM.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Собрание документов
 

Pages:   || 2 |

«ПРОЦЕССЫ ПРИ ПЕРЕБРОСКЕ СТОКА Tv/, е л о I ' t :: j Ленинградского Г и д р о м е т е о р о л о г че 1 М ГТ И т а.. ТУ ГИ Д Р О М Е ТЕ О Р О Л О ГИ Ч Е С КО Е И ЗД А ТЕ Л ...»

-- [ Страница 1 ] --

И. Ф. КАРАСЕВ

РУСЛОВЫ Е

ПРОЦЕССЫ

ПРИ ПЕРЕБРОСКЕ

СТОКА

Tv/, е л о I ' t :: j

Ленинградского

Г и д р о м е т е о р о л о г че 1

М ГТ И т а..... .

. ТУ

ГИ Д Р О М Е ТЕ О Р О Л О ГИ Ч Е С КО Е И ЗД А ТЕ Л Ь С ТВ О

ЛЕНИНГРАД • 1970

УДК 556.536

М о н о гр а ф и я о с в е щ а е т о с н о в н ы е ф а к т о р ы р у с л о в о го п р о ц е сса пр и

п е р е б р о с ке с т о к а. В н ей и з л о ж е н ы в а ж н е й ш и е р е з у л ь т а т ы п о с л е д н и х и с с л е д о в а н и й р у с л о в о го р е ж и м а к а н а л о в и з а р е гу л и р о в а н н ы х р е к, а та кж е опы т проектирования и экспл уа та ци и вод о хозяйственны х с и с те м Е в р о п е й с к о й ч а с т и С о ю за С С Р, К а в к а з а и С р е д н е й А з и и .

В к н и г е с и с т е м а т и з и р о в а н ы ге о м о р ф о л о ги ч е с к и е, ги д р а в л и ч е с к и е и с т а т и с т и ч е с к и е м е то д ы р а с ч е т н о й о ц е н к и о с н о в н ы х з ве н ье в р у с л о в о го процесса — ги д р а в л и ч е с ки х со п р о ти в л е н и й русл а и тр а н с п о р та наносов .

П р и в е д е н ы п р и м е р ы р а с ч е та к р и т и ч е с к и х с к о р о с т е й те ч е н и я, р а с х о д а д о н н ы х и взвеш е нн ы х наносов, н а р а ста н и я м утн о сти п о то ка в р а зм ы ­ в а е м о м ру с л е. О с о б о е в н и м а н и е у д е л я е т с я в з а и м о д е й с т в и ю п о т о к а и с в я з н о г о гр у н т а, о с в е щ а е т с я р о л ь г и д р о х и м и ч е с к о й э р о з и и в р а зм ы в е г л и н и с т о г о р у с л а и п р о и с х о д я щ и х п р и э т о м и з м е н е н и я х к а ч е с т в а вод ы .



У ка зы в а ю тс я зави сим о сти, п о зво л яю щ и е оценить р а зви ти е о б щ и х р у с ­ л о в ы х ф ор м, и н т е н с и в н о с т ь н а п р а в л е н н о го р а з м ы в а р у с е л и з а и л е н и я в о д о х р а н и л и щ. О п и с ы в а ю т с я м е то д ы и н ж е н е р н о г о в о з д е й с т в и я на п о ­ т о к, п р и в о д я т с я р а ц и о н а л ь н ы е с х е м ы р е гу л и р о в а н и я р у с л а .

П р е д н а з н а ч е н а д л я г и д р о л о го в, и з у ч а ю щ и х п р е о б р а з о в а н н ы й р е ­ ж и м ж и д к о го и тв е р д о го сто ка, и д ля спе циал истов ги д р о те х н и ко в, св я за н н ы х с пр ое кти р о в а н и е м и экс п л у а та ц и е й ка н а л о в и з а р е гу л и ­ р о в а н н ы х р е к .

T h e m o n o g r a p h is c o n c e rn e d w it h th e m a in fa c to rs o f flu v io m o r p h o lo g ic a l p ro c e s s in r iv e r c h a n n e ls d u r in g s tr e a m flo w tr a n s fe r. T h e m o s t im p o r ta n t re s u lts o f r<

–  –  –

2 -6

-9 7 -1 7

ОТ РЕДАКТОРА

В книге И. Ф. Карасева, предлагаемой вниманию читателя, рассматривается широкий комплекс вопросов, возникающих при проектировании и эксплуатации оросительных каналов и обвод­ ненных русел и связанных с русловым режимом указанных водо­ токов. Целыо книги является систематизация научных данных и опыта эксплуатации существующих оросительных систем и по­ строение на этой основе соответствующих расчетных методов .

Автор рассматривает морфологию вновь образованных русел, движение наносов в них, переформирования, роль специфиче­ ских свойств глинистых (связных) грунтов, влияние гидрохими­ ческой эрозии и т. д .





Слабая степень разработки многих из этих вопросов, наличие разных, иногда противоречащих друг другу, подходов для реше­ ния ряда других вопросов (все это в условиях отсутствия доста­ точного количества материалов наблюдений) заставили автора искать собственные решения для целого комплекса сложных вопросов, используя для этого гидравлические методы, статисти­ ческие подходы, вариационное исчисление, сведения из гидроло­ гии, геоморфологии, гидрогеологии и геохимии и т. д. Столь ши­ рокий арсенал средств позволил автору получить интересные результаты, которые могут дать материал для полезной дис­ куссии .

Это относится, например, к схеме тормозящего влияния бо­ ковых стенок на движение потока в русле, а также к аналогич­ ной схеме для русла с поймой (хотя, конечно, морфология такого русла гораздо сложнее, чем в принятой схеме) .

Автор делает попытку построения полной системы сил, дейст­ вующих на частицу (агрегат). Правда, эта попытка не доводится до построения баланса сил .

Интересен подход автора к определению вероятностей срыва частиц г) и их взвешивания е, а также связанное с этим выде­ ление придонного слоя, где определяющим является процесс взмучивания грунта, и основной зоны, в которой главную роль играет взвешивание .

V Новым и, по-видимому, перспективным путем исследования следует считать попытку автора выделить с помощью корреля­ ционно-статистического анализа периодическую, стоковую и слу­ чайную составляющие в колебаниях хода уровней воды (на при­ мере участка р. Амударьи), что позволяет добиться простран­ ственного сглаживания уровней для построения кривых расходов в целях подсчета стока .

Можно найти и другие аналогичные примеры в книге. Буду­ щее покажет, какие из решений автора пройдут проверку вре­ менем и лягут в основу дальнейших исследований, а какие по­ требуют большей или меньшей корректировки .

Отметим, что автор стремится проверить свои представления на материалах существующих систем переброски стока — в этом сильная сторона его построений, хотя, конечно, недостаточное количество материалов (как.и обычно для гидрологических ис­ следований) существенно ограничивает возможность такого кон­ троля .

Книга И. Ф. Карасева не претендует на строгое изложение основ динамики русловых потоков, движения наносов, речной турбулентности, русловых деформаций и т. д. и основана на соб­ ственных разработках автора. Желающие ближе ознакомиться с указанными вопросами должны обратиться к соответствующей литературе. В то же время книга является единственной специ­ ально посвященной режиму потока в связных грунтах, характер­ ных для оросительных каналов и обводненных русел. Она содер­ жит много интересных аспектов вопроса и расчетных методов и представит интерес для широкого круга читателей как науч­ ных работников и преподавателей вузов, так и практиков: гидро­ техников, водохозяйственников, гидрологов, мелиораторов и других специалистов, имеющих отношение к проектированию и эксплуатации систем переброски стока .

Доктор технических наук М. С. Г Р У Ш Е В С К И М

ПРЕДИСЛОВИЕ

Комплексное использование водных ресурсов требует все­ стороннего изучения гидравлического и руслового режимов рек .

Эти задачи решает динамика русловых потоков — обширная отрасль науки, изучающая закономерности движения воды и формирования русла. В последнее время приобрели самостоя­ тельное значение проблемы, связанные с особенностями русло­ вого процесса при переброске стока .

Развитие промышленности и сельского хозяйства, появление искусственных рек и озер с новой фауной и флорой, а также размывы и обрушения берегов, подтопление и засоление земель, мелководные разливы и нарушение дорожной сети — все это составляет комплекс взаимосвязанных проблем, среди которых важное место занимают вопросы изучения гидравлического ре­ жима рек при переброске стока, морфологического облика реч­ ных долин и предвидения общих последствий руслового про­ цесса .

Межбассейновое перераспределение вод служит одним из средств ликвидации диспропорций между потребностями в вод­ ных ресурсах и наличием их в различных районах нашей страны .

Основная масса вод перебрасывается по земляным руслам к а ­ налов и пересыхающих рек. При этом на всем их протяжении получают развитие эрозионно-аккумулятивные процессы, проис­ ходящие в обстановке, отличающейся от природной. Необрати­ мые русловые деформации, которые в естественных условиях совершаются на протяжение геологических эпох, при переброске стока происходят за короткий период. Поток оказывается в но­ вой сфере, среди покровных пород водоразделов, где залегают связные грунты, а в естественных условиях реки почти всегда гекут в русле из гравелисто-песчаных отложений. При подаче воды из водохранилища резко возрастает размывающая способ­ ность осветленного потока. Она может принести большой ущерб, но и может быть использована для создания нового русла мето­ пом направленного размыва. Задача заключается в том, чтобы предвидеть последствия руслового процесса и эффективно управ­ лять им .

Изучение режима искусственных и естественных русел в з а ­ регулированном состоянии требует особого подхода. Подобное положение наблюдается и в других областях водного хозяйства .

Как известно, на определенном этапе водохозяйственного строи­ тельства возникла важная проблема переработки берегов на во­ дохранилищах. Д ля оценки этого процесса общих положений о режиме побережий озер и морей было недостаточно. Поэтому появилась новая отрасль науки, изучающая динамику береговой зоны водохранилищ. В той же мере требуют особой разработки новые методы управления потоком и локализации русловых де­ формаций, развивающихся в сложных и недостаточно изученных гидродинамических и геологических условиях. Первым шагом в этом направлении. должна явиться систематизация данных науки и опыта эксплуатации действующих оросительно-обвод­ нительных систем применительно к проблемам переброски стока .

Попыткой такого рода и является настоящая книга. Она не претендует на исчерпывающее изложение всех проблем дина­ мики русловых потоков; в ней систематизированы результаты последних исследований зарегулированного режима рек и ка­ налов, проектные решения и опыт эксплуатации водопроводящих русел в составе крупных оросительно-обводнительных систем .

Освещены также наиболее эффективные методы воздействия на речной поток, которые применяются при коренном улучшении водных путей и с успехом могут быть использованы на трассах переброски стока .

В книге широко использованы методы изучения транспорта наносов и связанных с ним явлений, разработанные В. М. Маккавеевым и А. В. Караушевым и принятые в лаборатории нано­ сов Государственного гидрологического института. Основное вни­ мание уделено рассмотрению гидравлических факторов русло­ вого процесса, хотя им предпосланы необходимые сведения о грунтах, гидрологическом и русловом режимах рек и каналов .

Современные гидравлико-морфологические представления о рус­ ловом процессе сформулированы на основе работ Н. Е. Кон­ дратьева, И. В. Попова и Н. С. Знаменской. В ряде основных положений автор опирался на результаты собственных исследо­ ваний и опыт инженерной деятельности на речном транспорте и в ирригации .

При составлении книги большую ценность представляли з а ­ мечания и советы, полученные от А. В. Караушева и А. В. Се­ ребрякова, которым автор выражает свою благодарность. Автор признателен сотрудникам отдела гидрометрии ГГИ Г. Н. Абрамо­ вой, А. В. Савельевой, Н. К. Сибиряковой и J1. А. Поповой, ока­ завшим помощь в гидравлических расчетах и оформлении книги .

ВВЕДЕНИЕ § 1. Р азвити е систем переброски стока Водные ресурсы Советского Союза значительны. Среднегодо­ вой сток наших рек составляет 4384 км3, или 12% всего речного стока земного шара. Общие запасы воды в настоящее время практически обеспечивают развитие всех отраслей народного хозяйства. Вместе с тем во многих районах наблюдается недо­ статок водных ресурсов из-за неравномерного распределения стока по территории. Так, на Север и Северо-Восток страны при­ ходится более 80% стока, а на южные районы с развитой промышленностью и сельским хозяйством всего лишь 20% .

В засушливых, наиболее важных сельскохозяйственных районах протекает только 10% речных вод. Д л я большинства бассейнов основная доля стока приходится на весенний период. Гидро­ граф рек находится в резком несоответствии с графиком водопотребления, особенно для ирригационных целей .

В этих условиях полное использование речных вод связано с необходимостью перераспределения и коренного изменения режима стока. Создание межбассейновых соединений и регули­ рующих водохранилищ — одна из важнейших задач комплекс­ ного использования водных ресурсов .

За годы Советской власти в нашей стране построены круп­ нейшие водохозяйственные и транспортно-энергетические си­ стемы. Одним из наиболее крупных сооружений комплексного назначения явился канал им. Москвы. Вахшский, Большой Фер­ ганский и другие каналы в Средней Азии, сеть крупных каналов Северного Кавказа и Закавказья обеспечили подъем орошаемого земледелия в предвоенные годы .

Еще более грандиозное водохозяйственное строительство р аз­ вернулось в последние десятилетия. Наряду с развитием ирри­ гационных систем в Средней Азии и Закавказье, вводятся в строй крупнейшие сооружения на юге Европейской части Союза (Невинномысский, Терско-Кумский и Нижне-Донской ка­ налы на Северном Кавказе, каналы Северский Донец—Донбасс, Днепр—Кривой Рог и Северо-Крымский на Украине и другие)!

В Туркмении осуществляется переброска стока р. Амударьи в глубь пустыни — на расстояние 800 км: Из той же реки берет начало Аму-Бухарский канал в Узбекистане. Теперь уже не Зеравшан впадает в Амударыо, а, напротив, ее воды устремились навстречу течению Зеравшана. В Казахстане введена в строй первая очередь канала Иртыш—Караганда .

Масштабы преобразований естественного режима вод суши в ближайшее время еще более возрастут. Предстоит создать но­ вые крупные районы орошаемого земледелия на Северном К ав­ казе, юге Украины, Молдавии, в Поволжье, развивать орошение в Средней Азии и Казахстане. Достаточно взглянуть на карту, изображенную на рис. 1, чтобы представить себе огромный р аз­ мах предстоящих водохозяйственных мероприятий. Трассы новых водных артерий будут устремлены в засушливые районы ЮгоВостока. Намечается осуществить крупные каналы широтного направления: Днепр—Донбасс, Волга—Урал, Иртыш—Тобол и др. Воды Волжского каскада будут подняты в засушливое З а ­ волжье. Все более неотложной становится переброска речного стока в меридианальном направлении — с севера на юг. Изуча­ ются два вар'ианта этого грандиозного проекта: соединение Камы с Вычегдой и Печорой и переброска вод Ладожского озера в р. Волгу .

Крупные водохозяйственные системы создаются во многих странах мира. Особенно большие масштабы комплексного гидро­ технической строительства наблюдаются в США и Канаде (водный путь по р. Святого Лаврентия протяжением 3800 км, комплексное'использование рек Теннесси, Миссури, Колумбии, К о л о р а д о ' Пис-Ривер и др.). В состав водохозяйственных комп­ лексов входит переброска речного стока на значительные рас­ стояния. Из водохранилища Гранд-Кули на р. Колумбии для оро­ шения по трем магистральным каналам общей протяженностью 500 км подается свыше 400 м3/сек. В верховья р. Колорадо по туннелю длиной 21 км осуществлена переброска стока с запад­ ного склона Скалистых гор на восточный. В Калифорнии созда­ ются каналы для переброски стока с севера, из бассейна р. Сакраменго, на юг на расстояние 800 км. Составлен проект перебро­ ски избыточного стока ряда северных рек Аляски и Канады в маловодные районы Канады, США и севера Мексики [136], В Западной Европе проектируется крупная водохозяйствен­ ная система для переброски вод от подножия Альп на расстоя­ ние 800 км в пределы Северогерманской низменности [175] .

Крупное энерго-ирригационное строительство ведется в Авст­ ралии, во многих странах Африки и Азии, где, кроме энергетики, решаются проблемы орошения и борьбы с наводнениями.

К чи­ слу крупнейших объектов относятся многоцелевые комплексы:

Б хакра—Нангал, Хиракуд и Меттур в Индии, Асуан в ОАР .

В юго-восточной части Австралии завершается строительство грандиозной ирригационно-энергетической системы «Снежные Р и с. 1. С х е м а с у щ е с т в у ю щ и х, с т р о я щ и х с я и п р о е к т и р у е м ы х к а н а л о в и т р а сс переб роски сто ка .

1 — канал им М. осквы 2 — Ладожское о, зеро —В олга, 3 —С верна Двина—Кама— е я Вочга 4 _ канал В олга —У водь,5 —канал В илия —М инск, С б — еверо-Кры скпй канал, м 7 —каналы Д непр —Кривой Р—Д 8 ог, непр —Д онбасс,—канал С еверский Д онец —Дон­ б асс 10 —Н ижне-Донской канал, —Н евинном сскнй канал, Кубань-Калаусскип ка­ ы 12 — И нал, 13 —KvMO-М анычскин канал, 14 — Терско-Кум скпн канал, —С горскпй канал, ам —С ва —Р ен аздан, —Карабахский и Ш ирванскнй каналы—В 18, олга —Б ьш ол ой Иргиз-Большой и М алы з е н ь, 19 —В й олга —У 20 — Р рал, айгородский канал, ^ -К а ­ У ракумский канал, —Ам у-Бухарский канал, —Карш инский канал, —Голодностепский канал,25 — В ахш ский канал, 26 —Ф ерганский канал, —А сь-Туркестанскнп ры канал, 28 — каналы низовьев А ударьи, —канал И м рты —Караганда, —канал ш И рты —И им —Т ш ш обол; Л —построенны каналы'строящ е Б—, иеся и проектируем е ы каналы нам, ечаем е трассы ы .

горы». В ее состав входят 160 км туннелей, 130 км акведуков водохранилища и каскады ГЭС общей мощностью 4 млн. квт!

В большинстве стран мира использование водных ресурсов носит комплексный характер. В Советском Союзе гидротехни­ ческое строительство ведется в соответствии с генеральной схе­ мой комплексного использования водных ресурсов. В результате ее планомерного осуществления в Европейской части Союза, Средней Азии, Казахстане и на Кавказе постепенно создаются объединенные водохозяйственные системы рек. Они позво­ ляют преодолеть пространственную неравномерность распреде­ ления вод и использовать асинхронность стока для уменьшения напряженности водных балансов различных районов.” § 2. В одопроводящ ие р усл а и сооруж ен и я на них В зависимости от условий транспортирования воды по кана­ лам различают: самотечные системы, в которых на всем протя­ жении обеспечивается движение воды под действием уклона русла, системы с насосным водоподъемом на отдельных ступе­ нях трассы с самотечным движением воды в промежуточных каналах .

–  –  –

На рис. 2 изображен продольный профиль Иевинномысского канала, который может рассматриваться как пример самотечной системы переброски стока. Канал построен в 1948 г. для ороше­ ния и обводнения земель центральной части Северного Кавказа .

К основным сооружениям Иевинномысского канала отно­ сятся: А — водозаборный узел. Он состоит из щитовой пло­ тины (/), шугосброса ( I I ) и головного шлюза-регулятора ( / / / ), обеспечивающего подачу в канал заданного расхода воды;

Б — дюкер, посредством которого канал пропускается под рус­ лом реки, стекающей со склонов Ставропольского плато; В — ГЭС с напорным трубопроводом; Г — перегораживающее соору­ жение и боковой водосброс, предназначенный для отключения всей нижерасположенной части канала на случай ремонта, при этом через боковой водосброс весь расход направляется в р. Ку­ бань; Д —Е — гидротехнический туннель, посредством которого преодолевается водораздел между бассейнами рек Кубани и Большого Егорлыка; Ж — концевой шлюз-регулятор; 3 — кон­ сольный сброс .

–  –  –

Продолжением канала является естественное русло р. Боль­ шого Егорлыка, по которому воды Кубани подаются на расстоя­ ние 400 км. В системе канала (за пределами схемы) имеется Сенгилеевское водохранилище, сглаживающее внутригодовую неравномерность водоподачи .

Канал Днепр—Кривой Рог (рис. 3) представляет систему с насосным водоподъемом, которая предназначена для водоснаб­ жения Криворожского железорудного бассейна [17]. Вода заби­ рается из Каховского водохранилища на р. Днепре и тремя на­ сосными станциями подается на высоту 83,5 м в Южное водо­ хранилище. Общая длина трассы 146,6 км, из них 76 км — от­ крытый канал, 13,6 км — водохранилище, 57 к м — трубопроводы .

Наибольшее распространение имеют самотечные системы во­ доподачи. По этой схеме построены каналы Большой Ферганский, Каракумский, Терско-Кумский, Нижне-Донской, Северо-Крымский и др. В последнее время строятся каналы с машинно­ насосным водоподъемом. Крупнейший из них — Аму-Бухарский канал. В перспективе системы этого типа получат развитие во всех районах орошаемого земледелия, и особенно в Заволжье и Средней Азии .

В составе всех систем переброски стока основным водопро­ водящим звеном является неукрепленное земляное русло. Д ля локализации русловых деформаций применяется комплекс со­ прягающих и защитных сооружений, широко используются есте­ ственные факторы, ограничивающие развитие эрозии .

§ 3. П р о б л е м ы р у с л о во го п р о ц е сс а при п е р е б р о с к е ст о к а По мере возрастания масштабов водохозяйственного строи­ тельства резко возрастают и масштабы вызываемых им пре­ образований естественного режима рек. Изменяется прежде всего структура гидрографической сети. Появляются искусст­ венно созданные водотоки, межбассейновые соединения и водо­ хранилища. В новых сочетаниях начинают проявлять себя основ­ ные природные факторы, определяющие русловой режим. Н а ­ рушается естественное эрозионно-аккумулятивное равновесие, происходят необратимые сдвиги в динамическом взаимодействии потока и русла. Отсюда ясно, какое большое значение приобре­ тают исследование закономерностей формирования размываемых русел и разработка методов прогноза руслового процесса при переброске стока .

Изучение общих деформаций русел в результате искусствен­ ного изменения водного режима являлось целью многих иссле­ дований [6, 65, 76, 86, 98]. В настоящее время созданы методы расчета эрозионных процессов и заиления водохранилищ, де­ формаций продольного профиля и поперечных сечений зарегу­ лированных речных русел и каналов. Получены данные для фо­ нового прогноза русловых переформирований на участках боль­ шой протяженности в условиях искусственного изменения гидро­ логического режима рек [119] .

До последнего времени в речной гидравлике рассматривались, русловые процессы в несвязных грунтах, среди песчаных аллю­ виальных пород. Их взаимодействие с потоком воды определя­ ется только весом и крупностью частиц. Поэтому при изучении взвешивания и перемещения песчаных наносов удавалось срав­ нительно легко схематизировать механизм воздействия потока на частицы грунта. Так были получены основные гидродинами­ ческие характеристики грунтов — гидравлическая крупность и критические скорости, отвечающие началу движения донных на­ носов .

Но при переброске стока в сфере руслоформирующей деятель­ ности, наряду с несвязными массами песка, оказываются по­ кровные породы и аллювиальные отложения, обладающие ра з­ личной степенью связности. Характеристика руслового процесса в связных грунтах требует новых количественных соотношений, учитывающих сцепление частиц как фактор повышенной устой­ чивости против размыва. Возникают и качественные особенности руслового режима. Формы песчаного русла легко приходят в со­ ответствие с динамической структурой потока, зоны эрозии и ак­ кумуляции непосредственно сопряжены одна с другой и наблю­ даются в пределах одной русловой формы — побочня или гряды .

Иное положение в русле, сложенном из глинистых пород. Эро­ зионные образования в связных грунтах угловаты и плохообте­ каемы по форме. Русло приобретает макрошероховатый рельеф дна и ломаные очертания береговой линии. Во впадинах макро­ шероховатости возникают вихревые зоны — очаги повышенных гидравлических сопротивлений. Зоны насыщения потока нано­ сами и аккумуляции оказываются удаленными на бльшие рас­ стояния от мест первоначального размыва .

Частицы связного грунта при взаимодействии с потоком воды проявляют противоречивые свойства. С одной стороны, пока со­ храняется связь с массивом породы на дне, они трудно поддаются размыву, с д ругой— оторвавшись от него, легко распадаются на мельчайшие частицы, которые на участке размыва не обра­ зуют чехла донных отложений. Из-за своей химической актив­ ности глинистые породы разрушаются под действием диффузион­ ного выщелачивания водным потоком .

Д ля объяснения всех этих процессов уже недостаточно обще­ физических представлений о глинистых породах; необходимо изучить гидродинамическую основу их эрозии. Но если физиче­ ская природа и инженерно-строительные свойства связных грун­ тов достаточно исследованы, то изучение механизма гидродинами­ ческого и гидрохимического взаимодействия потока и глинистых пород еще только начинается. Инициатива в этой области при­ надлежит Ц. Е. Мирцхулава [103— 106], который разработал критерии устойчивости связных грунтов при размыве .

Но имею­ щиеся данные все еще недостаточно систематизированы для того, чтобы по ним можно было представить полный комплекс факто­ ров, определяющих русловой процесс в связных грунтах. Не ре­ шена задача о методах разделения речных наносов на две части — продукты смыва с поверхности бассейна и продукты размыва, образованные в самом русле. Этим объясняется несов­ падение результатов расчетов твердого стока по различным эмпирическим формулам, отклонение так называемой «геогра­ фической мутности» [92] от фактического насыщения наносами конкретных рек. Недостаточно изучена динамика морфологиче­ ских изменений русла и речной долины, особенно при переброске стока .

Действующие нормы и технические условия проектирования не содержат самых необходимых рекомендаций и сведений, ко­ торые давали бы возможность прогнозировать русловые про­ цессы в глинистых руслах. Во многих случаях, несмотря на фор­ мальное соблюдение проектных норм, приходится сталкиваться с непредвиденными размывами русел каналов и рек, особенно в нижних бьефах плотин .

Водохозяйственное строительство не ждет создания закончен­ ной теории руслового процесса. В практике проектирования строгие теоретические расчеты сочетаются с инженерной интуи­ цией и учетом опыта эксплуатации осуществленных объектов .

Хотя многие проблемы руслового процесса не решены, при созда­ нии систем переброски стока, таких, как Каракумский, Аму-Бухарский, Невинномысский и другие каналы, был найден тот проектный оптимум, в котором нашли свое решение сложные з а ­ дачи проектирования искусственных водных артерий. Вместе с тем современные достижения геоморфологии, гидрологии и динамики русловых потоков содержат все необходимые предпо­ сылки для обоснования водохозяйственных проектов. Назрела необходимость обобщить и систематизировать инженерный опыт и данные науки по проблемам руслового процесса при пере­ броске стока. В какой-то мере это и составляет цель настоящей книги .

ГЛ А ВА I

ПРИРОДНАЯ СРЕДА И РУСЛОВЫ Е ПРОЦЕССЫ

–  –  –

Русловые процессы неотделимы от конкретной физико-геогра­ фической среды, роль которой с особой силой проявляется при переброске стока. Под действием текущей воды происходит не­ прерывное видоизменение морфологического строения поверх­ ности бассейна и речного русла. Обычно русловой процесс опре­ деляется как изменение форм русла при движении потока воды .

Однако морфологическое проявление руслового процесса еще не дает представления о его внутреннем содержании. Поэтому в понятие руслового процесса, наряду с морфологическими при­ знаками, должен быть включен гидродинамический комплекс, охватывающий движение водных масс и твердых частиц. Таким образом, русловой процесс может рассматриваться, с одной сто­ роны, как физико-географическое явление, непосредственно свя­ занное с геоморфологическими, почвенными, геоботаническими компонентами ландшафта и водным режимом бассейна, а с дру­ гой — в русловом процессе необходимо различать динамические факторы взаимодействия потока и русла. Обе эти стороны — геоморфологическая и гидродинамическая — сочетают в себе современные представления о закономерностях формирования речного русла .

В чем же заключаются основные факторы, определяющие характер руслового процесса? Еще в 1897 г. В. М.

Лохтин, один из основоположников учения о речном русле, выдвинул три ос­ новных элемента, определяющих русловой режим:

— водность реки, зависящую от условий выпадения осадков и стока их в русловую сеть;

— продольный уклон русла, обусловленный рельефом пере­ секаемой рекой местности;

— устойчивость ложа реки, соответствующую свойствам про­ резаемых ее течением грунтов .

Все особенности реки, те или другие своеобразные черты, которыми она отличается от других рек, В. М. Лохтин рассматривал как непосредственное проявление указанных трех «основ­ ных элементов природы» .

С течением времени представления о механизме речного потока и руслоформирующих факторах развивались и услож­ нялись. Современная теория руслового процесса представляет собой систему положений, как выдвинутых в прошлом, так и развитых в наше время. При объяснении руслового режима те­ перь в одинаковой мере учитываются и геоморфологические предпосылки, и механизм непосредственного взаимодействия дна с потоком воды, и закономерности стока наносов. Все руслофор­ мирующие факторы — не простые слагаемые руслового процесса, они выступают в сложных причинно-следственных отношениях, при которых часто причина и следствие меняются местами. Как оказывается, названные В. М. Лохтиным факторы не проявля­ ются в русловом процессе непосредственно. Они определяют сток воды и наносов, а от них, в свою очередь, зависит гидро­ логический режим и геоморфологический облик реки. Жидкий и твердый сток, выступая в неразрывном единстве, составляют главное звено в цепи причинно-следственных связей руслового процесса .

Движение воды — активный фактор руслового процесса, оп­ ределяющий мощность речного потока и в значительной мере размеры его русла. В свою очередь, жидкий сток — порождение климата и условий увлажнения бассейна. В этом смысле стано­ вится понятным известное положение А. И. Воейкова: реки — продукт климата. Сток характеризуется объемом вод, поступаю­ щих в реки с поверхности бассейна, и распределением их в се­ зонном и многолетнем разрезе .

Сток воды неизбежно сопровождается перемещением твер­ дых частиц — продуктов эрозии поверхности бассейна и раз­ мыва русла. Речная эрозия, наряду с тектоническими движе­ ниями, относится к числу основных рельефообразующих про­ цессов. Можно без преувеличения утверждать, что узловым фактором руслового процесса является твердый сток; в нем на­ ходят совместное проявление ландшафтно-геологические и гид­ рологические условия бассейна .

Сток наносов определяется многими факторами, в их числе режим выпадения осадков и условия их стекания в русловую сеть, древесная и травяная растительность, хозяйственная дея­ тельность (распашка земель, выпас скота и др .

). «Овцы съе­ дают горы» — гласит народная мудрость; и это действительно так, если иметь в виду активизацию эрозии при уничтожении травяного покрова, закрепляющего почву своей корневой систе­ мой и замедляющего стекание воды. Концентрация наносов в ре­ ках с облесенными и необлесенными водосборами может отли­ чаться в десятки раз. Решающее влияние на формирование стока наносов оказывают геоморфологические условия бассейма — крутизна склонов и литологический состав образующих его пород .

Процессы твердого стока в масштабах бассейна выступают как факторы изменения рельефа, а в русловой системе они про­ являются как деформации дна и берегов. Характер этих дефор­ маций различен. Одни из них необратимы и выражаются в не­ прерывном понижении дна русла или в устойчивой аккумуля­ ции наносов в устьевой части реки, другие обладают свойством обратимости и совершаются в форме переотложения наносов .

Морфологический облик реки определяют оба вида деформа­ ций. Обратимые деформации развиваются на фоне необрати­ мых. Твердый сток отражает как эрозию поверхности бассейна, так и режим деформаций русла .

Развитие речной системы зависит от всего многообразия фи­ зико-географических условий. Однако для отдельно взятой зоны, однородной по условиям формирования стока, проявляется определенная закономерность в смене характеристик реки по мере нарастания ее порядка от истока вниз по течению. Морфо­ логические и гидрологические закономерности строения речной сети исследованы Хортоном [159] и особенно полно Н. А. Ржаницыным [127] .

Порядки потоков определяются по плановому начертанию речной системы (рис. 4 а). К потокам первого порядка относятся & :,j временные водотоки оврагов и логов (на рисунке не показаны) .

V Их слияние дает начало потоку второго порядка и затем последовательно образуются пересыхающие ручьи, речки и реки (маа о лые, средние, большие). Таким образом, прежде чем ручей в овV n ражной ложбине водосбора превратится в мощную речную ^ J артерию, произойдет цепь скачкообразных изменений характеJivjo ристик потока. На каждой ступени повышения порядка потока расходы воды в среднем увеличиваются примерно в 3 раза .

® Н. А. Ржаницын установил взаимное соответствие порядка потока и его основных характеристик — длины, площади бас­ сейна, среднемаксимального и среднемноголетнего расходов, от­ носительных глубин и уклонов. На рис. 4 б представлена зави­ симость относительных размеров русла от порядка потока N и среднемноголетнего расхода Qo- Конечно, эта зависимость отно­ сится к условиям, средним для многих участков рек. Д л я к а ж ­ дого конкретного участка возможны довольно значительные от­ клонения от кривой .

Рассмотрим русловой процесс в условиях равнинного бас­ сейна. В верхних звеньях речной сети продукты эрозии пол­ ностью выносятся с поверхности водосбора в русла потоков вы­ соких порядков. Очевидно, для области образования первичных потоков характерен процесс необратимых деформаций русла .

В средних звеньях речной системы уже наблюдается сочетание процессов эрозии и аккумуляции, появляются различные формы Заказ К 2 4 »3 —— — — —— — — ----------------ы. I Л енииградсчого 1 Г и д р о м е т е о р о л о г - ч ес к с -го 1 скопления наносов (гряды, побочни, отмели, зачаточные поймы). По мере нарастания жидкого стока перемещение нано­ сов сопровождается развитием русловых образований и переотложением грунтовых масс, русло становится меандрирующим .

Именно процесс меандрирования является внешним признаком перехода от эрозии бассейна и необратимых деформаций к переотложению наносов в речном потоке. Далее, с ростом расхода воды, форма русла снова становится немеандрической, образу­ ются прямолинейные однорукавные участки. Увеличение содер

–  –  –

жания наносов в потоке и уменьшение уклонов ведет к появлению многорукавного русла с крупноостровной поймой. И, нако­ нец, замыкает речную систему дельтовый участок — зона общей аккумуляции наносов .

В последовательной смене форм твердого стока по длине реки особого внимания заслуживает момент появления отложе­ ний. Они резко изменяют среду, в которой развивается русловой процесс. В верхних звеньях гидрографической сети поток непо­ средственно воздействует на покровные породы, обладающие различной степенью связности. Что касается русловых образова­ ний в средних звеньях, то в результате постоянных переотложений они освобождаются от глинистых фракций и представляют собой массы несвязных частиц песка .

Как уже отмечалось, геологические особенности бассейна создают качественное различие основных черт руслового про­ цесса в глинистых и песчаных породах, из которых состоят со­ ответственно связные и несвязные грунты. В несвязных грунтах возможные зоны эрозии и аккумуляции совпадают. Движение песчаных гряд — одна из форм сочетания эрозии и аккумуляции .

В глинистых руслах зоны эрозии и аккумуляции всегда разоб­ щены во времени и пространстве. Это объясняется тем, что от­ дельности глинистого грунта, оторвавшиеся от массива породы на дне потока, размокая и выщелачиваясь, распадаются на мельчайшие частицы. Их осаждение требует значительного з а ­ тухания скоростей, которое может произойти лишь на большом удалении от места размыва .

Различие руслового процесса в песчано-гравелистых и глини­ стых грунтах не всегда подчеркивается в геоморфологической литературе, а именно оно имеет решающее значение при форми­ ровании русел, используемых для переброски стока .

Речные потоки, проложившие русло в покровных породах, как правило, неполностью дренируют грунтовые воды. Глубокие водоносные горизонты в аллювиальных отложениях, если они не прорезаны речной долиной, в питании рек не участвуют .

Таким образом, полнота дренирования грунтовых вод — один из признаков выхода речного русла в среду проницаемых несвязных грунтов, относящихся как к современным, так и к древним а л ­ лювиальным отложениям .

В качестве другого признака, указывающего на присутствие песчаных отложений в долине реки, может рассматриваться форма ее русла. В глинистых породах оно оказывается отно­ сительно глубоким и узким. Здесь можно наблюдать совпадение долины реки и ее русла (в пределах заполненной водой части эрозионного вреза). По мере появления в потоке песчаных отло­ жений формируется пойменная долина и широкое распластан­ ное русло. Главный морфологический эффект создают боковые смещения береговой линии и меандрирование потока. Русло реки в этих случаях занимает только часть долины .

Качественные особенности руслового процесса в глинистых и песчаных грунтах неизбежно должны порождать и количест­ венное различие в морфометрических характеристиках русла .

Как видно из рис. 4 б область перехода от сравнительно боль­ ших относительных глубин к их малым стабилизирующимся значениям соответствует потокам пятого-шестого порядка .

Если попытаться систематизировать основные факторы рус­ лового процесса, то все их многообразие может быть сведено к системе причинно-следственных связей (рис. 5). В какой-то мере структура этого построения приобретает сходство с кибер­ нетической системой. Эта общность заключается в наличии не только прямых, но и обратных связей компонентов, сообщающих системе некоторые свойства саморегулирования. Закономерно­ сти саморегулирующихся процессов в первую очередь должны быть отнесены к транспорту наносов. Подобные представления 2* 19 Р и с. 5. С и с те м а о с н о в н ы х ф а к т о р о в р у с л о в о го п р о ц е сса в е с т е с т в е н н ы х у с л о ­ в и я х и п р и п е р е б р о с ке с т о к а (н а б р а н ы п о л у ж и р н ы м ) .

содержатся в работе А. В. Караушева [64]. В ней рассматри­ вается механизм саморегулирования, проявляющегося при взве­ шивании и осаждении частиц. Транспортирующая способность по­ тока однозначно определяется гидравлическими характеристи­ ками течения и гранулометрическим составом грунта. Одна из первых схем причинно-следственных связей между основными факторами руслового процесса была дана Н. Е. Кондратьевым [76]. Разработанная нами схема приведена на рис. 5. В качестве определяющих факторов руслового процесса схема учитывает ландшафтно-климатические условия; в числе других компонен­ тов они включают питание (водность) бассейна, строение его поверхности (рельеф, почво-грунты, растительность) и литоло­ гический состав пород, из которых сложены склоны долины .

Совместное действие определяющих факторов формирует сток воды и сток наносов; рассматриваемые в единстве, они состав­ ляют активное начало в русловом процессе, от которого зависит характер русловых деформаций и эрозионно-аккумулятивных образований .

Действие определяющих и активных факторов сопровожда­ ется влиянием режимных и ограничивающих условий. К первым относятся внутригодовое распределение и гидрограф жидкого стока, ко вторым — напластование грунтов и расположение б а ­ зисов эрозии, оказывающих влияние на деформации русла .

Конечный морфологический эффект руслового процесса во­ площают эрозионно-аккумулятивные образования. В свою оче­ редь, в порядке обратной связи, они определяют некоторые черты ландшафта; система руслового процесса оказывается за м ­ кнутой .

В естественных условиях река и ее русло находятся в квазистабильном состоянии, т. е. эволюционируют крайне медленно, в течение времени, соизмеримого с геологическими эпохами (конечно, имеются в виду необратимые деформации). Регулиро­ вание, и особенно переброска стока, нарушает природное равно­ весие русловой системы и оказывает прямое воздействие иа ландшафт. Искусственное преобразование водного режима вы­ зывает сдвиги в структурных отношениях элементов системы .

Так, например, переброска стока непосредственно в долину м а ­ ловодной реки создает резкий эрозионный скачок, при этом ос­ новным источником наносов вместо поверхности бассейна стано­ вится само русло и склоны долины. Резко усиливаются необра­ тимые деформации размыва в одной части реки. и аккумуля­ ции — в другой. Морфологические изменения развиваются в ско­ ротечном темпе. За десятилетие в речной долине происходит то, на что в естественных условиях потребовалась бы целая геологи­ ческая эпоха. В роли ограничивающих факторов эрозии высту­ пают коренные породы долины. Продольный профиль приобре­ тает нередко ступенчатую форму и воспроизводит уступы трудноразмываемых геологических структур. Таким образом, коренное изменение стока, передаваясь по цепи причинно-следственных связей, меняет соотношение основных руслоформирующих ф ак­ торов: одни из них уступают ведущую роль другим (на рис. 5 по­ лужирным выделены факторы, доминирующие при переброске стока) .

В схеме (рис. 5) отражено значение переброски и регулиро­ вания стока как действенных форм вмешательства человека в природу. Речной сток, направленный в засушливые районы, преображает ландшафт. Использование перебрасываемой воды для орошения меняет природный облик огромных пространств .

Вместе с тем сами воды становятся компонентом ландшафта .

Их присутствие коренным образом изменяет водный баланс тер­ ритории, дает начало новым процессам в природе. Возникает сложное переплетение благоприятных преобразований естествен­ ных условий и отрицательных последствий переброски стока .

§ 2. Осадочные горные породы как среда руслового процесса Грунты, в которых прокладывают свое русло естественные потоки, в основном относятся к поверхностным отложениям чет­ вертичного периода. Их разделяют на генетические комплексы, отражающие происхождение отдельных формаций .

Ледниковый комплекс образовался при движении и таянии материковых льдов; он отличается разнообразием материала и форм залегания — морены, зандры, флювиогляциальные и озерно­ ледниковые образования .

Морена образовалась непосредственно в зоне оледенения из неотсортированной смеси материала различной крупности (глины, песка, гравия и валунов). Флювиогляциальные отложе­ ния оставлены потоками талых вод ледников в виде прослоек слабо отсортированного песчано-гравелистого материала. З а н ­ дры представляют собой песчаные отложения в дельтах леднико­ вых потоков, располагавшихся между краями отступавшего лед­ ника и его конечными моренами; занимают обширные равнинные пространства типа Полесья. Озерно-ледниковые отложения рас­ пространены в северо-западной области Европейской части Союза в виде ленточных глин, появившихся на месте леднико­ вых озер .

Среди покровных пород четвертичного возраста особое место занимает комплекс отложений текучих вод, не связанных непо­ средственно с таянием ледников. Одна часть этих, отложений образована реками и ручьями, другая — временными дождевыми потоками и струями, стекавшими со склонов .

В составе континентальных отложений текучих вод, как основные типы, выделяют аллювиальные, делювиальные и пролювиальные отложения. Аллювиальные отложения — продукт аккумулирующей деятельности рек и ручьев; состоят из галеч­ ников, гравия, песков, илов и глин, залегающих слоями. Делюви­ альные отложения образуются на склонах и у их подножия из материала, вынесенного мелкими водотоками в период дождей и весеннего снеготаяния. Эти отложения имеют, как правило, глинистый состав и лишены слоистости. Пролювиальные отло­ жения сформировались в результате деятельности бурных лив­ невых потоков, характерных для горных областей. Они содержат иногда, наряду с мелкоземом, крупные обломки горных пород, принесенных грязекаменными потоками (селями) .

Лёсс и лёссовидные породы — своеобразные известковые су­ песчаные и суглинистые грунты, распространенные на огромных пространствах областей засушливого климата. Происхождение этих пород окончательно не установлено. Среди гипотез, объ­ ясняющих образование лёсса, наиболее распространены эоловая, водно-ледниковая и пролювиальная гипотезы [см., например, 122] .

Морские отложения в четвертичных породах представляют собой последствия кратковременных вторжений морей по доли­ нам рек и депрессиям в краевых частях континентов. Эти отло­ жения распространены по побережьям как северных, так и ю ж ­ ных морей и залегают в виде тонких песчано-глинистых слоев .

По геоморфологическим признакам различают отложения в долинах рек (линейного типа) и на обширных равнинах (по

–  –  –

кровного типа). На рис. 6 показаны основные формы залегания поверхностных отложений, прослеживаемые в бассейнах равнин­ ных рек. Отложения линейного типа наблюдаются в верхнем те­ чении р. Волги, расположенном в области максимального оледе­ нения. Схематический разрез долины, изображенный на рис. 6 а, вскрывает пестрый состав ледниковых отложений. Здесь и толща моренных суглинков, и песчаные флювиогляциальные отложения, перекрытые аллювиальными песками нижних надпойменных тер­ рас, и торфяные отложения, заполнившие древние старицы .

Отложения покровного типа, более однородные по составу и простирающиеся на больших пространствах, видны на геологи­ ческом разрезе Заволжья (рис. 6 6) .

В зависимости от климатических условий рассматриваемые отложения получали те или иные свойства. Влияние климата особенно проявилось при формировании солевого состава почвогрунтов. На севере, где величина осадков больше испарения, грунты наиболее выщелочены. По направлению к югу и юговостоку водный баланс становится все более отрицательным, т. е. норма испарения все в большей мере превышает количество осадков, и соответственно этому количество солей в почво-грун­ тах возрастает. В области обильных субтропических и тропиче­ ских осадков возобновляется выщелачивание почво-грунтов. На фоне этой общегеографической закономерности распределения солей по земной поверхности проявляется действие местных то­ пографических и гидрогеологических факторов. Важнейший из них — накопление воднорастворимых солей в понижениях рель­ ефа, у подножия склонов, и меньшее их содержание в почвогрунтах водоразделов и поднятий. От содержания солей во мно­ гом зависят водно-физические свойства грунтов, проявляющиеся в русловом процессе .

При переброске стока по долинам маловодных рек эрозия оказывается способной прорезать всю толщу покровных грунтов и вскрыть коренные породы. Их кровля определяет основные формы донного рельефа русла. Д ля предсказания руслового режима в первую очередь должны быть изучены формы залега­ ния аллювия и строение коренного дна на трассах переброски стока .

Аллювиальные отложения речных долин заполняют депрессии подстилающих пород. Под слоем рыхлых накоплений аллювия, как правило, погребено коренное ложе древних потоков. Однако мощность аллювия неодинакова по длине реки. В верхнем тече­ нии, где поток имеет наибольший уклон, преобладают процессы размыва и речные долины лишены аллювиальных отложений .

В среднем течении в условиях некоторого равновесия процессов размыва и накопления уже появляются аллювиальные отложе­ ния. Их максимальная мощность создается в низовьях рек .

В действительности такая простая закономерность накопления аллювия наблюдается только в редких случаях, при небольшой длине реки и однообразных геологических условиях. Чаще про­ дольный профиль рек отражает сложную историю формирования их долин с чередованием участков, имеющих различную мощ­ ность аллювия. В ходе поднятия и опускания участков речной долины и базиса эрозии реки создавались переуглубления в к о ­ ренном дне долины, которые заполнялись позднейшими накоп­ лениями. Встречаются участки речных долин, переуглубленные на десятки — сотни метров ниже современного уровня воды .

Е- В. Шанцер [164] обосновывает понятие о нормальной мощ­ ности аллювия в долине равнинной реки. Если ее коренное ложе представить плоским, то нормальная мощность аллювия равна разности уровней среднего паводка и дна плёса средней глубины .

Превышение нормальной мощности — признак вмешательства тектонических и других факторов, не относящихся к эрозионно­ аккумулятивным процессам формирования долины .

Склоны водоразделов и долин сложены делювиальными от­ ложениями. Их состав тем мельче, чем дальше они перенесены по склону, а его нижняя часть может оказаться сложенной из очень мелких частиц, приобретающих признаки лёсса. В боль­ шинстве случаев делювий представляет разновидности глини­ стых пород, но может быть и песчаным, если возвышенность сложена из песка. Рельеф дневной поверхности делювия не со­ ответствует рельефу коренных пород. Их кровля наклонена круче, чем дневная поверхность, так как делювиальный пласт утолщается вниз по склону. Всякое нарушение естественных условий залегания делювиальных пород может вызвать дви­ жение их по склону даже при очень малых углах наклона по­ верхности контакта. Это определяет слабую устойчивость бере­ гов при врезании русла в толщу делювия .

Междуречные пространства, особенно в южных районах Европейской части Союза, покрывают лёссовые породы. Они отличаются рыхлым сложением, отсутствием слоистости, высо­ кой пористостью, включающей видимые глазом макропоры .

Среди других горных пород лёсс и лёссовидные породы обла­ дают наибольшей просадочностью (способностью уменьшаться в объеме под действием нагрузки и особенно при увлажнении) .

Генетические особенности и условия залегания горных по­ род так или иначе проявляются при русловых деформациях .

Роль геоморфологических факторов будет более подробно ос­ вещена ниже, на конкретных примерах формирования русел .

§ 3. Водно-физические и эрозионные с в о й ст в а песчаных и гл и н и с ты х грунтов Динамика развития русловых форм зависит от водно-физи­ ческих и эрозионных свойств грунта, с которым взаимодей­ ствует поток .

Эрозионные свойства покровных пород чрезвычайно разно­ образны и во многом определяются их происхождением .

В числе основных признаков прочности и устойчивости грунта различают наличие и характер внутренних связей частиц и их отношение к воде .

Песчаные и глинистые грунты объединены в один комплекс рыхлых отложений. Их общий признак состоит в том, что они представляют собой смесь обломков горных пород и минералов различной крупности. Однако размер частиц — это не только структурно-количественный признак, но и показатель качества грунта. Многие его физические и химические свойства законо­ мерно изменяются в зависимости от крупности фракций. Д и а ­ метр частиц d, образующих грунт, колеблется в широких пре­ д е л а х — от нескольких десятков сантиметров до сотых и тысяч­ ных долей миллиметра. Предложено много классификаций грунтов по гранулометрическому составу их фракций; все они носят в значительной мере условный характер .

Наиболее характерной величиной, разграничивающей пес­ чаные и глинистые частицы, считают крупность 0,01 мм: более крупные фракции образуют физический песок, более мелкие — физическую глину. При этом под свойствами физической глины (в отличие от свойств физического песка) понимают способ­ ность впитывать влагу, давать в сыром состоянии вязкую массу и ссыхаться [70]. Наибольшее распространение в инженерной геологии получила классификация, предложенная В. В. Охотиным. В ней в достаточной мере дифференцированы диапазоны сыпучих материалов и в то же время выделены разновидности глинистых грунтов. Но для применения этой классификации в динамике русловых потоков она нуждается в более четком разграничении частиц по их поведению в потоке воды .

В. Н.

Гончаров [27], разрабатывая зависимости для определе­ ния гидравлической крупности наносов, установил три режима обтекания зерен, обусловленные различием их размера:

при d 0,15 мм — ламинарный режим, d 1,5 мм — турбулентный режим, 0,15 мм й 1,5 мм — область переходного режима .

?

Эти закономерности поведения частиц учтены Гончаровым в формуле гидравлической крупности, т. е. скорости осаждения зерен в воде (1.1) где у» и у — соответственно удельный вес наносов и воды;

— «параметр турбулентности поведения наносов», зависящий Ф от их крупности и температуры воды; шкала значений ф разра­ ботана Гончаровым .

Своеобразие в поведении частиц крупностью, близкой к 0,15 мм, проявляется не только при осаждении в воде, но и при размыве дна. В опытах М. А. Великанова и Н. М. Бочкова (1929 г.) впервые было зафиксировано появление дополнитель­ ной устойчивости частиц против сдвига, когда их диаметр стано­ вится 0,15 мм и меньше. Позднейшие исследования [39] под­ тверждают, хотя не объясняют полностью, этот эффект (о нем еще будет сказано ниже) .

Таким образом, особенностям поведения наносов в потоке отвечают вполне определенные размеры фракций и это позво­ ляет выделить соответствующие диапазоны в гранулометриче­ ском составе грунтов. В табл. 1 приведена классификация В. В. Охотина, дополненная гидравлической классификацией, в которой выделены диапазоны зерен, отвечающие особенно­ стям поведения их в потоке воды. Указаны также гидравличе­ ская крупность и параметр ср при температуре воды t = 20° С .

В соответствии с гидравлической классификацией, песчаные частицы ограничены областью переходного режима, гравели­ стые (d 1,5 мм) взаимодействуют с потоком в заведомо тур­ булентном режиме. Максимальный размер пылеватых и глини­ стых фракций, кроме условий ламинарного обтекания, отвечает крупности, начиная с которой отмечается появление дополни­ тельной устойчивости при размыве .

В природных условиях горные породы редко состоят из од­ ной фракции. В большинстве случаев грунты сложены из смеси частиц различной крупности и минералогического состава, и это порождает многообразие их физико-химических свойств .

Таблица 1 Кла ссиф и ка ция гр у н то в по кр уп н о сти зерен

–  –  –

В долинах рек среди аллювиальных отложений наиболее распространены песчаные грунты — продукты механического осадкообразования. Они состоят преимущественно из кварце­ вых песков. Примесь нестойких составляющих обычно нич­ тожна или вовсе отсутствует. В пластах свойства песка зави­ сят от примеси глинистого материала и плотности естествен­ ного сложения; при определенных условиях между зернами песка может возникнуть слабое сцепление. В потоке воды пес­ чаные частицы истираются значительно медленнее, чем глини­ стые, н обладают высокой химической стойкостью. Насыщен­ ные водой пески оплывают и поэтому часто не сохраняют эрозионных форм. Зато при отложении или периодическом дви­ жении они образуют различные структурные формы: осередки, побочни, гряды. Песчаные массы обладают большой подвиж­ ностью, если не считать случая образования естественной от­ мостки при разнофракционном составе наносов. При значи­ тельных и средних уклонах потока пески почти не оказывают ограничивающего действия на развитие руслового процесса .

Д л я изучения условий взаимодействия песчаных зерен с по­ током воды их форма схематизируется в виде шара, диаметр которого приравнивается среднему размеру зерен d. Содержа­ ние фракций в песчаных массах характеризуется кривыми гра­ нулометрического состава. Д л я конкретных бассейнов эти кри­ вые довольно устойчивы и их удается аппроксимировать в виде экспоненциальных функций, которые представляют большие удобства при расчетах транспорта наносов. В качестве гидрав­ лических характеристик несвязных грунтов и наносов в дина­ мике русловых потоков установлены две основные характери­ стики: гидравлическая крупность и критическая скорость сдвига .

При рассмотрении простейшей схемы равновесия песчаной частицы на дне потока оказывается допустимым противопоста­ вить воздействию течения только противодействие, обусловлен­ ное собственным весом частицы. Слабая изменчивость формы и крупности песчаных зерен в процессе перемещения облегчает теоретическое исследование их движения .

Наиболее общим признаком глин и глинистых пород (суг­ линков, супесей и лёссов) является связность, проявляющаяся во взаимном сцеплении частиц и агрегатов. В глинистой по­ роде различают пассивный компонент того же минералогиче­ ского состава, что и в песчаном грунте (кварц, слюда, полевой шпат), но значительно меньшей крупности (0,05—0,001 мм) .

Сцепление как характерное свойство глинистых пород зависит от присутствия в них мельчайших (до 0,001 мм) фракций активного компонента — монтмориллонита, каолинита и др .

Среди главнейших признаков, определяющих горные по­ роды в инженерно-геологическом отношении, акад. Ф. П. Саваренский указал на отношение грунта к воде, имея в виду его водопроницаемость, влагоемкость, растворимость и связность .

Связные грунты в своей толще содержат включения органо­ минеральных соединений и легкорастворимых солей. Эти вклю­ чения цементируют породу в сухом виде и в то ж е время ос­ лабляют ее при увлажнении, вызывая набухание, размокание и диффузионное выщелачивание грунта .

Набухание порождается осмотическим проникновением воды ив толщу породы, когда концентрация солей в воде меньше, чем в поровом растворе глины. В процессе набухания грунтовые частицы могут выходить из сферы молекулярного притяжения;

связи в грунте окончательно нарушаются и он размокает .

тогда Изменение влажности поверхностного слоя связного грунта в подводном состоянии исследовала В. С. Истомина. После долгого пребывания грунта под водой (1,5—3 месяца) доба­ вочное увлажнение замечалось лишь на глубине до 10 см; глу­ бина была тем большей, чем меньшей задавалась первоначаль­ ная средняя влажность. На поверхности влажность принимала значения предела текучести или немного больше .

Размокаемость грунта зависит от минералогического со­ става и дисперсности его структуры. Насыщенный водой грунт может совсем не размокать, в то время как сухие образцы лёсса мгновенно распадаются при погружении в воду. П. А. Р е­ биндер объясняет коллоидное растворение глины в воде рас­ крытием плоскостей спайности в слоистых решетках глинистых минералов в результате адсорбции поверхностно-активных ве­ ществ из окружающей среды [126] .

Крупность фракций после распада зависит от начальной влажности породы. Лёссовидные суглинки при влажности 2— 4% превращаются в воде в пыль, а при 18—20% получаются более или менее крупные куски. Обычная крупность агрегатов после распада связного грунта 2—5 мм .

При сравнительно засоленных грунтах разрушительный ха­ рактер могут принимать такие факторы, как растворение и диффузионное выщелачивание составных частей породы .

По данным Лаборатории гидрогеологических проблем им. Ф. П. Саваренского, для некоторых мергелистых пород ин­ тенсивность диффузионного выщелачивания достигает 27—66 и д аж е 300 г в сутки с 1 м2 поверхности породы .

Компоненты твердой фазы глинистого грунта могут всту­ пать в реакции обменного разложения с солями в соприкаса­ ющихся с ними растворах. Количество поглощенных катионов определяет так называемую емкость поглощения в данных усло­ виях. Чем выше емкость поглощения, тем чувствительней грунты к изменениям окружающей среды. Высокой емкостью поглоще­ ния обладают монтмориллониты (от 60 до 120 мг-экв на 100 г сухой породы); мала емкость поглощения у каолинита (от 3 до 15м г-зкв). Характер поглощенных катионов оказывает су­ щественное влияние на морфологию и физические свойства породы. Поглощение щелочноземельных металлов (Са и Mg) способствует образованию агрегатов из отдельных частичек. Н а ­ оборот, катионы щелочей, в частности, натрия, увеличивают степень дисперсности (распыления) породы. Грунты сохра­ няют агрегатное состояние, пока в них имеются углекислые и сернокислые соли кальция .

Физическая природа связности грунтов чрезвычайно сложна .

Ее изучению постоянно уделяется большое внимание. Широкой известностью в этой области пользуются труды ряда советских исследователей. Изложим в свете их работ современные пред­ ставления о физической природе связных грунтов .

Глинистые породы как полудисперсные системы по своим физическим свойствам занимают промежуточное положение между жидкостями и твердыми телами, приближаясь к тем или другим в зависимости от прочности структурного каркаса .

Ж идкая фаза глинистых пород представляет раствор различ­ ных веществ. Взаимодействуя с минеральными структурными элементами, он оказывает влияние на свойства связного грунта .

Дисперсные частицы, несущие на своей поверхности отрица­ тельные заряды, не только притягивают катионы из окружаю­ щего раствора, но и оказывают поляризующее влияние на электрически нейтральные молекулы воды, определенным образом ориентируя их. Вокруг частиц образуется гидратная оболочка — пленка связанной воды .

Прочно связанный с частицей адсорбированный слой имеет совершенно отсутствующие у обычной воды свойства. Он прежде всего в той или иной степени приобретает черты твер­ дого тела. Давление через этот слой может передаваться только по нормали к его поверхности. При сближении двух частиц, каж дая из которых заключена в оболочку связанной воды, перекрытие гидратных слоев создает расклинивающую силу в виде ионного отталкивания. Расклинивающее действие гидратных пленок уравновешивает внешнее давление, стремя­ щееся сблизить между собой твердые поверхности, разделенные тончайшим слоем жидкости. При этом чем тоньше гидратный слой, тем больше эффект отталкивания ионных атмосфер [36] .

По данным Б. В. Дерягина, расклинивающее действие еще сохраняется при сравнительно большой толщине гидратной пленки (порядка 10~5 см). По мере возрастания толщины обо­ лочки связанной воды она все более утрачивает свои спе­ цифические свойства и приобретает качества обычной воды .

От толщины водных прослоек на участках контакта дисперсных частиц зависят механические свойства глинистых пород. С утоньшением прослойки воды возрастает прочность структуры. Н аи­ высшей прочности соответствует непосредственный контакт частиц на больших поверхностях .

Несмотря на генетические и минералогические различия, все глинистые породы обладают одним общим свойством связ­ ности, т. е. способностью сопротивляться разделению частиц и агрегатов. Наиболее существенная часть модели связного грунта может быть представлена как собрание мельчайших частиц и агрегатов, разделенных пленкой жидкости.

При этом действуют силы трех родов:

1) ван-дер-ваальсовы силы притяжения между молекулами твердых поверхностей и жидкой прослойки, которые у б ы в а ю т обратно пропорционально шестой степени расстояния;

2) силы отталкивания в результате расклинивающего дей­ ствия гидратных слоев;

3) силы, зависящие от структурных особенностей жидкости в слоях, граничащих с твердыми поверхностями .

При разделении частиц силы притяжения превышают силы отталкивания — возникает эффект сцепления. Действие моле­ кулярных сил притяжения проявляется в радиусе до 1—2 мк .

Именно такой ж е порядок имеет толщина оболочки связанной воды вокруг глинистых частиц .

При малой продолжительности деформации многие глини­ стые массы ведут себя как твердые тела. В то же время они обладают свойством тиксотропии — способностью резко пони­ жать свою связность при механических воздействиях и в по­ следующем восстанавливать ее .

При размыве глинистого грунта действует сложная система сил: вес и молекулярное притяжение препятствуют отделению частицы или агрегата; расклинивающее давление тонких слоев складывается с отрывающим гидродинамическим воздействием потока, а вязкость среды увеличивает сопротивление отрыву, затрудняя втекание воды в щель, образующуюся по мере от­ рыва частиц .

Сложная физическая природа связных грунтов определяет двойственный характер их поведения при взаимодействии с во­ дой. С одной стороны, глинистые породы отличаются большой сопротивляемостью размыву, замедляя насыщение потока на­ носами. С другой стороны, после взвешивания связные грунты распадаются на мелкие и мельчайшие зерна, которые создают высокую концентрацию наносов. В некоторых случаях при боль­ шом содержании воднорастворимых соединений и длительном воздействии потока глинистые породы разрушает даже незначи­ тельное течение .

В расчетах транспорта песчаных наносов их крупность обычно предполагается неизменной. В то же время при боль­ шой длине расчетного участка уже следует считаться с исти­ ранием частиц по пути. Этот процесс для условий речного по­ тока описывается известным уравнением Штернберга [64] d — d0e ~ ax, где do начальная крупность частиц; d — крупность частиц после продвижения их на расстояние х по длине потока .

Интенсивность истирания песчаных и глинистых частиц оце­ нивается параметром а.

Д л я твердых пород значения а уста­ навливаются по материалам Штернберга:

для известняка а = 4,4- 10_6 м-1, для гранита а = 2,2- 10“6 м-1, что отвечает уменьшению крупности частиц в 1,25 раза в пер­ вом случае через 50 км, а во втором — через 100 км .

3!

Измельчение глинистых частиц — более сложный процесс, чем истирание зерен песка. После отрыва от грунтового мас­ сива глинистые агрегаты не только истираются, но и распада­ ются в результате растворения в воде части цементирующих солей. Наблюдения за процессом измельчения связных грунтов были организованы нами в натурных условиях, в одном из шугосбросных лотков Невинномысского канала [61]. В качестве образцов связного грунта были взяты мелкозем почвенный и суглинок делювиальный. Грунт для размыва закладывался в состоянии естественной влажности. После пуска воды и на­ чала размыва при скорости течения 1,2 м/сек. в пяти сечениях лотка на длине 950 м фиксировались наибольшие и средние размеры агрегатов и отдельностей грунта .

При обработке данных нашего опыта применительно к урав­ нению Штернберга были получены следующие значения пара­ метра а в м-1:

для делювиального суглинка 573 • ЮЛ для почвенного мелкозема 175 • ЮЛ Эти данные позволяют количественно оценить тот очевид­ ный факт, что в случае рыхлых грунтов измельчение частиц совершается неизмеримо быстрее, чем твердых пород. В нашем случае на протяжении 250—350 м крупность агрегатов мелко­ зема и суглинка уменьшалась вдвое, а для того, чтобы прев­ ратить их в мелкодисперсную взвесь (крупностью 0,025 мм), требовался не такой уж большой путь — 1,5—2,5 км .

Хотя уже многое в природе глинистых грунтов выяснено, непосредственная оценка основных факторов их размыва в на­ стоящее время все еще невозможна. Необходимо использовать интегральный показатель, выражающий комплекс физико-технических свойств грунта, проявляющихся при взаимодействии с. потоком воды. Таким показателем является сцепление — как характеристика прочностных свойств глинистого грунта .

Сцепление оценивается по сопротивлению грунта сдвигу р с и разрыву /7Р (в кг/см2). Ц. Е. Мирцхулава выполнил деталь­ ные исследования свойств глинистого грунта, проявляющихся при его размыве [106]. Напряжение, которому подвергается грунт, под действием течения, может быть оценено как устало­ стная прочность на разрыв, которая определяется по величине вдавливания сферического штампа методом Н. А. Цытовича .

Предел выносливости глинистых грунтов при динамической нагрузке сначала с ростом числа циклов понижается, а затем приближается к постоянному значению

Pp. у 0^)

где — коэффициент понижения статической прочности; его значение для глинистых грунтов ненарушенной структуры в состоянии полного водонасыщения составляет:

при слитном сложении & = 0,22, д при агрегатном &д=0,16 .

Сцепление, возникающее при отрыве отдельностей неодно­ родного глинистого грунта, В. С. Истомина [57] выражает че­ рез крупность агрегатов

КГ1 2 СМ' ( L3)

где dso — диаметр агрегатов, получаемый при определении гра­ нулометрического состава грунта как размер фракций в мил­ лиметрах, меньше которых в породе имеется 80% частиц по весу .

При оценке сопротивляемости грунтов размыву необходимо учитывать изменчивость показателей прочности совокупности образцов, взятых из одного и того же массива породы. Отклоне­ ние показателей прочности от средних значений Ц. Е. Мирцхулава характеризует коэффициентом однородности где а/ — коэффициент, зависящий от расчетной вероятности f минимального сопротивления грунтов и принимающий зна­ чения а,- = 2,0 для / = 0,95, а/ = 3,0 для f = 0,99 .

На основе всестороннего изучения закономерностей и х а ­ рактеристик размыва связных грунтов разработан метод опре­ деления размывающих и допускаемых скоростей водного потока, принятый для проектирования ирригационных си­ стем [106] .

В практике не всегда можно провести достаточно подробное исследование грунтов, чтобы детально установить их физико­ механические характеристики. В этих случаях может оказаться полезной классификация основных типов рыхлых грунтов и поставленные им в соответствие ориентировочные показатели физических свойств. Общий характер рыхлых пород в основ­ ном зависит от содержания глинистых фракций, создающих ту или иную степень пластичности грунта при заданной в л а ж ­ ности. В свою очередь показателям пластичности, например на границе раскатывания, отвечает достаточно определен­ ная величина влажности. Данные о сцеплении, приведенные 3 Заказ №24 Ц. Е. Мирцхулава, в сочетании с общепринятыми показателями физических свойств позволяют систематизировать типичные разности рыхлых грунтов (табл. 2) .

Таблица 2 Т ипичны е разности р ы хл ы х гр ун то в

–  –  –

Сложная природа и противоречивые свойства связных грун­ тов в полной мере проявляются при взаимодействии с потоком воды и не поддаются пока обобщенным характеристикам .

Наше внимание в дальнейшем будет сосредоточено на тех свойствах глинистых пород, которые оказывают определяющее влияние на русловой процесс .

§ 4. М о р ф о л о г и ч е с к а я т и п и з а ц и я р у с л о в ы х проц ессов Деформируемое русло и заключенный в нем поток воды, со­ держащий наносы, могут быть в принципе представлены как сложная динамическая система руслового процесса. Его кон­ кретная реализация в природе зависит от сочетания руслофор­ мирующих факторов, а на отдельно взятом участке сформиро­ вавшегося потока — от концентрации в нем наносов и относи­ тельной подвижности русла. В однородных легкоподвижных грунтах доминирует первый фактор. Существует связь на­ грузки потока наносами и формы русла. Расход наносов в этих условиях становится узловым критерием руслового процесса, отвечающим смене его качеств [56, 81]. Механизм взаимодей­ ствия потока и русла еще не настолько изучен, чтобы рассмат­ ривать их в единстве, как динамическую систему, меняющую свои фазовые состояния под действием внешних факторов. Од­ нако уже накоплено достаточно данных для того, чтобы оце­ нить роль отдельных звеньев в рассматриваемой системе .

К числу их относится транспортирующая способность потока, т. е. предельная концентрация наносов, которую он еще может поддерживать во взвешенном состоянии, без качественного перехода одного типа руслового процесса в другой .

Формирование русла является саморегулирующимся про­ цессом— регулирование осуществляется через транспортирую­ щую способность. Если количество поступающих на участок реки наносов меньше его транспортирующей способности, не­ избежен размыв дна. И, напротив, когда нагрузка потока на­ носами больше его транспортирующей способности, наблюдается заиление. В случае равенства этих величин русло не претер­ певает односторонних изменений, если не считать местных де­ формаций, вызванных перемещением русловых образований .

Рассматривая более или менее значительные участки по­ тока, А. В. Караушев различает следующие основные типы речных русел [65]: 1) устойчивые, 2) размываемые, 3) заиляемые и 4) равновесные, или динамически устойчивые .

Приведенная динамическая классификация речных русел может рассматриваться как предпосылка их морфологического исследования. Гидролого-морфологический метод изучения пе­ реформирований русла получил развитие в работах К. И. Рос­ сийского и И. А. Кузьмина, Н. И. Маккавеева, а также в от­ деле русловых процессов ГГИ (Н. Е. Кондратьев и И. В. П о­ пов) .

Перемещение частиц грунта в потоке воды — одна из слож­ ных форм движения сыпучей среды. Безостановочное переме­ щение частиц во взвешенном или влекомом состоянии прерыва­ ется замедлением и д аж е полной приостановкой движения .

Дискретность — важнейшее свойство руслового процесса [76] .

Оно выражается в том, что морфология русла расчленяется на структурные элементы, а процесс перемещения наносов — на отдельные элементарные процессы. Проявления сплошной среды в речных потоках сочетаются с дискретностью русловых форм .

Как показал Н. Е.

Кондратьев [75], в русле рек следует различать три структурные группы морфологических образо­ ваний:

м и к р о ф о р м ы — мелкие массовые рифели песчаного дна или выступы глинистых агрегатов, образующие поля шерохо­ ватости; их размеры обусловлены масштабами турбулентности потока, крупностью частиц и структурой грунта;

м е з о ф о р м ы — средние формы рельефа русла, соизмери­ мые с его основными масштабами, обладающие относительной инертностью и способностью воздействовать на скоростное поле потока (гряды и побочни — элементы речных перекатов);

м а к р о ф о р м ы • наиболее — крупные морфологические звенья речного русла и поймы, включающие полный комплекс элементов, которые определяют строение русла на участке реки (излучины, многорукавные узлы, группы перекатов и т. п.) .

При анализе переформирований русла равнинных рек вы­ деляются следующие типы руслового процесса .

3*

1. Глубинная эрозия русла при отсутствии руслоформирую­ щих отложений в пределах размываемого участка (рис. Т а) .

2. Ленточные гряды в прямолинейном русле (рис. 7 б). П е­ реформирования дна совершаются в виде сползающих по нему крупных песчаных гряд, пересекающих русло по всей его ши­ рине. Скорости сползания составляют 200—300 м в год. В преР и с. 7. Т и п ы р у с л о в о го п р о ц е сса .

б —д — по Н Е Кондратьеву и И В П.... опову, — дополнение автора .

а —е делах гряды течение потока неравномерное. Плановые дефор­ мации русла незначительные. Ленточные гряды формируются в относительно глубоких потоках .

3. Побочни и несимметричные гряды в слабо изогнутом русле с относительно устойчивыми берегами (рис. 7 в). Перенос и сползание гряд наблюдаются в половодье. При обсыхании в межень повышенных частей гряд у берегов и некотором углублении их средней части создается типичная перекатная форма дна при шахматном расположении побочней .

Гряды, сложенные из подвижных донных отложений, сме­ щаются вниз по течению без задержек со скоростью десят­ ков — сотен метров в год. Берега размываются без искривления и относительно равномерно, что ведет к расширению русла .

К. И. Российский, прослеживая описываемый процесс, показы­ вает, что это расширение носит периодический характер .

На определенной стадии оно сменяется сужением русла после отторжения одного из побочней. Оставленный потоком рукав постепенно отмирает, а отторгнутый побочень соединяется в один массив с противоположным берегом. С этого момента в узком русле возобновляется процесс расширения .

4. Развитие излучин (меандрирование) (рис. 7 г). При недо­ статочно устойчивой береговой линии движение побочней при­ водит к искривлению русла. Если русло стеснено склонами или террасами долины, меандрирование остается ограниченным .

При сползании излучины перерабатываются пойменные мас­ сивы в пределах так называемого пояса меандрирования .

Отсутствие ограничений в плановых деформациях создает условия для свободного меандрирования. Развитие излучины при этом завершается образованием петли русла и прорывом перешейка в месте наибольшего сближения вершин изгиба .

Русло спрямляется, оставляя в стороне серповидные старицы .

Иногда прорыв перешейка начинается на ранней стадии развития излучины и развивается не в вершине ее, а по на­ правлению стягивающей хорды (незавершенное меандрирова­ ние) .

5. Блуждание и многорукавность русла (рис. 7 д ). Поток с. большим содержанием наносов образует широкое распла­ станное русло. По его дну сползают разобщенные гряды бар­ ханного типа. Обсыхая в межень, они образуют осередки, ко­ торые после зарастания деревьями и кустарником превраща­ ются в острова; создается многорукавность русла .

При паводочном многопиковом режиме расходов барханные гряды каждый раз обсыхают в новом положении. Меженный поток блуждает между осередками, меняя рисунок протоков при каждом спаде уровня. Блуждание — крайняя степень не­ устойчивости русла .

6. Необратимая аккумуляция наносов вблизи общего или ме­ стного базиса эрозии (рис. 7 е ). Типы руслового процесса 2—5, которые здесь излагались в менее детализированном виде, были выделены Н. Е. Кондратьевым и И. В. Поповым [76, 119]. Эти типы относятся к участкам динамического равновесия, где по­ ступление и удаление наносов практически сбалансированы, а коренные породы русла покрыты чехлом руслоформирующих отложений. В естественных условиях установившиеся обрати­ мые деформации преобладают на всем протяжении реки .

Исключение составляют верховья, где происходит врезание русла, и устье, в котором необратимо аккумулируется взвесь, принесенная потоком. Первый и последний типы руслового процесса выделены нами с тем, чтобы привести в соответствие динамическую классификацию речных русел и морфологическую типизацию русловых процессов. Такое соответствие становится особенно необходимым для изучения проблем регулирования и переброски стока.' При коренном изменении водного режима существенно меняется и режим русловых деформаций. Про­ цессы глубинной эрозии распространяются на значительное лротяжение реки, а участки необратимой аккумуляции возни­ кают в каждой зоне подпора водохранилища или ступени к а ­ скада. Эрозионно-аккумулятивные процессы в условиях каналов и зарегулированных рек будут особо освещены ниже .

Гидролого-морфологический анализ приводится на основе карт речного русла. Предпочтительно использовать аэрофото­ съемку, позволяющую не только ограничиться минимальным объемом наземных геодезических и гидрометрических работ, но и получить более детальные представления о русловом процессе .

Динамика русловых переформирований прослеживается по со­ поставленным и совмещенным планам прежних лет. При этом удается выявить признаки опознавания того или иного типа руслового процесса и установить тенденцию развития, типичные размеры и шаг повторяющихся форм. Деформации русла рас­ сматриваются в тесной связи с гидрологическим режимом .

На рис. 8 приведены совмещенные планы Верхне-Андреевского переката Нижней Зеи. Они составлены на основе двух съемок 1957 г., произведенных с интервалом в 2 месяца. За этот период прошел один высокий паводок (до 4 м) на фоне четырех менее значительных подъемов уровня. Мощность паводочного потока была достаточной, чтобы оставить свои заметные следы на поверхности речного ложа. Совмещенные планы дают от­ четливое представление о строении рельефа многорукавного пе­ счаного русла, его деформациях и скоростях сползания русло­ вых форм (они составляли около 50 м в м есяц) .

Гидролого-морфологический анализ позволяет получить не­ обходимое качественное представление об особенностях русло­ вого процесса, чтобы учесть их в проектах использования рек .

Менее определенными при этом оказываются количественные характеристики развития и перемещения русловых форм. Ко­ нечно, существует связь размеров, профиля и скоростей переме­ щения целых русловых форм с динамикой потока и характе­ ристиками грунтов дна. Но эта связь представляет собой множественную корреляцию сложно взаимодействующих ф ак­ торов — геологических, гидрологических и гидродинамических .

Мы еще не имеем достаточного количества данных, чтобы оце­ нить их совместное проявление корреляционно-статистическими методами; с их помощью можно получить количественные характеристики лишь наиболее общих проявлений руслового процесса. Но в инженерной практике наиболее часто возникает необходимость оценки русловых деформаций на участке конкрет­ ного потока при заданных в проекте гидравлических условиях .

В этом случае расчет должен быть построен на динамической основе баланса наносов и транспортирующей способности по­ тока .

–  –  –

где z — отметка дна, Р — элементарный расход наносов (в по­ ристом теле), х — продольная координата .

Это уравнение может дать лишь приближенный результат .

В нем не учтен поперечный перенос наносов, пространственная z

-*

–  –  –

структура русловых форм и другие детали механизма переме­ щения частиц и осреднения гидравлических элементов. Но по­ грешности гидравлического расчета легче поддаются конкрети­ зации, чем случайные отклонения в корреляционно-статистических зависимостях, непосредственно характеризующих динамику целых русловых форм. При использовании уравнения (1.5) уже теперь мы можем располагать более или менее надежными з а ­ висимостями для транспортирующей способности потока и на­ сыщения его наносами. Эти зависимости позволяют теоретиче­ ски оценить изменение расхода наносов вдоль реки, а, значит, получить величину размыва или заиления русла .

Г Л А В А 11

РУСЛОВОЙ РЕ Ж И М РЕК И КАНАЛОВ П РИ П Е Р Е Б Р О С К Е СТОКА

§ 1. Г и д р о л о г и ч е с к и е у с л о в и я к а н а л о в и зарегулированны х рек Коренное перераспределение водных ресурсов во времени и пространстве — основа современного регулирования стока .

Перераспределение вод во времени обеспечивают системы сезон­ ного пли многолетнего регулирования стока. В их состав входят крупные водохранилища, которые наполняются при наступлении паводков и половодий, чтобы пополнить питание рек и каналов в маловодные периоды. Пространственное перераспределение водных ресурсов достигается межбассейновой переброской стока по водопроводящим каналам и руслам. В том и другом случае для формирования нового гидрологического режима водотока решающее значение имеют гидрографы зарегулированных рас­ ходов воды. Если в естественных условиях внутригодовое рас­ пределение стока задано климатическими условиями области питания, то режим зарегулированных рек и каналов отражает особенности комплексного использования воды в различных от­ раслях народного хозяйства. Каналы, доставляющие воду от ис­ точника орошения к орошаемым массивам, пропускают основной объем стока в летний период, а в остальное время подают лишь небольшие расходы. Напротив, в гидроэнергетических системах водные запасы используются более равномерно, особенно при промышленно-транспортном потреблении энергии .

Строительство гидроузлов на реках вносит существенные из­ менения в их гидрологический режим. Эти изменения могут иметь положительный и отрицательный характер. Положитель­ ные изменения обычно обеспечиваются основным назначением построенных сооружений. Что же касается отрицательных явле­ ний, то они часто наступают в виде косвенных последствий вмешательства человека в природу. В сложном комплексе воз­ никающих при этом вопросов для нас представляют интерес изменения гидрологического режима, связанные с русловыми процессами .

На современном этапе комплексного использования водных ресурсов наибольшее распространение имеет сезонное регулиро­ вание стока в пределах одного бассейна (каскады ГЭС на Волге и Днепре, водохранилища и ГЭС на Каме, Куре, Иртыше, Дону, в Средней Азии и на Кавказе). Водохранилища коренным обра­ зом изменяют гидрологический режим рек и тем значительнее, чем больше их регулирующая емкость. Характер и масштабы наступающих изменений зависят от конкретных геоморфологи­ ческих и физико-географических факторов бассейна. Описание этих преобразований во всей их полноте не входит в нашу з а ­ дачу. Мы укажем лишь отдельные черты преобразованного ре­ жима речных потоков на примере Нижнего Дона, Большого Егорлыка и других объектов .

0.м3 /сек .

О

–  –  –

В естественных условиях сток Нижнего Дона отличался край­ ней неравномерностью, характерной для рек с весенним снего­ вым половодьем и грунтовым питанием в остальное время. После создания Цимлянского водохранилища гидрограф в нижнем бьефе стал значительно равномернее: расходы в период поло­ водья снизились,,а в межень повысились в 2,5—3 раза (рис. 10) .

Особенно существенные изменения претерпел режим весеннего половодья. Резко снизилась повторяемость весенних расходов, затопляющих пойму, а максимальные подъемы уровня малой повторяемости, после трансформации расходов водохранилищем, как правило, не достигают бытовой высоты. В отдельные годы весеннего половодья не бывает вовсе .

Нагрузка ГЭС не остается постоянной в течение сезонов, недель и суток. Это создает сложный ход уровней и расходов на фоне зарегулированных средних значений .

На приплотинном участке нижнего бьефа, в зоне неустановившегося движения, наблюдаются колебания уровней, связан­ ные с неравномерностью нагрузки ГЭС в течение суток и отдель­ ных дней недели. Зона неустановившегося движения прослежи­ вается на значительном расстоянии от плотины. Режим потока здесь испытывает влияние волн перемещения водных масс при периодических колебаниях расходов. Эти сложные явления при­ водят, в частности, к неоднозначности кривых зависимости рас­ ходов от уровня Q = f ( Я ). При этом для одного и того же уровня расходы на подъеме могут быть в 1,5—2 раза выше, чем на спаде. Наполнение русла за пределами зоны неустановившегося движения определяется среднесуточным расходом. Но это вовсе не означает, что на реке наблюдается та же обстановка, что и в условиях естественного режима при том же расходе воды .

Водохранилище осветляет воду от наносов. Размывающая способность осветленного потока возрастает по сравнению с т а ­ ковой в бытовых условиях. Возникают предпосылки для усилен­ ной эрозии на приплотинном участке и активизации русловых процессов на остальном протяжении .

После зарегулирования стока водохранилищами в гидроло­ гическом режиме рек большое значение приобретают изменения температуры потока. Зимой за счет теплоотдачи грунтов дна со­ храняется достаточно высокая температура в глубинных слоях водохранилища: перед вскрытием реки она составляет 2,5—3,0° .

При поступлении относительно теплой воды из водохранилища ниже плотины сохраняется незамерзающая полынья иногда длиной 20—30 км. Полынья становится «фабрикой шуги», соз­ дающей зажоры ниже по реке. Повышенная температура воды весной ускоряет разрушение льда в нижнем бьефе .

А. В" Серебряков [137] исследовал влияние температуры воды на русловой режим нижних бьефов .

При попусках из водохранилища летом температура потока оказывается ниже бытовой (на рис. 10 приведены данные по створу, удаленному от плотины на 100 км). Снижение темпе­ ратуры воды благоприятно отражается на состоянии русла, так как при этом способность потока перемещать наносы возрас­ тает, а захватывать их — уменьшается (устойчивость дна повы­ шается) .

Если в нижних бьефах гидроузлов в какой-то мере сохра­ няются естественные гидрологические условия, то при переброске стока по каналам и речным руслам из одного бассейна в другой основные элементы гидрологического режима формируются все­ цело на искусственной основе. Это прежде всего относится к гидрографу водотоков. Им становится график изъятия расхо­ дов из источника водозабора — непосредственно из реки или водохранилища, регулирующего сток .

На рис. 11 приведен график расходов воды в Невинномысском канале. Режим водозабора в него всецело зависит от вод­ ности р. Кубани. График расходов в концевой части Невинномысского канала служит входным гидрографом для переброски стока по руслу р. Большого Егорлыка. Кроме поступления воды из Невинномысского канала, Большой Егорлык получает под­ питку из Сенгилеевского водохранилища. Оно наполняется в период избыточной водности на Кубани и сглаживает сезон­ ную, а отчасти и многолетнюю неравномерность водозабора. Есте­ ственный гидрограф Большого Егорлыка наложен на график искусственного режима (рис. 11). В естественных условиях река Большой Егорлык (площадь бассейна 15 300 км2) обладала незначительной водностью — в среднем всего 210 млн. м3 в год .

Основной объем стока (70%) проходил весной, в период снего­ таяния. Остальная часть стока была дождевого происхождения .

Основную часть питания река получает лишь в верховьях, в увлажненной зоне Ставропольского плато, где выпадает в сред­ нем 500—550 мм в год .

–  –  –

При переброске кубанских вод образовалась, по существу, новая водная артерия. Ее сток увеличился почти в 10 раз. Искус­ ственный поток был создан в естественном русле. Речная долина, которая еще недавно находилась в состоянии эрозионного покоя, превратилась в русло мощного потока и стала ареной бурных эрозионных процессов .

На искусственных водотоках сложился своеобразный терми­ ческий режим. Он характерен прежде всего возникновением многочисленных очагов шугообразования на порогах и быстро­ токах. Скопления шуги и льда в некоторых случаях создают опасность закупорки каналов, прорыва дамб и затопления мест­ ности. На Невинномысском канале в пределах глубоких выемок возникали пробки из льда, просевшего до дна под тяжестью снежных заносов .

В зоне влияния искусственных водотоков устанавливается но­ вый гидрогеологический режим. Под каналами и обводненными руслами формируется линза фильтрационных вод, которая затем растекается далеко в стороны и подтопляет окружающую мест­ ность. Под действием гидродинамического давления наблюдается подъем уровня и бытовых грунтовых вод. Он продолжается до определенного предела, пока испарение и транспирация грунто­ вых вод не сравняются с расходом фильтрации из канала. При неблагоприятном развитии гидрогеологических процессов может наблюдаться заболачивание местности и засоление земель .

Водопроводящие каналы и русла нарушают естественные условия местного стока. Они разрезают гидрографическую сеть окружающей территории. При этом воды со склонов и ручьев, как правило, принимаются в каналы, а более крупные ливневые водотоки пропускаются под ними в трубах .

Однако не всегда удается гармонично сочетать переброску воды транзитом с отводом жидкого и твердого стока, поступаю­ щего с местного водосбора. Известны случаи переполнения ка­ налов, образования в них конусов выноса наносов и прорыва бор­ товых дамб .

Контрастные изменения гидрологического режима можно на­ блюдать на реках, используемых в качестве водоприемников при осушении земель. С. Я- Дудинский (Управление гидрометслужбы БССР) обследовал группу рек Белоруссии после проведения ме­ лиоративных работ. Состояние одной из них — р. Лобжанки — типично для малых водотоков осушаемой зоны .

Река Лобжанка (длина 62 км, площадь водосбора 480 км2) протекает по заболоченной территории, имеет развитую пойму и отличается большой извилистостью русла. После спрямления длина реки сократилась на 8 км, а русло превратилось в одно­ образный канал глубиной 2—2,5 м. Пойма осушена, спланиро­ вана и очищена от кустарниковой растительности. Казалось бы, было сделано все, чтобы облагородить приречные земли. Однако выполненные работы привели к неблагоприятным последствиям .

В результате уровень грунтовых вод понизился на 1— 1,5 м. З а ­ метно снизилась и высота стояния грунтовых вод по склонам долины, где резко упал дебит колодцев, предназначенных для водоснабжения. Многие мелкие притоки прекратили свое суще­ ствование. Понижение базиса эрозии вызвало размыв русла бо­ ковых рек и смыв почвы со склонов долины. В пойме верхний торфянистый грунт иссушился и превратился в легкоразвеваемую ветром пыль. Вместо лугов на пойме вырастают сорняки, малотребовательные к почвенной влаге. Резко нарушился и вод­ ный режим реки. Теперь при снеготаянии вода быстро поступает в русловую сеть. Увеличивается высота и скоротечность весен­ него половодья, зато в остальное время сток заметно сокра­ щается. Наблюдается обеднение речной фауны .

Причина отрицательных последствий заключается в наруше­ нии условий саморегулирования процессов, составляющих при­ родный комплекс осушаемой зоны. Этот недостаток будет пре­ одолен в результате двустороннего регулирования водного ре­ жима, которое внедряется на мелиоративных системах .

Изменение условий формирования твердого стока — одна из наиболее характерных особенностей водопроводящих кана­ лов и русел. В бытовом состоянии рек их твердый сток образуют преимущественно взвешенные наносы — продукты эрозии поверх­ ности бассейна. В зарегулированные реки и каналы наносы по­ ступают в основном из источника водозабора и от размыва русла. В каналах общий фон мутности следует за изменением концентрации наносов в питающей реке. Можно в качестве при­ мера указать оросительные системы в низовьях Амударьи. Мут­ ность воды в каналах-распределителях, испытывая незначитель­ ные местные отклонения, почти синхронно воспроизводит концентрацию взвешенных наносов источника орошения [133] .

В руслах рек, пропускающих расходы при переброске стока, развиваются процессы направленной эрозии. Она и поставляет основную часть наносов .

С точки зрения общих условий руслового режима при пере­ броске стока следует различать: 1) каналы с ограниченно де­ формируемым руслом и 2) каналы и обводненные реки со сво­ бодно формируемым руслом .

Каналы первой группы отличаются относительной стабиль­ ностью поперечных сечений и очертаний в плане. При этом русла не имеют сплошного крепления; лишь на поворотах и ответ­ ственных участках откосы, а иногда и все сечение защищают от размыва бетонным покрытием. Д л я ограничения продольных уклонов устраивается система перепадов, фиксирующих задан­ ные отметки дна. Система ливнеспусков и нагорных каналов з а ­ щищает русло от повреждения в результате ливневого стока .

Устройство боковых водосливов обеспечивает быстрое опорожне­ ние канала в случае закупорки его скоплениями шуги или на­ носов, поступивших во время ливня с ближайших склонов .

Реки и каналы второй группы свободно формируют свое русло частью в искусственных выемках, частью в естественных ложбинах и долинах. Создается лишь минимальное количество сооружений, ограничивающих деформации дна и берегов .

Учитывая различие геоморфологических и гидравлических условий на трассах переброски стока, рассмотрим раздельно раз­ витие русловых процессов в каналах и реках каждой группы .

§ 2. Р е ж и м о гр а н и ч е н н о д е ф о р м и р у е м ы х р усел каналов Относительную стабильность ложа каналов могут создавать по крайней мере два фактора: устойчивость грунтов против раз­ мыва и высокая мутность воды, забираемой из основного источ­ ника питания. В первом случае предполагается, что канал про­ ходит в трудноразмываемых связных грунтах, так что осветлен­ ный поток, поступающий из водохранилища, не в состоянии су­ щественно деформировать русло. Во втором случае ложе канала находится в состоянии динамического равновесия, при котором происходят обратимые деформации дна и медленные изменения очертаний русла в плане .

И те, и другие условия ограниченных деформаций можно найти на каналах действующих водохозяйственных систем .

Основные закономерности русловых деформаций в устойчивых грунтах рассмотрим на примере Невинномысского канала (он был объектом наших натурных наблюдений) .

Русловой режим Невинномысского канала

Невинномысский канал по проекту рассчитан на транзитную подачу из р. Кубани расхода 75 м3/сек. для орошения и обвод­ нения засушливых земель Предкавказья. Уже при современном уровне развития орошения в засушливые годы ощущается недо­ статок водных ресурсов канала, который лишь частично компен­ сируется запасами воды Сенгилеевского водохранилища. При дальнейшем расширении орошаемых площадей неизбежно по­ требуется увеличить водозабор в канал. В связи с этим воз­ никла необходимость изучения вопроса о повышении пропуск­ ной способности канала, имея в виду состояние его русла, гео­ логические и гидравлические условия трассы. С этой целью в 1963 г. было проведено сплошное обследование русла канала .

Комплекс выполненных полевых работ включал:

— определение средних скоростей течения вертушкой в трех вертикалях (стрежневой и двух береговых);

— промеры глубин и нивелировку поперечных сечений и уровня на характерных участках;

— инженерно-геологическое и геоботаническое описание трассы .

Длина Невинномысского канала 49 км, из них в туннеле — 6 км (рис. 2). При расходе 75 м3/сек. ширина русла составляет 32—33 м, максимальная глубина до 4 м, скорость течения 0,95— 1,05 м/сек., уклон 0,00014, Поперечное сечение канала — полиго­ нальное с переменным заложением откосов (рис. 12) .

При водозаборе в канал поступают только взвешенные на­ носы р. Кубани крупностью не более 0,25 мм. Донные наносы задерживаются перед высоким порогом водозаборного шлюза и периодически удаляются через промывные галереи в нижний бьеф реки. Таким образом, нагрузка потока наносами оказы­ вается во много раз ниже его транспортирующей способности при сравнительно высоких скоростях течения, что, несомненно, благоприятствует эрозионным процессам. Если же они не по­ лучили значительного развития, то это объясняется устойчи­ востью грунтов, из которых сложено русло .

На протяжении первых 10 км трасса канала проходит по над­ пойменной террасе Кубани, постепенно удаляясь от реки к от­ рогам Ставропольского плато. На этом начальном участке канал дюкером пересекает русло одного из притоков Кубани и обра­ зует двадцатиметровую ступень сосредоточенного перепада, на котором построена ГЭС. Далее трасса канала пролегает по делювиальному шлейфу Ставропольского плато и отклоняется от его неустойчивого склона лишь на протяжении 2,5 км. Перво­ начальное русло здесь образовано дамбой по левому борту ка ­ нала и естественным профилем склона .

Водораздел Кубани и Большого Егорлыка канал преодоле­ вает посредством гидротехнического туннеля, пробитого на глу

–  –  –

бине 60 м. З а туннелем трасса канала подведена к Большому Егорлыку по склону долины одной из впадающих в него балок .

Сброс канала в русло реки осуществлен посредством быстро­ тока с консольным перепадом .

Характерную особенность геологических условий трассы ка ­ нала составляет неглубокое залегание майкопских глин. В пре­ делах кубанских, террас они прикрыты небольшим слоем суг­ линка и песчано-галечных отложений, а далее — делювиально­ аллювиальной толщей тяжелых и средних суглинков. Повсюду кровлю майкопских глин образуют их элювиальные разновид­ ности. Майкопская глина относится к третичным отложениям .

С инженерно-геологической точки зрения эта горная порода весьма своеобразна. Невыветренная майкопская глина при есте­ ственной влажности обычно не размокает, способна выдержи­ вать значительные давления и ведет себя под водой как вполне скальный грунт. Однако в откосах выемок майкопская глина подвергается интенсивному выветриванию. Высыхая, порода рас­ падается на мелкие чешуйки и образует осыпи рыхлого мате­ риала. Выветренная толща — разновидность элювия майкопских глин — благоприятствует развитию оползневых явлений .

Верхняя часть профиля канала расположена в слое делю­ виальных суглинков, достаточно устойчивых при размыве. Нижияя часть поперечного сечения повсюду вскрывает пласт май­ копских глин. Они такж е неподатливы размыву, но их элювиаль­ ная кровля очень ослаблена, размокает в воде и приобретает способность к оползанию. В конечном счете этим объясняются все нарушения общей устойчивости откосов. Рассмотрим типич­ ные деформации поперечного сечения канала .

Р а з м ы в о т к о с о в. Несмотря на разнообразие геоморфо­ логических условий трассы русло канала проложено в устой­ чивых против размыва грунтах. Именно это обстоятельство по­ зволило при строительстве оставить откосы без крепления, хотя расчетные скорости течения воды в канале было достаточно высоки (1 м/сек.). К а к показало сравнение первоначальных и контрольных профилей, нижняя часть смоченного периметра действительно находится в устойчивом состоянии и значитель­ ных деформаций не получила. Верхняя же приурезная часть в зоне переменных уровней, образованная насыпным грунтом, подвержена размыву (рис. 12). Здесь вместо откоса 1 : 1,5 обра­ зуется вертикальная стенка («подсечка») высотой 0,5— 1,5 м и наблюдается деформация береговой линии в плане. К а к пра­ вило, эти изменения приурочены к изгибам канала, к его вогну­ тым берегам .

Размыв откосов заметно усиливается при ветровом, волнении .

Д ля характеристики явления представляют интерес совмещен­ ные графики среднесуточных величин скорости ветра и мутности воды в Право-Егорлыкском канале (его откосы сложены из тех же грунтов, что и на Невинномысском канале)1. Рисунок 13 от­ ражает, в общем, синхронность повышения мутности в канале и увеличения скорости ветра, хотя общая тенденция уменьшения мутности к концу лета сохраняется и при ветрах. В среднем мутность потока при ветре 5—6 м/сек. почти в два раза выше, чем в штилевую погоду. Таким образом, ветроволновая эрозия каналов, построенных в открытой местности, не уступает раз­ мывающему воздействию потока. Действие течения и волн на откосы канала усиливается гидрохимической коррозией грунта — делювиальных суглинков, содержащих воднорастворимые соли .

В Право-Егорлыкском канале наблюдался максимум минерали­ зации воды, приуроченный к участкам размыва. Выщелачива­ ние солей изменяет структурное состояние грунта, разрушает связи между агрегатами и создает крупные поры. По данным Ц. Е. Мирцхулава, динамическая прочность на размыв выщела­ чиваемых грунтов в два раза ниже, чем для глинистых пород, более устойчивых против выщелачивания воднорастворимых солей .

Гидрохимическая коррозия, ка к один из факторов деформа­ ций русла, до последнего времени оставалась вне поля зрения

–  –  –

каемые выступы береговой линии, которые отклоняют поток к противоположному берегу, усиливая его размыв и смещение в плане (рис. 14) .

Л о к а л ь н о е з а и л е н и е р у с л а. На отдельных участках канала, главным образом в зонах подпора и на выпуклых бере­ гах, наблюдается отложение наносов, объемы которых были значительными в первые годы эксплуатации, когда происходило заполнение излишних емкостей канала, особенно на участках бортовых дамб. Постепенно в этих местах образовался профиль динамического равновесия и заиление прекратилось .

Л и в н е в а я э р о з и я. Проложенная по склону плато трасса канала находится на пути движения ливневых вод. Для про­ пуска их на канале построено более 10 ливнеспусков, рассчитан­ 50ных на расходы 30— 70 м3/сек. Схема типичного ливнеопасного участка приведена на рис. 15. Здесь нами зафиксированы лив­ невые расходы до 40— 50 м3/сек. Необходимо отметить, что ем­ кость пруда, построенного выше по долине балки, регулирует ливневой поток, срезая пик расходов. Однако, расположение буферной емкости выше ливнеспуска оправдывает себя только в том случае, если устойчивость плотины и пропускная способ

<

Рис. 14. О бразование пл охообтекаем ой береговой линии в канале .

ность водосброса рассчитаны надежно и отвечают условиям ре­ гулирования ливневого потока. В противном случае угроза про­ рыва плотины не только не ослабляет, но и усиливает лнвнеопасность. Если на достаточно крутых склонах, лишенных рас­ тительности накапливается рыхлый материал, ливни приводят к образованию селевых потоков. Грязевая масса селя завали­ вает отверстия ливнеспусков и вторгается в каналы, вызывая их закупорку и переполнение. Так, один из селевых потоков в Ферганской долине (Узбекистан), спускаясь по склону, после­ довательно перекрыл несколько каналов. И х воды прорвали бе­ реговые валы и сплошным потоком вышли на хлопковые поля .

Разработка надежных мероприятий по защите каналов от ливневых и селевых потоков особенно важна для горных районов .

Зарастание канала камыш ом и тростником наблюдается в приурезных полосах шириной до 0,8 м. К а к 4* 51 правило, полоса растительности предохраняет откосы от раз­ мыва. Сколько-нибудь заметного отрицательного влияния Камы­ шевых зарослей в виде увеличения шероховатости ложа канала выявить не удается, так ка к зарастанию подвергалась незначи­ тельная часть русла. Вместе с тем следует подчеркнуть, что в местах, особенно подверженных размыву, камыш не произ­ растает из-за повышенных скоростей течения. Поэтому рассчи

–  –  –

тывать на биологическое крепление откосов на Невинномысском канале было бы неправильным .

Гидравлические характеристики Невинномысского канала по результатам обследования представлены на рис. 16. Коэффи­ циенты шероховатости вычислялись по формуле Шези-Маннинга на основе измеренных средних скоростей течения v и уклонов свободной поверхности / д2/3у1/2 К а к видно из графика, коэффициент шероховатости в общем имеет значения, характерные для земляных русел ( п = 0,020 -тг-0,025). Д ля сходных условий содержания каналов те же пре­ делы изменения коэффициентов шероховатости были получены С. X. Абальянцем [1], М. М. Дидковским и И. А. Родионо­ вым [38] .

Повышение коэффициентов шероховатости наблюдается на участках размыва, где возникают плохообтекаемые формы бе­ регов и дна .

После обследования был сделан вывод о достаточной устой­ чивости ложа канала. Если не считать деформаций от оползней и возмущений потока, повсюду сохраняются строительные про­ фили поперечных сечений. За 25 лет эксплуатации канала объем размыва его откосов составил 80 000 м3. При выборочном креW m bic. м 3 им/сен. п 0,020

-0,015 1,0 0,010 0,5 О <

–  –  –

плении откосов на отдельных участках пропускная способность русла канала может быть увеличена на 15— 20% .

И так, на Невинномысском канале, несмотря на устойчивость грунтов его ложа, русловой режим имеет эрозионный фон. Оче­ видно, эрозия неизбежна во всех случаях, когда в русло посту­ пает сравнительно мало нагруженный наносами поток .

–  –  –

При свободном формировании русла решающее значение приобретает различие геологических условий. В каналах, где общие деформации искусственно или естественно ограничены, стабилизация русловых форм обеспечивается на всем протяже­ нии водотока. При свободном формировании русла сооружения контролируют лишь отдельные его участки. На основном же протяжении трассы русловой режим определяется рельефом местности, литологическим составом пород и мощностью вновь созданного потока .

Рассмотрим особенности руслового процесса в песчаных и глинистых грунтах на примере осуществленных трасс пере­ броски стока .

Формирование русла Каракумского канала

Каракумский канал — величайшая водная артерия, создан­ ная в песчаной пустыне. Впервые в мировой гидротехнической практике осуществлена переброска больших масс воды на огромное расстояние (800 км ) от Амударьи в предгорья Копетдага и окрестности г. Ашхабада .

Из Амударьи вода поступает по двум подводящим каналам, которые соединяются у головного сооружения бесплотинного во­ дозабора. Первые 40 км нового водного тракта образуют рас­ ширенное русло существовавшего канала. Затем трасса канала проложена по впадине Келифского Узбоя, превратившейся в день озер, которые играют роль отстойника для осаждения наносов. За Келифским Узбоем канал пересекает песчано-глини­ стую равнину Обручевской степи и вступает в область бархан­ ных песков Кара-Кумов. При создании русла канала ши­ роко использованы естественные впадины между барханами .

Поэтому наряду с участками, где русло имеет инженерный про­ филь, на большом протяжении канал представляет собой цепь разливов и озер, соединенных короткими прорезями .

Первая очередь канала введена в эксплуатацию в. 1959 г .

Русловые переформирования на канале начались сразу же, ка к только в нем появилось течение. Прежде всего происходил интенсивный размыв откосов с обрушением в поток больших масс песка, из которых в русле формировались подвижные побочни. Возникла тенденция к меандрированию русла .

Размыв откосов усугубляется действием ветровых и судовых волн (канал с самого начала использовался ка к водный путь для грузового судоходства) .

Таким образом, в канале развивались те же русловые про­ цессы, что и в естественном русле, но они во многом имели осо­ бенности, присущие искусственному потоку. На трассе канала были организованы систематические наблюдения за режимом потока и деформацией русла.1 Данные проведенных исследова­ ний обобщены С. А. Аннаевым, Б. К- Балакаевым, Jl. М. Грин­ бергом и Д. Сарыевым [7, 10, 30, 135] .

При анализе русловых переформирований на Каракумском канале выделены два участка: предозерный (от начала до 52-го км) и песчаный (180— 304-й км ). Русло канала на предозерном участке (рис. 18) сложено из мелкозернистых песков и супесей (О— 31 км ), только из мелкозернистых песков (31— 38 км) и пре­ имущественно из супеси и суглинка с линзами глины (38— 52 к м ) .

Мутность воды, частично осветляемой при водозаборе, увеличи­ вается по длине канала с 1,5— 2,5 до 3—4 кг/м 3, но остается ниже транспортирующей способности потока. Этим обусловлена эрози­ онная направленность руслового процесса на рассматриваемом участке. В условиях деформированного непризматического русла поток приобрел сильно выраженные черты неравномерного дви­ жения. Многочисленные изгибы русла и неоднородность грунтов 1 Б ольш о й объем наблю дений за русл овы м и процессами на К а р а к у м ­ ско м канале вы полнил Т у р к м е н с ки й научно-иссл едовател ьский и н сти тут ги д ­ р о те хн и ки и мелиорации .

обусловили неравномерное распределение глубин и волнистые очертания продольного профиля канала. При этом на всем про­ тяжении канала развивался общий размыв русла и наблюда

–  –  –

лось снижение уровня. Лиш ь на концевом участке, по мере за­ несения озер Келифского Узбоя, постепенно образовался подпор, вызвавший некоторый подъем уровня .

–  –  –

В отличие от естественных условий на некоторых поворотах канала русло в излучине не увеличивает, а уменьшает относи­ тельную глубину. Это объясняется более высокой устойчивостью дна, чем берегов, не сопротивляющихся боковому смещению излучины. Его можно приостановить только капитальным кре­ плением берега или спрямлением трассы (рис. 19) .

На песчаном участке, где для создания русла использованы естественные впадины между барханами, канал имеет очень сложные четкообразные очертания в плане .

Л оже канала состоит из тонкозернистого песка крупностью 0,05—0,25 мм, который под водой образует очень пологие есте­ ственные откосы. Уполаживание первоначальных откосов — ос­ новной вид деформаций, наблюдавшихся в первый период про­ пуска воды по каналу. Происходило уширение русла: местами оно составило 10— 15 м. Наблюдалось растекание потока и блуждание русла в межбарханных разливах. План и поперечные сечения русла, помещенные на рис. 20, достаточно характерны

–  –  –

для рассматриваемого участка. Раздвоение плёсовых лощин в концевом створе — признак неустойчивости динамической оси и внутреннего расслоения потока. В то же время на отдельных участках сохраняется стесненное русло; своей устойчивостью оно обязано локальным структурам суглинистого грунта .

В первоначальный период действия канала переформирова­ ние его откосов сопровождалось явлениями дейгиша. Под этим названием известны особые случаи интенсивного размыва бе­ рега на р. Амударье. Механизм возникновения дейгиша слабо изучен. На Амударье дейгиш наблюдается при нарастании паводка и проявляется в виде интенсивного размыва берега круто сваливающимися к нему струями потока. Появление те­ чений в сторону берега С. Т. Алтунин [6] и С. X. Абальянц [2] объясняли направляющим действием гряд барханного типа, ко­ торые не успевают прийти в движение при подъеме паводка .

В ложбинах между затопленными грядами и возникают сосре­ доточенные струи, направленные в сторону берега. Воздействие дейгиша ослабляется и усиливается почти периодически через 30— 40 мин., что соизмеримо с интервалом времени, который не­ обходим для перемещения подвижной русловой формы на свою полную длину .

Детальное изучение дейгиша на Каракумском канале выпол­ нил Д. Сарыев [135]. В отличие от речных условий дейгиш на канале развивается при относительно стабильных расходах .

Он распространен ка к на прямолинейных, так и на криволиней­ ных участках, в песчаных и глинистых грунтах. К а к и на реках, дейгиш возникает при движении в русле значительных скопле­ ний песка, отклоняющих поток к берегу. Но особенно усилива­ ется воздействие дейгиша, когда он появляется за выступами

Рис. 21. Д е й ги ш на К а р а ку м с ко м канале .

трудноразмываемого грунта (рис. 21). Основным звеном дей­ гиша является водоворотная область, охватывающая всю глу­ бину потока. Вихри с вертикальной осью возбуждают восходя­ щее течение, которое увлекает песчаные массы со дна и выбра­ сывает их в транзитный поток. Вынос грунта от подножия откоса вызывает обрушение надводных песчаных масс и быстрое изме­ нение береговой линии (рис. 22) .

На канале, проложенном среди открытых пространств пу­ стыни, одним из факторов руслового процесса становится вет­ ровая эрозия. Подвижные пески, сползая в канал, нарушают динамическое равновесие русла и дают толчок к новым его пе­ реформированиям. Наблюдения, проведенные на одном из участков канала, позволили установить объем песка, заносимого за 9 летних месяцев на 1 пог. км русла — около 5000 м3. Это Рис. 22, В о д оворотная зона дейгиш а на Ам ударье, вполне соизмеримо с объемом русловых деформаций под дей­ ствием водного потока. Таким образом, для каналов, пересекаю­ щих пустыни, наряду с гидравлическими факторами приобре­ тают значение особенности движения воздушного потока в при­ русловой зоне. Наилучший вариант инженерной защиты канала от песчаных заносов в каждом конкретном случае может быть установлен с помощью аэродинамических моделей .

На участке канала ниже Келифских озер сложились благо­ приятные условия для развития водной растительности: незна

–  –  –

чительные скорости течения (0,3 м/сек.), небольшие глубины (до 3 м) и незначительное содержание наносов в воде. На зарастаю­ щих участках резко падает пропускная способность канала .

По данным Л. М. Гринберга, в период максимального развития растительности коэффициенты шероховатости достигали значе­ ний 0,088. В холодный период года, когда водная раститель­ ность отмирала, коэффициенты шероховатости снижались до 0,03 .

В ходе сложных переформирований канала постепенно со­ здавались устойчивые формы динамического равновесия русла .

В результате обработки большого количества натурных измере­ ний удалось получить морфологические зависимости, описываю­ щие относительно устойчивые поперечные сечения канала [7] .

На рис. 23 приведены профили поперечных сечений устойчивого русла Каракумского канала, представленные С. Аннаевым в отн о си тел ьн ы х к о о р д и н атах и ( х — абсцисса в е р ти к а л и с глубиной /г). На том же рисунке нанесены профили каналов Грузии по данным Т. Е. Кацарава [69]. К а к видим, в песчаных грунтах сечение Каракумского канала значительно мельче, чем в глинистых. Вместе с тем относительные размеры глинистых русел Каракумского канала и каналов Грузии практически сов­ падают .

Условиям стабилизации русла в различных геологических условиях отвечают следующие значения относительной ширины русла -jjr-, продольного уклона / и коэффициента шероховато­ сти (табл. 3) .

п Таб л и ца 3

–  –  –

Фактические значения гидравлических элементов не вполне отвечают проектным предположениям, которые были основаны на расчетах движения потока в недеформируемых руслах .

–  –  –

Русловая эрозия представляет собой процесс непрерывного изменения плановых и высотных очертаний потока. Процессы эрозии имеют необратимый характер. Перерабатывая коренные породы долины в речные наносы, водная эрозия становится пер­ воисточником твердого стока. Вместе с тем текучие воды непре­ рывно переоткладывают поступившие в реку наносы. Эта дея­ тельность потока служит причиной обратимых деформаций русла. В естественных условиях процессы эрозии развиваются во много раз медленнее обратимых деформаций .

Преобразование гидрологического режима вызывает корен­ ное изменение руслового процесса. Во многих случаях эрозия в преобразованных потоках начинает развиваться в темпе обыч­ ных (обратимых) русловых деформаций. Резко изменяется ре­ жим твердого стока и гидравлических сопротивлений. Русло­ вые формы естественного режима вступают в несоответствие с новыми условиями движения потока, и он подвергает русло коренной перестройке .

Прогнозирование новых форм русла невозможно без изу­ чения геологической истории бассейна .

В долинах рек с течением времени происходит накопление аллювиальных отложений, прикрывающих коренное ложе реки .

Образуются ка к бы двойные контуры речных долин. И х попереч­ ные и продольные профили, проведенные, с одной стороны, по точкам дневной поверхности, а с другой — по точкам поверхно­ сти коренного ложа, не совпадают [114]. Врезаясь и меандрируя, преобразованный поток может оказаться в грунтовой среде прежних геологических эпох. Но еще до того, ка к обнажатся коренные породы, характер грунта, на который воздействует зарегулированный поток, может резко измениться. Вместо не­ связных масс песка, образующих бытовое меженное дно, поток вступает в область связных грунтов, обладающих повышенным сопротивлением размыву. У же при сравнительно небольшом увеличении зарегулированного расхода против бытового поток выходит за пределы меженного русла и оказывается среди ило­ вато-песчаных отложений поймы, а сравнительно небольшое за­ глубление русла в дно долины очень скоро обнажает крупные фракции грунта, так называемый базальный слой, подстилаю­ щий всю пойму. Особенно преображаются маловодные реки, долины которых используются для переброски стока других рек в засушливые районы. Дном такого вновь образовавшегося по­ тока становится пойма, а берегами — склоны долины. Новое ложе разрабатывается в покровных породах, обладающих той или иной степенью связности .

Объектом наших гидролого-морфологических наблюдений яв­ ляется река Большой Егорлык. Она берет начало на Ставро­ польском плато, прорезая его долиной, имеющей глубину 200— 300 м и ширину 8— 12 км. У места сброса кубанских вод река выходит из пределов плато и направляется вдоль его западной окраины к северу, образуя изгибы, связанные с влиянием геоло­ гических структур .

Д но долины на основном протяжении реки составляет над­ пойменная терраса шириной 1— 2 км. В нее врезано каньоно­ образное меандрирующее русло, глубиной 2— 8 м. Внутри каньона прослеживается узкая пойма. Средний уклон русла составляет 0,0006, но по длине реки колеблется в широких пре­ делах— от 0,0013 в верховье до 0,0001 в нижнем течении. В ни­ зовье дно долины становится безрусловым и превращается в за­ болоченное понижение, постепенно переходящее во впадину оз. Маныч, куда впадает река .

Несмотря на значительное общее падение реки в естествен­ ном состоянии руслоформирующая активность не проявлялась .

Незначительные деформации наблюдались только на протяже­ нии верхней четверти реки. На остальной длине преобладали процессы аккумуляции, происходило задерновывание берегов .

Этот относительный «эрозионный покой» реки объяснялся ее незначительной водностью. Сток проходил в основном в весеннее время, а в межень река пересыхала, превращаясь в цепочку разобщенных плёсов .

В июне 1948 г., начиная с 390-го километра от устья р. Боль­ шой Егорлык становится естественным продолжением Невинномысского канала и превращается в постоянный водоток с рас­ ходом 50— 75 м3/сек. Пропуск по реке больших масс кубанской воды вызвал активизацию руслового процесса. Ж идкий сток реки увеличился в 7 раз, а твердый за счет руслового раз­ мыва — в 20 раз. Эрозия охватила две трети длины зарегулиро­ ванного участка и была особенно интенсивной непосредственно за сбросом Невинномысского канала. По данным гидрометриче­ ских наблюдений 1952 г., здесь на протяжении 8,5 км объем продуктов размыва дна и берегов составил 1,7 млн. м3 в год .

Л иш ь на одной трети длины зарегулированного участка, на про­ тяжении 130 км нижнего течения реки, наблюдалось преоблада­ ние процессов аккумуляции .

Д о 1953 г. вся кубанская вода, поступавшая из канала, по руслу Большого Егорлыка, стекала в пересыхающее оз. Маныч, обводняя и опресняя его. Использование водных ресурсов на нужды обводнения и орошения приречных земель по объему было незначительным .

В 1953 г. на 320-м км от устья была построена плотина и создано Ново-Троицкое водохранилище, предназначенное для обеспечения водозабора в Право-Егорлыкскую оросительно-об­ воднительную систему, которая вскоре такж е была введена в действие. Таким образом, на протяжении 70 км образовался участок, замкнутый искусственными сооружениями. От разви­ тия процессов эрозии на этом участке зависели, с одной сто­ роны, перспективы существования Ново-Троицкого водохрани­ лища, а с другой — устойчивость сбросных сооружений. Приме­ нительно к этому участку и рассмотрим основные особенности режима размываемого русла в связном грунте .

Непосредственно за концевым сбросом Невинномысского канала (рис. 24) русло реки врезано в толщу легких и сред­ них суглинков на глубину до 8 м. Под толщей покровных пород залегают тяжелые суглинки и элювий майкопских глин, прослоенные в отдельных местах линзами супесей и галеч­ ников .

После пуска кубанских вод пойма оказалась затопленной .

Поток не стал следовать за извилинами меженного русла. Об­ разовались большие уклоны и установились высокие скорости течения. Начался глубинный размыв ложа. В короткий срок русло реки на прямолинейных участках превратилось в каньон глубиной до 15 м и шириной 25—40 м. Живое сечение приняло составную форму: его наиболее глубокая часть возникла на месте меженного русла, а боковые отмели образовались из мас­ сивов поймы и обвалов берегов .

Сброс канала

–  –  –

Обрушение берегов начинается с подмыва их на отметках уровней в зоне периодического смачивания. Верхние слои бере­ говых обрывов нависают карнизами и обрушиваются в воду .

Размеры одновременно отваливающихся массивов достигают 3— 5 м в ширину и 20 м в длину. Обрушенный грунт быстро взмучивается и уносится течением. Интенсивность уширения реки, на прямолинейных участках колеблется в пределах 3— 5 м в год, а в излучинах — 20— 30 м в год. Наибольшие раз­ мывы наблюдаются весной при увлажнении берегов талыми во­ дами. При боковом размыве первичные излучины претерпевают коренные изменения. Они становятся более крутыми и удли­ няются. Ш ейки меандр быстро сжимаются. Но так ка к излучина тем временем тоже размывается, боковая эрозия захватывает целую полосу долины .

В гидродинамическом отношении переработка меандр в связ­ ных грунтах отличается от меандрирования в общепринятом представлении. Меандры ка к повторяющиеся в процессе дефор­ маций русла морфологические звенья появляются в результате определенного режима движения наносов при размываемой бе­ реговой линии. Д ля развития плавных излучин необходимо при­ сутствие в потоке руслоформирующих наносов. В связных грун­ тах поток движется с большой недогрузкой наносами и' не обра­ зует русловых отложений. Поэтому плановые деформации русла, вызываемые боковой эрозией в глинистой среде, и соответствую­ щую переработку береговой линии следует отличать от меандри­ рования в естественных условиях. Д ля практики представляет интерес ширина блуждания русла, вызываемого боковой эро­ зией .

К а к показали наблюдения за переработкой меандр на р. Большом Егорлыке, при сохранении условий свободного раз­ вития потока, когда высота берегов одинакова, а грунты одно­ родны, ширина полосы, которую захватывает эрозия, опреде­ ляется первоначальной конфигурацией русла в плане. В част­ ности, при синусоидальном очертании наибольшее уширение в бровках первой надпойменной террасы можно принять равным шагу меандры Яи (нижняя часть рис. 25). При встречном раз­ витии излучин уширение, очевидно, может составить половину шага меандры (верхняя часть рисунка). Таким образом, раз­ мывы берега и перешейка меандры находятся в определенном соответствии, что обозначено на рис. 25 стрелками с одинако­ выми номерами .

При одностороннем обрывистом склоне уширение происходит в сторону низкого берега. Заметного перемещения бровки вы­ сокого берега не наблюдается .

Вопросы боковой эрозии имеют большое значение для на­ роднохозяйственного использования речных долин и поэтому за­ служивают углубленной разработки .

Рассмотрим динамику формирования продольного профиля русла на участке р. Большого Егорлыка от сброса Невинномысского канала до Ново-Троицкого водохранилища. В первый 4-летний период размыва (1948— 1952) базисом эрозии для всего 50-километрового участка служило безрусловое заболо­ ченное дно долины на месте хвостовой части еще не построен­ ного Ново-Троицкого водохранилища. Затем, после того ка к на участке 380— 395 км при размыве образовалась естественная 5* отмостка, а на 380-м км обнажился элювий майкопских глин, длина размыва сократилась на 14,5 км. Базисом эрозии в этот период становится уровень Ново-Троицкого водохранилища .

К 1958 г. произошло обнажение еще одной локальной струк­ туры майкопской глины на 362-м км, где образовался порожи­ стый участок. Выходы Майкопа играли роль местного базиса эрозии для участка выше по течению, но там уже успела обра­ зоваться естественная отмостка и дальнейшего размыва русла в глубину не происходило. В 1958— 1961 гг. размывался лишь 15-километровый участок от порогов до водохранилища. И на­ конец, с 1961 г. после обнажения еще одной ступени майкопской глины на 349— 355-м км прекращается глубинный размыв вы­ шележащего участка и сохраняется только на протяжении 5 км (349— 344 км ). Ниже Ново-Троицкой плотины очень важную роль сыграло обнажение известнякового пласта в 2,5 км от пло­ тины. Он несколько лет являлся естественным прикрытием от размыва основания водосброса .

Известно, что при размыве бесприточного русла в песчаном грунте продольный профиль приобретает выпуклое очертание с возрастанием уклона вниз по течению. В качественном от­ ношении такая форма продольного профиля объясняется тем, что увеличение уклона по длине компенсирует возрастание за­ трат энергии на перемещение наносов по мере увеличения их концентрации [127]. Отчетливо действие этой закономерности, даже для несвязных грунтов, можно проследить на ограничен­ ных участках, так ка к при большой длине потока на формиро­ вание продольного профиля всегда накладывается влияние внеш­ них факторов — приточности и геоморфологических условий. П о­ следнее обстоятельство особенно проявляется при размыве русла в связных грунтах, в которых часто встречаются локальные структуры неразмываемых пород. Они составляют фиксирован­ ные точки продольного профиля и придают ему ступенчатое очертание. Каждый выход неразмываемой породы является местным базисом эрозии для вышерасположенного участка .

Реки в естественном состоянии, ка к правило, имеют вогнутый продольный профиль, обусловленный приточностью, т. е. воз­ растанием расходов и постепенным измельчанием наносов по длине русла .

Сложную картину продольного профиля потока можно на­ блюдать в сопряжении русла и хвостовой зоны водохранилища (рис. 26). К а к видим, профиль свободной поверхности за преде­ лами кривой подпора со стороны водохранилища имеет вы­ пуклое очертание. Резкое возрастание уклона соответствует месту, где в результате полного насыщения потока наносами на дне появляются крупные гряды из осаждающихся частиц грунта. При впадении реки в водохранилище свободная поверх­ ность образует перегиб и далее плавно переходит в горизон­ тальное зеркало водоема. Здесь наблюдалось постепенное повы­ шение уровня, вызванное подпором от конуса выноса. В течение 10 лет уровень воды непосредственно выше зоны отложений на­ носов поднялся на 0,8 м, а подпор распространился вверх на 6— 8 км. Произошло подтопление, а местами и заболачивание поймы .

–  –  –

Хвостовая часть Ново-Троицкого водохранилища предста­ вляет собой типичный дельтовый участок, образованный конусом выноса. Поток разбивается на многочисленные рукава в напра­ влении депрессий водной поверхности, которые появляются на периферии шлейфа откладывающихся наносов. Вместе с тем постоянно сохраняется основной поток по оси дельты. Он посте­ пенно приобретает черты речного русла, а зарастание наносных отложений водной растительностью обеспечивает сравнительную устойчивость его плановых очертаний. Во всех рукавах дельты наблюдается грядовый режим перемещения наносов. Более того, само тело дельты имеет профиль огромной гряды наносов с по­ логим верховым откосом и крутым низовым уступом высотой до Ю м. Гряда отложений смещается по дну затопленной долины со. скоростью 25D— 300 м в год. Продвижение тела выноса со­ вершается в виде последовательного перемыва наносов от места их первоначального осаждения в русле до кромки дельты .

Емкость Ново-Троицкого водохранилища невелика — всего 130 млн. м3. По проектным предположениям ожидался интен­ сивный размыв русла Большого Егорлыка. Считали, что' посту­ пление продуктов размыва обрекает водохранилище лишь на кратковременное существование. Однако эти расчеты, не под­ твердились: в 1963 г., через 10 лет после ввода в эксплуатацию, водохранилище потеряло не всю полезную емкость, ка к предпо­ лагалось, а лишь ее половину. Среднегодовая мутность воды, рассчитанная в проекте, была существенно преувеличена. Что касается мутности, которая фактически наблюдалась на Боль­ шом Егорлыке, то по гидрометрическим данным, даже в первые годы пропуска кубанской воды среднегодовая концентрация на­ носов была не выше 0,5 кг/м 3. Преувеличение объемов размыва вышележащего русла, ка к оказалось, объясняется тем, что в проекте не было учтено * ограничение эрозии, которое созда­ валось неглубоким залеганием коренных пород в речной до­ лине .

§ 4. Гидрохимическая эрозия глинистых грунтов Совместное проявление размывающего действия потока и диффузионного выщелачивания воднорастворимых соединений в совокупности представляет процесс гидрохимической эрозии — один из определяющих факторов деформации русла и качества воды при переброске стока .

Грунты, омываемые потоком, испытывают не только гидро­ динамическое, но и химическое воздействие воды. И если для одних грунтов эффект гидрохимического воздействия не имеет сколько-нибудь существенного значения, то для других, менее стойких в химическом отношении, он становится важнейшим фактором эрозии русла. Это прежде всего относится к глинистым породам, которые обладают высокой химической активностью .

На участке Большого Егорлыка в нижнем бьефе Ново-Троиц­ кого гидроузла скорости течения отвечали значению неразмывающих, но эрозия происходила и здесь. Она совершалась с ин­ тенсивностью всего лишь вдвое меньшей, чем на верхнем участке, где скорости течения были выше размывающих .

В песчаных грунтах главным породообразующим минералом является кварц, отличающийся большой химической стойко­ стью. Связные грунты в той или иной степени обогащены гдинистыми минералами, представляющими собой алюмо-ферроси­ ликаты, окислы кремния и алюминия. В составе глинистого грунта непременно присутствуют воднорастворимые соли. Разли­ чают три группы растворимых солей в грунтах: легкораствори­ мые, среднерастворимые и труднорастворимые. К группе легко­ растворимых относятся хлористые, сернокислые и карбонатные соли натрия и калия. Среднерастворимы сульфаты кальция .

Незначительно растворяются в воде карбонаты кальция и магния .

По степени засоления в зависимости от содержания водно­ растворимых солей в сухой породе грунты делятся на: незасе­ ленные— менее 0,2%, слабозасоленные — 0,2— 0,5% и засолен­ ные— более 0,5% .

Воздействие воды с течением времени может привести к ослаблению связей агрегатов иг к распаду грунтового массива .

Возникающие при этом явления внешне не будут отличаться от размыва, хотя они связаны не с одним только гидродинами­ ческим воздействием и должны быть отнесены к проявлениям гидрохимической эрозии. Водонепроницаемые породы, находясь под водой, выщелачиваются в основном диффузионным путем .

Диффузионное перемещение растворенных солей из пор грунта происходит при наличии достаточного градиента концентрации раствора в порах и окружающей воде. Скорость течения над выщелачиваемой поверхностью при этом может быть очень малой: лишь бы она обеспечивала унос выступающего из пор раствора и отпадающих от грунта частиц. Так, по данным H. И. Маккавеева [98], облицовка лотка из плотно трамбованной глины была смыта за 85 дней на 8— 12 мм при скорости тече­ ния всего 1 см/сек .

Если при инженерно-геологической оценке песчаных грунтов достаточно изучить их физические характеристики, то в случае глинистых пород важно составить представление об их химиче­ ских свойствах, которые определяются содержанием воднорас­ творимых соединений .

В этом отношении представляют интерес результаты натур­ ных наблюдений на р. Большом Егорлыке (1948— 62 гг., Упра­ вление Иевинномысского канала) и на Право-Егорлыкском ка ­ нале (1962 г., Ю Ж Н И Г и М, М. И. Кириенко) .

Почти на всем участке наблюдений протяженностью 200 км обводненное русло Большого Егорлыка, принявшее кубанские воды из Иевинномысского канала, находилось в состоянии ак­ тивной эрозии, хотя скорости течения, составляющие 0,80— I,20 м/сек., казалось бы, далеко не достигали размывающих значений для глинистых грунтов, из которых сложено русло .

Засоленность грунта в долине реки была очень высокой: по данным трехминутных вытяжек она равнялась 1,6— 2,5% от веса абсолютно сухого грунта. Относительное содержание различных ионов в грунтах ложа Большого Егорлыка и Право-Егорлыкского канала изображено на диаграмме (рис. 27). Обращает на себя внимание высокое содержание соединений натрия и калия в грунтах, извлеченных из русловых скважин Большого Егор­ лыка. В то же время в образцах с трассы канала содержание этих ионов резко уменьшается, а сухой остаток воднораствори­ мых соединений сокращается в 2,5 раза. Это различие в степени засоления грунтов вполне объяснимо. Русло Большого Егор­ лыка занимает наиболее пониженную часть речной долины, а.трасса канала проложена выше по ее склону на несколько

–  –  –

десятков метров. В долине реки с течением времени происхо­ дило накопление легкорастворимых солей, которые вымывались из толщи грунтов на склонах, где создавался соответствующий недостаток в этих соединениях .

На общий фон засоленности среды указывала высокая мине­ рализация вод Большого Егорлыка в естественном состоянии:

сухой остаток солей в 1 л местами достигал 50 г .

При обводнении русла произошло общее опреснение речной воды: в верхнем течении сухой остаток солей не превышал 165 мг/л. Однако по длине реки наблюдалось значительное воз­ растание минерализации воды (почти в 2 раза на протяжении 120 км ). В Право-Егорлыкском канале минерализации воды по длине потока почти не изменялась (некоторые колебания соле­ вого состава находились в пределах точности измерений). Един­ ственным источником дополнительной минерализации воды в русле Большого Егорлыка является диффузионное выщелачи­ вание воднорастворимых солей в процессе эрозии русла. И если в Право-Егорлыкском канале минерализация воды не увеличи­ вается, то это объясняется большей химической стойкостью по­ род в его русле. Качественный состав солей в грунтах Большого Егорлыка и канала один и тот же, но имеются существенные различия в их количественных соотношениях. В грунтах канала содержание ионов натрия и калия в 5 раз ниже, чем в русле Большого Егорлыка, а относительное содержание плотного остатка этих ионов в породе на канале составляет лишь 0,1%, в то время ка к грунты речного русла содержат их 0,5% (чет­ верть сухого остатка). Хотя в минеральном составе егорлыкской воды вниз по течению наблюдается рост содержания всех Г К;

–  –  –

катионов, особенно высокое увеличение концентрации все же получает комплекс N a' + Ka'. Следовательно, соединения на­ трия и калия проявляют наибольшую активность в процессе диффузионного выщелачивания. Содержание этих элементов характеризует пониженную устойчивость грунтов против хими­ ческого воздействия воды .

Выщелачивается и отрывается течением прежде всего рыхлое заполнение структурного скелета глинистого грунта, и его смо­ ченная поверхность становится губчато-ноздреватой. Ее повсюду можно видеть, когда глинистое русло освобождается от воды .

Местами грунт покрывает сплошная пористая корка толщиной 2— 5 см (рис. 28) .

Гидрохимическое действие воды на растворимые компоненты горных пород объясняет поистине всепроникающее распростра­ нение эрозии, которая развивается и в тех случаях, когда скоро­ сти течения совершенно недостаточны для механического разру­ шения грунта .

§ 5. З а р а с т а н и е к а н а л о в и р е к Водные растения встречаются почти во всех климатических зонах страны, где существует гидрографическая сеть. Появление растений в русле почти в той же мере неизбежно, ка к и разви­ тие эрозионно-аккумулятивных процессов. Зарастание русла в большинстве случаев влечет за собой неблагоприятные послед­ ствия. Водные растения, создавая дополнительные сопротивле­ ния для потока, снижают пропускную способность русла. Про­ исходит повышение уровня, а вместе с ним увеличиваются по­ тери воды на фильтрацию и испарение, наблюдается подъем грунтовых вод, заболачивание и засоление земель. По' данным наблюдений на голодностепских каналах, их пропускная способ­ ность весной в 1,2— 1,6 раза выше, чем к осени, когда водная растительность достигает наибольшего развития .

Чтобы предвидеть роль зарастания русла в режиме вновь создаваемого водного тракта, нужно знать некоторые объектив­ ные характеристики условий, благоприятствующих развитию растений .

На реках и каналах выделяются три вида растительности:

— сорняки, растущие по берегам (осоты, горчак розовый, свинорой, верблюжья колючка, различные солянки и др.);

— полупогруженные водные растения (камыш, рогоз, еже­ головник, осока, ситник, стрелолист и д р.);

— погруженные водные растения и растения с плавающими листьями (рдест, роголистник, хара, уруть, элодея, кувшинки, наяды и др.) .

Пропускная способность каналов в наибольшей мере нару­ шается растениями третьего типа [71, 148]. Они закрепляются корнями на дне и откосах канала. М огут также свободно пла­ вать в воде .

Вегетация водных растений начинается при температуре воды 5— 10° С и продолжается 125— 230 суток .

Зарастание русла зависит от многих условий. В гидравли­ ческом отношении важно установить влияние глубины, скорости течения и прозрачности (мутности) воды .

К а к показывает практика эксплуатации оросительных систем, зарастают главным образом малые каналы. Обычная глубина расселения растительности составляет 1,5— 2 м. Менее опреде­ ленно фиксируются значения критической скорости, гарантирую­ щей русло от зарастания: по данным различных исследователей она колеблется от 0,3 -=-0,5 до 0,95 -=-1,0 м/сек. [90]. Более чем тройное различие в значениях скорости указывает на недоста­ точную изученность явления. По-видимому, сохранность корне­ вой системы водных растений зависит не только от гидродина­ мических усилий на их стебли, но в какой-то мере определяется также устойчивостью грунта против размыва. По наблюдениям Е. А. Леонова, на реках Северо-Запада в руслах, сложенных мелким и средним песком, критическая скорость- равна 0,45 -ь

-4-0,65 м/сек., а в суглинистых и глинистых грунтах 0,65-гм/сек...... .

Влияние мутности воды на зарастание русла связано с раз­ личной проницаемостью среды для солнечного света и поэтому оно зависит от глубины потока. Критическая мутность изме­ няется от 0,16 до 2 г/л. К а к показывает опыт эксплуатации оро­ сительных систем Средней Азии [148], в каналах глубиной более 0,7— 1,0 м при мутности воды 1,5— 2 г/л зарастание русла не происходит. По нашим наблюдениям, в протоках хвостовой ча­ сти Ново-Троицкого водохранилища (см. рис. 26), где наблюда­ лось активное перемещение донных наносов, при сравнительно малой общей мутности (0,05— 0,08 г/л) водные растения не раз­ вивались. Полное отсутствие признаков зарастания наблюдается на затененных деревьями участках каналов .

Влияние зарастания на пропускную способность русла оце­ нивается в гидрологии коэффициентом зарастания Т/ _О _ зар Зр Q ’ а где Q3ap и Q — соответственно расходы воды в заросшем и сво­ бодном от растительности русле, измеренные при одном и том же уровне .

По степени влияния водной растительности на гидравличе­ ский режим рек на Европейской территории Союза Е. А.

Лео­ нов [90] выделяет три зоны:

А — зона очень сильного зарастания — расположена южнее изолинии перехода температуры воды весной через 10° с датой 30/IV, проходящей через города Калининград— Гомель — — К урск — Воронеж — Саратов. Зона охватывает территорию Украины, Молдавии, юга Белоруссии и РСФСР .

Б — зона сильного и умеренного зарастания — ограничена с севера линией Ленинград — Вологда — Киров — Пермь;

В — зона умеренного и слабого зарастания — простирается севернее зоны Б .

В пределах Карпат, Кавказа, Донецкого кряжа, Урала, Средне-Русской, Приволжской и Волыно-Подольской возвышен­ ностей реки зарастают слабо или вовсе не зарастают .

Количественные данные о гидравлических особенностях зара­ стания рек приведены в табл. 4 .

Зарастание вновь построенных каналов начинается через 2— 3 года после заполнения водой. В первые годы, когда грунты дна еще недостаточно стабилизировались, условия для развития водных растений неблагоприятны. В дренажных коллекторах, которые отличаются малыми глубинами, сплошное зарастание иногда наступает на второй год эксплуатации .

Таблица 4 Х а р а к те р и с ти к и вл и я н и я водной р асти те льн о сти на гидравлический реж им рек

–  –  –

Какова роль водных растений при деформациях русла? В об­ щем случае зарастание сопутствует аккумуляции наносов. В ка ­ налах низовья Амударьи, богатых водной растительностью, тол­ щина ила, осажденного за поливной период, почти в 2 раза выше, чем в незарастающих руслах. Зарастание, ка к видим, усиливает общую аккумуляцию наносов. Однако в заросшем русле возможно образование сосредоточенных струй, вызываю­ щих местные размывы. Хотя корневая система растений в неко­ торых случаях армирует грунт, связывая его в массивы и глыбы, противоэрозионное значение зарастания невелико. Многочислен­ ные наблюдения показывают, что зарастают участки, которые и без того были устойчивы против размыва. Напротив, там, где размыв начался, ка к правило, исчезает и растительность .

Водные растения могут быть использованы в качестве био­ логического крепления откосов против волнового размыва и для создания полей аккумуляции, например, для наращивания и закрепления побочней. Однако применение массовых рассадок ивняка на судоходных реках для укрепления берегов и стабили­ зации русловых форм не привело к тем радикальным результа­ там, которые следовало ожидать. Принципиально возможный эффект не достигался из-за недостаточной приживаемости поса­ док, гибели растений при ледоходе, длительном затоплении и т. п. Оказывается, чтобы выполнить свою защитную роль, вод­ ные растения должны быть на некоторое время сами защищены от воздействия потока и волнения. В этом противоречии заклю­ чена одна из причин того обстоятельства, что разведение водных растений не стало средством инженерного воздействия на русло­ вой процесс .

§ 6. С р а в н и т е л ь н а я х а р а к т е р и с т и к а с в о й ств песчан ого и гли н истого грун та, п р о явл яем ы х в русловом процессе На рассмотренных примерах формирования русла в различ­ ных условиях можно было убедиться в том, насколько много­ образны морфологические и динамические проявления русло­ вого процесса. В каждом из его звеньев определяющее значение приобретают различные свойства грунтов. Независимо от того, из какого материала сложено деформируемое русло, в нем

–  –  –

можно выделить структурный комплекс макро-, мезо- и микроформ. Но, разумеется, они неодинаковы в песчаных и глинистых грунтах. Рисунок 29 дает представление о рельефе макро- и мезоформ в песчаном и глинистом русле. В пределах изображен­ ного на рисунке участка Верхнего Дона (рис. 29 а ) к макрофор­ мам должен быть отнесен весь морфологический комплекс пере­ ката с гребнем I —/; на его лобовом скате можно выделить гряды второго порядка — мезоформы (гребень I I —I I ). В глини­ стом русле (рис. 29 б ) мезоформы вырисовываются в виде ло­ кальных структур I, проявляющих повышенную устойчивость на общем фоне размываемого дна. И х длина в 1,5— 2 раза больше ширины русла. К макроформам, по-видимому, следует относить целые участки русла между двумя местными базисами эрозии или другими выходами коренных пород (например, участок от 360 до 350 км на рис. 24). Аналогом рифелей — микроформ песчаного дна, в глинистом русле— являются = отдельные вы­ ступы на поверхности :мезоструктур. И, наконец, частную шеро­ ховатость глинистого ложа формируют агрегаты- структурного скелета породы (см. рис. 28) .

При взаимодействии с потоком воды происходит непрерыв­ ное изменение роли грунтов. В одних случаях они ограничивают русловой процесс и управляют потоком (выходы коренных пород и базальный слой в русле), в других, — превращаясь в. наносы, сами всецело поддаются потоку .

Чтобы не продолжать перечень различных свойств грунта, систематизируем их в табличной форме (табл. 5) .

Таб л и ца 5 С войства песчаного и гл и н и сто го гр у н та, проявляемы е в русловом процессе

–  –  –

Особенности поведения грунтов в потоке должны учиты­ ваться при морфологическом и гидродинамическом исследова­ нии руслового процесса .

ГЛ АВА III

ГИ Д РА В Л И Ч Е С К И Й РЕ Ж И М РЕК И КАНАЛОВ

–  –  –

Гидравлические элементы каналов и рек изменяются во вре­ мени и по длине русла. Эффекты неустановившегося движения возникают при колебаниях водности и зарегулированное™ рас­ хода. Они доминируют при распространении волн попусков и паводков вдоль потока. Во многих других случаях изменчи­ востью гидравлических элементов во времени можно пренебречь и. считать движение установившимся. Неравномерность течения связана с непостоянством поперечных сечений по длине русла и в той или иной мере наблюдается на всех реках и каналах .

В гидравлических расчетах руслового потока широко ис­ пользуются закономерности установившегося неравномерного плавно изменяющегося движения, и прежде всего его основное дифференциальное уравнение для открытого русла

–  –  –

где / — уклон свободной поверхности (падение ее отметок z по длине потока х ) ; v — средняя скорость потока; а — корректив скоростного напора, или коэффициент Кориолиса; g — ускоре­ ние силы тяжести .

Первый член правой части выражает изменение кинетиче­ ской энергии потока, а два другие — потери полной энергии на преодоление местных сопротивлений ( h j ) и трение по длине ( h f ) .

Чтобы привести уравнение (3.1) к расчетному виду, необхо­ димо найти выражение потерь энергии через основные харак­ теристики потока .

Потери энергии на преодоление местных сопротивлений в ос­ новном связаны с явлениями сжатия и расширения потока .

В руслах каналов и рек эти потери составляют незначительную долю общих потерь энергии и поэтому ими в большинстве слу­ чаев практики можно пренебречь .

Энергетические запасы потока расходуются главным образом на трение по длине русла. Д ля равномерного движения они вы­ ражаются формулой Шези ^= ’ (3-2) C 2R здесь R — гидравлический радиус, который в широком русле приближенно совпадает со средней глубиной h ; С — коэффици­ ент Шези .

Равномерное течение имеет место в каналах. Что касается речных русел, то даже при сравнительно правильной их форме движение потока в них может считаться равномерным только в среднем. В действительности всегда будет наблюдаться чере­ дование участков с возрастанием и убыванием глубин, с уско­ рением и замедлением течения. Потери энергии на трение при неравномерном движении, очевидно, должны отличаться от по­ терь при равномерном движении. Условия допустимости приня­ тия движения речного потока за равномерное наиболее детально рассмотрены А. В. Караушевым [65, 67]. В большинстве практи­ ческих случаев можно считать, что на достаточно больших участках потери энергии могут быть выражены по формуле Шези, если отнести ее к осредненным по длине характеристи­ кам потока .

Сопротивления движению воды в каналах и трубах, отыска­ ние надежных расчетных зависимостей для коэффициентов Шези С — предмет непрекращающихся гидравлических исследований .

У ж е в тридцатые годы текущего столетия было известно более ста формул для определения коэффициента С. Они постоянно появлялись и в последующее время (И. И. Агроскин, В. Н. Гон­ чаров, Г. А. Джимшели, В. М. Маккавеев, А. П. Зегжда, М. А. Мостков, М. Ф. Срибный и др). Известны попытки полу­ чить новое обоснование для скоростного множителя, преодолеть некоторую физическую условность коэффициента Шези [151] .

Появление многочисленных формул для коэффициента С нельзя считать случайным. Многообразие условий движения по­ тока, очевидно, требует и многообразия форм их описания. Повидимому, каждая формула для С в наилучшей мере отвечает тем конкретным условиям течения, для которых она выведена .

Одной из известных зависимостей для коэффициента С яв­ ляется формула Н. Н. Павловского

–  –  –

Основное уравнение неравномерного движения, ка к и зависи­ мости для гидравлических сопротивлений, отвечают лишь усло­ виям плоского потока, т. е. потока столь большой ширины по сравнению с глубиной, что торможение его средней части боко­ выми стенками становится пренебрежимо малым. Реальным по­ токам в той или иной мере свойственен пространственный режим течения. Поэтому формулы для С, выведенные из условий плос­ кого потока, не всегда действительны для реальных русел. Гид­ равлические сопротивления зависят от зернистой шероховатости, а такж е от формы и размеров русла. С. X. Абальянц [1] приводит систематизированные сведения о гидравлических сопротивлениях в земляных оросительных каналах по материалам многолетних натурных наблюдений на оросительных системах Средней Азии .

В результате выполненных исследований устанавливается б Заказ № 234 81 влияние гидравлического радиуса на величину коэффициента шероховатости, ка к приведенной характеристики гидравлических сопротивлений .

Еще в начале века В. Линдбое предложил формулу средней скорости потока, учитывающую ширину русла. В последнее время подобную попытку возобновил Г. Гарбрехт [174] .

Рассмотрим некоторые возможности, которые могут быть использованы для количественной оценки влияния формы и раз­ меров поперечного сечения на пропускную способность русла .

По В. Н. Гончарову [27], потоки перестают быть про­ странственными, если 1 0,7 ]/4, (3.5) где б — высота выступов ше­ роховатости дна .

§8 П В естественных речных Рис. 30. М е ха н и зм бо ко в о го то р м о ж е ­ руслах с большой относи­ ния потока .

тельной шириной (порядка 100 и более) условие непространственного режима (3.5) всегда обеспечено. Иное положение в каналах и реках, используе­ мых для переброски стока. Ширина даже наиболее крупных каналов лишь в 15— 20 раз больше глубины, а в малых земляных каналах ширина и глубина потока вполне соизме­ римы. Речные русла с зарегулированным расходом также отличаются меньшей относительной шириной, чем в естественных условиях: их относительная ширина иногда составляет всего B / h = 12— 25 .

Пространственный режим течения — одна из качественных особенностей потока, которую следует принимать во внимание при расчете пропускной способности русел, используемых для переброски стока .

Основное положение гидравлики открытого русла заключа­ ется в приведении любой формы равномерного потока к прямо­ угольному плоскому без тормозящих боковых стенок с глубиной его, равной гидравлическому радиусу действительного сечения .

Считается, что таким образом учитывается влияние формы русла на режим течения. Поставим перед собой задачу — особо учесть тормозящее действие боковых границ на поток. На рис. 30 изоб­ ражен фрагмент приведенного русла, у которого ширина и гл у­ бина равны соответственно смоченному периметру % и гидрав­ лическому радиусу R реального сечения .

К а к известно, движение потока в русле сопровождается воз­ никновением крупномасштабных возмущений жидкости у стенок и дна. Эти -возмущения представляются в виде «жидких корпус­ кул» [96]. Они соизмеримы с высотой выступов шероховатости б в и фомируются в промежутках между ними из масс транзит­ ной зоны потока, обладающих продольной v& и поперечной w& скоростями. Предполагается, что эти возмущения, сформировав­ шись у стенки, поступают в транзитный поток без задержки .

В момент отрыва возмущений от стенки продольная скорость оказывается уже полностью или частично потерянной, а попе­ речная скорость принимает противоположное направление .

Потеря продольной скорости в момент отделения возмуще­ ний от жесткой границы приводит к соответствующему измене­ нию количества движения основного потока. Возникает импульс действующей на поток силы — проекции веса жидкости на на­ правление движения .

Выделим отсек потока между двумя сечениями I — I и I I — II, находящимися на расстоянии б в, равном масштабу возмущения, отрывающегося от стенки.

На выделенный отсек действуют:

— взаимоуравновешенные силы давления P i и Р2;

— проекция силы тяжести у 8 В%Ш', — сила трения по дну, оцениваемая по формуле Шези для плоского потока Если считать, что количества движения поперечных переме­ щений жидкости взаимноскомпенсированы, то изменение количе­ ства движения, связанное с массообменом на боковых границах потока, будет равно

–  –  –

(3.7) где Со — коэффициент Шези, характеризующий сопротивление русла в условиях плоского потока при отсутствии тормозящего в л и я н и я стенок. Д е й с т в и т е л ь н о, если Ь — оо, то из ф о р м у л ы (3.7 ) *с л е д у е т С -• С 0. ' Таким образом, мы получили возможность, опираясь на ха­ рактеристику основных сопротивлений русла Со, учитывать до­ полнительные факторы торможения потока, в данном случае в результате влияния стенок .

Если выражать коэффициент С по формуле Маннинга, не­ обходимо исходить из различных значений коэффициента шеро­ ховатости, учитывающих режим течения: п 0 — для условий плос­ кого потока; п — для потока, испытывающего тормозящее влия­ ние стенок .

Введем коэффициенты шероховатости в формулу (3.7) (3.8)

–  –  –

0,0 2 4 0,0 28 0,1 0 1 — 0,0 2 3 0,0 2 5 0,2 0 2 0,0 2 3 4 0,0 2 2 0,0 2 3 0,4 0 6 0,0 21 0,0 2 2 0,0 2 3 0,6 0 0,021 10 0,0 2 0 0,0 2 2 0,9 0 0,021 1,0 0 15 0,0 2 0 0,0 2 2 0,0 2 0 0,0 2 2 1,5 0 25 0,0 1 9 26 0,0 2 0 0,0 2 2 2,0 0 0,0 1 9 0,0 2 0 0,021 35 0,0 1 9 2,5 0 0,0 2 0 0,021 3,0 0 55 0,0 1 9 0,021 75 0,0 1 9 4,0 0 0,0 1 9 0,021 6,0 0 90 0,0 1 8 0,0 1 9 П р и м е ч а н и е. I — суглинки, супеси и мелкопесчаные заиленные грунты; I I — песчаные грунты (с преобладающей крупностью песка 0,2— 1,0 мм); I I I — гравелисто-песчаные грунты (с крупиостыо гравия до 3 см), а также уплотненные галечники с песком или с песком и суглинком .

влиянии стенок коэффициент шероховатости п, вычисляемый по формуле (3.8), должен совпадать с величиной т. Потребуем, чтобы это условие практически выполнялось для наиболее ши­ роких каналов, для которых, согласно табл. 6, Ь — 90 и R = 6 м .

Следовательно, подкоренному выражению в формуле (3.8) необ­ ходимо придать значение, близкое к единице, что может быть обеспечено, если первый его член по крайней мере на порядок меньше единицы, т. е .

— 0,1,

–  –  –

Той же структурой обладает формула Кхана, полученная для каналов Пенджаба (Индия) “ = 8,05/?°’58/ 0,3 .

Если пренебречь незначительным различием показателей сте­ пеней, то из непосредственного сопоставления приведенных фор­ мул устанавливается а „= 0,1 2 5. При наличии донных гряд ко­ эффициент пропорциональности должен получить некоторое уве­ личение. По данным наших натурных исследований на участке Большого Егорлыка перед его впадением в водохранилище [61] получено значение а „= 0,1 5 .

Д ля оценки сопротивлений русел при грядовом движении на­ носов разработаны формулы, учитывающие характеристики по­ тока и гряд. В частности, для условий Большого Егорлыка близ­ кое соответствие результатам наблюдений дали зависимости, предложенные Н. С. Знаменской [51] и Б. Ф. Снищенко [139] .

Наиболее высокие гидравлические сопротивления потоку воз­ никают при сочетании повышенной шероховатости дна и плохо­ обтекаемых берегов. Покажем это на примере Большого Егор­ лыка (используя расчетные формулы, примем равенство гидрав­ лического радиуса и средней глубины ) .

П р и о т сутстви и д онны х о т л о ж е н и й ш е р о х о в а т о с т ь глинистого р у с л а этой реки со отв етств ует п о = 0,021. П о я в л е н и е д онны х г р я д ув е л и ч и т к о э ф ф и ц и е н т ш ер о х о в а т о ст и ; при с р едн ей гл уби н е

Н = 2,60 м и у к л о н е / = 0, 0 0 0 3 он с ос та в и т по ф о р м у л е (3.9):

п о г = 0, 1 5 ( 2, 6 • 0,0003) ‘/. = 0, 0 2 7 .

Е с л и учесть д о п о л н и т е л ь н о е т о р м о ж е н и е берегов, то по ф о р ­ м у л е (3.8) получим Q при п о = 0,021 и ------ = ' 1 0 п

–  –  –

Пространственный режим течения проявляется наиболее резко при значительной разнице глубин в средней части потока и его боковых зонах. Эти условия типичны для пойменных уча­ стков рек. Они наблюдаются и на каналах, протрассированных по естественным понижениям местности. Здесь по обе стороны основного русла, лишь частично расположенного в искусствен­ ной выемке, создаются относительно мелкие боковые отсеки по­ тока .

В зоне раздела между основным и боковыми отсеками (в дальнейшем будем называть их соответственно русловым и пойменными) возникает интенсивная ту-рбулизация потока .

Средняя скорость русла до отметки бровки возрастает, ка к и в обычных условиях невозмущенного потока. Но ка к только на­ чинается затопление поймы, появляется торможение потока со стороны зоны раздела и средние скорости в русле падают, не­ смотря на возрастание гл убин 1. Затем, по мере увеличения слоя воды на пойме, постепенно восстанавливается скоростной ре­ жим, характерный для русла без поверхностей внутреннего раз­ дела потока .

Взаимодействие руслового и пойменного потоков в конечном счете влияет на пропускную способность всего русла. М ежду тем в обычно применяемых методах расчета эффект взаимодействия потоков не находит отражения. Формула Шези записывается отдельно для основного русла и пойменных отсеков

–  –  –

где Qp и Qn, Щ и шп, С о и Соп, R v и R n — соответственно рас­ р ходы, площади живых сечений, коэффициенты Шези и гидрав­ лические радиусы основного русла и поймы при условии, что они изолированы вертикальными стенками той же шероховато­ сти, что и шероховатость дна .

Характер движения потока на конкретном пойменном уча­ стке зависит от особенностей его морфологического строения .

В общих чертах морфологию пойменных русел можно предста­ вить в следующем виде. Пойма занимает часть дна долины, затапливаемую при половодье. Средняя высота поймы близка к среднемноголетней отметке уровня высоких вод. Полоса поймы вдоль межениого русла нередко приподнята над всей ее осталь­ ной частью и образует прирусловые валы .

Чередование сужений и расширений долины ведет к измене­ нию ширины поймы, а вместе с тем — к перераспределению вод­ ных масс между основным руслом и пойменными отсеками .

–  –  –

К а к следует из выведенной зависимости, при массообмене происходит ускорение потока на пойме и замедление его в русле по сравнению с условиями изолированного движения, что соот­ ветствует физической картине явления .

При определении силы трения, создаваемой основными со­ противлениями русла — первый член правой части уравнений (3. I I ) — необходимо учитывать не только условия плоского по­ тока, но и пространственный эффект влияния стенок (откосов) .

Если относительная ширина русла невелика, то значение коэф­ фициента Шези С0 входящего в уравнение (3.14), определя­ р, ется по зависимостям, выведенным выше при учете тормозя­ щего действия жестких боковых границ потока. При этом мо­ жет оказаться, что в некоторых случаях, когда массообмен на границах русла и поймы недостаточно развит, увеличение ши­ рины потока приведет к возрастанию пропускной способности основного русла. Иначе говоря, торможение потока в русле в ре­ зультате массообмена будет меньше, чем торможение от стенок .

Такой эффект наблюдался, в частности, в опытах Jle Ван Клена [85] при неширокой пойме и почти одинаковой шерохо­ ватости русла и поймы (эти условия характерны для каналов составного сечения) .

Поле скоростей в пойменном створе зависит от рельефа дна и формы русла (крутизны его береговых откосов) .

Относительная ширина поймы а также режим р В движения потока и степень его турбулизации влияют на кинема­ тическую структуру потока, но пока невозможно теоретически оценить их влияние на движение потока в пойменном русле .

Именно поэтому особый интерес представляют результаты соот­ ветствующих лабораторных и натурных исследований .

Лабораторные эксперименты по изучению гидравлики пой­ менных русел выполняли Г. В. Железняков [44], В. Н. Гонча­ ров [27], И. П. Спицын [142], С. И. Агасиева и А. Ш. Барекян [3], а в последнее время Ю. Н. Соколов [140] и Ле Ван Киен [85] .

Натурные наблюдения за режимом движения потока в пой­ менном русле «проводились гидрометрической экспедицией Госу­ дарственного гидрологического института под руководством Д. Е. Скородумова [138] .

В 1966 г. отделом гидрометрии Г Г И были проведены иссле­ дования на р. Л уге у пос. Толмачево. На рис. 34 а изображена нижняя часть участка наблюдений протяженностью 1,50 км .

Средняя ширина поймы здесь составляла 280 м. Главное русло шириной 80 м образует излучину, оставаясь прямолинейным в пределах рассматриваемого участка. На каждом из шести створов выполнялись неоднократные определения расходов воды с измерением скоростей и направления течений в пяти точках вертикалей через 10— 15 м по ширине реки. На участке наблю­ дений была разбита сеть уровенных постов, которая давала возможность определять уклоны свободной поверхности для каждого измеренного расхода .

Естественные русла отличаются изменчивостью глубин по ширине потока, наличием прирусловых валов и отдельных про­ ток на пойме. Все это создает сложную систему течений в пой­ менном створе. Наряду с поперечным массообменом в зоне раз­ дела потоков, ка к уже отмечалось, наблюдается перетекание вод из русла в пойму и обратно. При пересечении потоком кр у ­ того колена основного русла течение в нем почти полностью пре­ кращается. На рис. 34 а воспроизведено зафиксированное при наблюдениях поле донных и поверхностных скоростей. Кинема,тический эффект взаимодействия пойменного и руслового пото­ ков наблюдается и в естественных условиях, но он развивается иначе, чем в лабораторных лотках. Скорости течения в основном русле (сплошная линия на рис. 34 в), уменьшаясь после выхода потока на пойму, могут не получить того увеличения, которое на­ блюдается с ростом глубин при нормальном развитии кинемати­ ческого эффекта' (пунктирная линия на рис. 34 в). Минимум скоростей в м о д е л ьн ы х р у с л а х д о с т и г а е т с я при относительной h гл у б и н е п ой м ен ного п о т о к а - ^ - = 0, 3 0 - - - 0, 4 0 ; в е с тественны х р у с ­ л а х э т а за к о н о м е р н о с т ь не в ы р а ж е н а столь четко .

П о п ы т а е м с я в п о р я д к е первого п р и б л и ж е н и я у с т ан о в и т ь з н а ­ чения эм п и р и ч е ск и х п а р а м е т р о в k v и в ф о р м у л а х (3. 1 2 ) и р

–  –  –

Определим теперь параметр ср По своему физическому со­ .

держанию этот параметр должен отражать структуру и особен­ ности поперечного массообмена. Следовало ожидать, что с ока­ р жется константой для определенного типа русел .

На основе тех же данных, которые использовались при опре­ делении градиентов скоростей1, по формуле (3.12) были вычис­ лены значения ср При этом C p = k c C 0p определялся на основе .

измеренных уклонов свободной поверхности и средних скоро­ стей в русле, а С0р по формуле Маннинга. Коэффициент шеро­ ховатости основного русла п0р устанавливался во всех случаях (в том числе и для модельных русел) по данным об уклоне и средних скоростях течения при незатопленнОй пойме. Вычислен­ ные коэффициенты с оказались не вполне постоянными, но их р среднее значение ср= 0,0 5 не обнаружило зависимости ни от со­ отношения шероховатостей, ни от геометрических размеров русла .

Н ужно отметить, что полученное значение с оказалось близ­ р ким к величине с = 0,04, установленной выше для беспойменного р русла с макрошероховатой береговой линией. В этом, несом­ ненно, проявилась физическая преемственность схемы бокового торможения потока в рассматриваемых руслах. Общим для них является появление поверхности внутреннего раздела течений на боковой границе потока .

Рассмотренный диапазон значений с включает результаты р всех эскпериментов и наблюдений на -реках, кроме Луги. Д а н ­ ные по этой реке колеблются в широком интервале, который приближенно можно оценить средним значением с = 0,5. р

–  –  –

откуда легко найти значение h n, при котором достигается мини­ мум Ир. Применительно к опытам Агасиевой и Барекяна это зна­ чение оказалось /гп= 0,6 7 .

Остановимся на условиях применения выведенных зависи­ мостей. Наиболее надежные результаты следует ожидать при расчете пропускной способности русел с приблизительно парал­ лельными динамическими осями руслового и пойменного пото­ ков без резко выраженной неравномерности течения. При этом коэффициенты Шези С0р и С0п должны вычисляться по формуле Маннинга где Пор(п) — коэффициент шероховатости дна потока на пойме или в русле .

Если относительная ширина русла невелика (& 3 0 ), необ­ ходимо при вычислении С ор учесть влияние берегов по зависи­ мости (3.8) для наполнения русла до уровня бровок .

При односторонней пойме второй член в знаменателе фор­ мулы (3.12) не удваивается (т. е. вместо 2ф принимается просто ф). Этим учитывается наличие одной зоны бокового массообмена, в отличие от двусторонней схемы, принятой при выводе формулы (3.12) .

Что касается пойменных русел, в которых поток приобретает сложную структуру, подобную той, которая наблюдалась на р. Луге, то для них потребуется разработка особых методов расчета. Изложенная же расчетная схема, ка к и значения пара­ метра с = 0,5, для подобных русел является всего лишь первым р приближением, нуждающимся в дальнейшем уточнении .

В табл. 7 приведены результаты поверочных расчетов сред­ ней скорости русла по формуле (3.12). Расхождение вычислен­ ных и действительных скоростей для сечений с параллельными потоками на пойме и в русле в среднем не превышает 20% .

Для р. Л уги ошибка расчета оказалась примерно такой же .

Если пропускную способность русла оценивать по схеме изоли­ рованного потока по формуле Шези с использованием коэффи­ циента шероховатости дна п0р= 0,025, то вычисленные скорости на 50— 60% превысят фактические, т. е. точность расчета ока­ жется в 3—4 раза ниже, чем при учете массообмена на боковых границах .

Было бы желательно провести проверку полученных расчет­ ных формул на материалах, не использованных для обоснова­ ния их эмпирических параметров. Это составит предмет даль­ нейших исследований. Однако уже теперь можно полагать, что при учете влияния бокового массообмена пропускная способ­ ность русла, вычисленная по установленным зависимостям, ока­ жется ближе к действительной, чем в 'случае применения фор­ мулы Шези по схеме изолированных частей русла. Ле Ван Киен для построения расчетных зависимостей использовал многофак­ торные корреляционные связи. В отличие от нашей гидравличе­ ской схемы, включающей два параметра, расчетная формула Ле Ван Киена основана на пяти эмпирических зависимостях сложной структуры. Назначение каждой из них — учесть на кор­ реляционно-статистической основе морфометрические и гидравли­ ческие факторы движения потока: соотношение шероховатостей русла и поймы, степень асимметрии и форму поперечного сече­ ния, относительную глубину затопления. Казалось бы, такая де­ тализация исходных данных для расчета должна существенно увеличить его точность. Однако сравнение результатов вычис­ лений по гидравлической и корреляционно-статистической схеме оказывается не в пользу последней: она дает в общем меньшую точность, чем расчет по формулам, основанным на уравнении количества движения (см. табл. 7) .

§ 4. К о э ф ф и ц и е н т ш е р о х о в а т о с т и з а р а с т а ю щ и х русел Появление водных растений в потоке ведет к возрастанию гидравлических сопротивлений, оцениваемых коэффициентом шероховатости. Уже давно установлены качественные признаки для оценки гидравлических сопротивлений. Наибольшую извест­ ность получила шкала гидравлических сопротивлений, предло­ женная М. Ф. Срибным. Согласно этой шкале коэффициент ше­ роховатости при зарастании русел колеблется в широких преде­ л а х — от 0,05 до 0,20. Естественно стремление — количественно уточнить оценки гидравлических сопротивлений. Одна из таких попыток принадлежит В. Н. Гончарову. Он рассмотрел услов­ ную схему, в которой растительность заменена системой про­ дольных тормозящих поверхностей высотой р/г с расстояниями между ними a h. Если принять, что поверхности имеют ту же гидравлическую шероховатость па, что и ооток, то для общей гидравлической шероховатости при наличии растительности по­ лучим я= -----^ ------ (ЗЛ 7) р^2/3 + (1 — Э ) х р По данным В. Н. Гончарова, в зависимости от относительной высоты растительности |3 и густоты а коэффициенты шероховато­ сти при зарастании русла могут увеличиваться в 1,3—9 раз .

Е. А. Леонов систематизировал данные по наибольшим значе­ ниям коэффициентов шероховатости для 283 зарастающих рек Ю га и Северо-Запада ЕТС в межень при стабильной фазе веге­ тации (табл. 8). Хотя и в этом случае оценки имеют не более чем качественный характер, они отличаются от других суще­ ствующих шкал более детальной систематизацией признаков, позволяющих обоснованно назначать величину k 3av для расчета пропускной способности водопроводящих русел .

Таблица 8

–  –  –

Русловой поток ка к динамическая система обладает слож­ ной структурой. М ожно рассматривать движение всего по'гока с присущими ему общими формами русла, свободной поверхно­ сти и распределением осредненных скоростей основного движе­ ния по длине и поперечному сечению потока. В этом случае перед нами предстанет общая структура течения. Но наряду с основным поступательным движением среды в потоке сущест­ вуют вторичные течения (поперечная циркуляция водных масс, турбулентные образования, массообмен у дна и берегов); они составляют внутреннюю структуру потока .

Это дает возможность выделить при анализе основных форм движения турбулентного потока в открытом русле по крайней мере три структурных уровня:

— весь поток, ограниченный руслом и свободной поверхно­ стью с одинаковыми для всех его частиц скоростями течения;

— общая структура, формируемая распределением осреднен­ ных скоростей по ширине потока, с поперечными течениями, наложенными на основное поступательное движение;

— внутренняя структура, воплощенная в движениях турбу­ лентных образований и механизме взаимодействия потока и дна .

Структурные представления о турбулентном потоке исполь­ зуются при изучении гидродинамических звеньев руслового про­ цесса. Казалось бы, турбулентный поток в размываемом русле обладает способностью свободно формировать скоростное поле и внутренние течения. Однако если рассматривать крупномас­ штабные структурные образования, то они оказываются не столь многообразными, ка к можно было бы ожидать [76]. И з бесчис­ ленного множества возможных движений потока в природе осуществляется ограниченное число нх форм. Они обладают чер­ тами общности, и притом такой, что удается установить гидравлико-морфометрические соотношения, позволяющие прогнозиро­ вать развитие общих форм русла .

В качестве основной закономерности движения жидкости многие исследователи принимают вариационный принцип мини­ мума диссипации энергии. Его широкую трактовку дал М. А. Ве­ ликанов [19]. В последнее время вариационные методы, в том числе и принцип минимума диссипации энергии, в той или иной форме используются при изучении структуры русловых потоков .

Предположение о минимальном рассеивании энергии распро­ странено на распределение скоростей по вертикали [13]. На ос­ нове предпосылок о минимальной работе потока и наименьшем смоченном периметре живого сечения рассматриваются вариа­ ционные задачи о форме русла рек [55, 56]. В других случаях гидравлически устойчивые сечения каналов устанавливаются, исходя из условий максимальной пропускной способности и определенных соотношений кинетической и потенциальной энер­ гии [68, 149] .

Вариационные принципы вытекают из основных законов ди­ намики, но не всегда ясна взаимосвязь между ними. В некото­ рых вариационных принципах в свое время пытались усмотреть выражение целенаправленности природы, якобы «стремящейся к организованной и экономной» реализации процессов движе­ ния. Так, например, у Мопертюи вариационные принципы были окутаны философским мистицизмом и подкреплялись религиоз­ ными доводами. На самом же деле вариационные принципы — всего лишь математически особенно выразительно сформулиро­ ванные экстремальные свойства законов движения [52]. При этом возможны ка к минимальные, так и максимальные значе­ ния варьируемых элементов. М. А. Великанов рассмотрел один конкретный случай турбулентного течения, когда потери энергии принимали минимальное значение [19]. Отсюда неправомерно выводить особый «принцип минимума диссипации энергии» и придавать ему слишком большую общность. Вопрос о том, в ка ­ кой форме реализуется экстремум потерь энергии, должен быть исследован в условиях каждой конкретной задачи .

О закономерностях изменения гидравлических элементов п о д л и н е потока В русле, претерпевающем 'высотные и плановые деформации, глубины и скорости течения непрерывно изменяются в напра­ влении движения потока. Закон этих изменений может быть выражен интегралом дифференциального уравнения неравномер­ ного движения. Но даже в простейшем случае плавно изменяю­ щегося течения численное интегрирование этого уравнения не­ возможно без предварительных предположений о характере изменения морфометрических и гидравлических элементов в пре­ делах расчетного участка. При этом прибегают к схематизации русла, выделяя участки с одинаковыми или монотонно изменяю­ щимися по длине гидравлическими элементами .

И если во всех этих случаях получают результаты, совпа­ дающие с действительной картиной движения потока, то, оче­ видно, это указывает на существование объективной физической основы подобных расчетов. Она заключается прежде всего в том, что резкие (скачкообразные) изменения гидравлических харак­ теристик приурочены к границам дискретных русловых форм, в промежутках же наблюдается плавное изменение глубин и скоростей течения .

Чтобы установить распределение скоростей вдоль потока, не­ обходимо знать их значение на границах участков монотонного изменения гидравлических и морфологических элементов, совпа­ дающих с фрагментами мезоформы (рис. 36). При этом для из­ менения скорости течения по пути х представляется оправдан­ ным произвольный выбор зависимости v ( х ), лишь бы она не про­ тиворечила реальной картине движения .

Но, располагая фиксированными значениями характеристик потока в начале и конце участка, можно попытаться использо­ вать для определения искомой функции некоторые дополнитель­ ные физические критерии и рассмотреть задачу на вариацион­ ной основе .

Одним из важнейших факторов движения воды в деформи­ руемом русле следует считать распределение потерь энергии h }

–  –  –

В качестве условия, которому должна удовлетворять неиз­ вестная функция скорости v ( x ), принимается экстремум потерь энергии. Тогда интеграл (3.19) должен рассматриваться в каче­ стве функционала, зависящего от подынтегральной функции F ( v, h, X) .

Пользуясь уравнением неразрывности, записываем расход на единицу ширины русла q = h v = const (3.20)

–  –  –

где подынтегральное выражение F включает три различные функции одной переменной: Ъ ( х ), v ( x ), h ( x ). Для нахождения функций, реализующих экстремум функционала, используется система уравнений Эйлера [167], составленных для каждой из подынтегральной функции. Так ка к F ' не зависит от Я, то реше­ ние вариационной задачи относительно К ( х ) не существует и, следовательно, закономерность изменения коэффициента сопро­ тивления не может быть установлена рассматриваемым мето­ дом. Что касается переменных v и h, то для них уравнения Эйлера позволяют получить решение вариационной задачи в следующем виде:

для глубины 3 -j h 2 h,’ —: C i

–  –  –

Уравнения (3.24) должны удовлетворять условию неразрыв­ ности. Если относительные изменения глубин (и соответственно скоростей) вдоль рассматриваемого участка потока невелики, т. е .

где |(}|С1 и |ср|С1, то можно показать, что система (3.24) удовлетворяет уравнению (3.20) с ошибкой, не превышающей второго порядка малости [0 (Э2) ] и 0(ср2)] .

При больших относительных изменениях v и /г вдоль участка условие неразрывности не соблюдается, откуда вытекает неиз­ бежность изменения удельных расходов или ширины потока .

И действительно, на реках в естественном состоянии большие перепады глубин и скоростей наблюдаются на фоне периодиче­ ских расширений и сужений русла. Этот более общий случай требует особого анализа. Д ля нас же важно, что уравнения (3.24), выведенные для плоского потока, отвечают условиям каналов и рек с малоизменяющимся удельным расходом .

Рассмотрим еще один вариант решения задачи.

Уравнение {3.21) можно решить относительно глубины Тогда функционал потерь энергии (3.19) приобретает сле­ дующий вид:

(3.25) Используя уравнения Эйлера, находим функцию для распре­ деления глубин, реализующую экстремум, (3.26) Для распределения скорости по длине получить вариацион­ ное решение функционала (3.19) не удается. Поэтому скорости должны определяться из условия неразрывности (3.20) .

Исследуем характер экстремумов потерь энергии, обеспечи­ ваемых функциями (3.24) и (3.25). С этой целыо воспользуемся условием Вейерштрасса [167], которое для подынтегральной функции выражения (3.22) будет иметь вид

–  –  –

Если h ' близко к pz, то Е может иметь разные знаки в за­ висимости от знака [3. Отсюда можно заключить, что функция (3.26) экстремума не реализует .

Различный характер изменения средних скоростей течения и глубин вдоль неравномерного потока отчетливо выявляется на графике (рис. 37), составленном для участков подпора и спада в натурных руслах по данным Б. А. Б а х м е т е в а [12] и М. Д. Чертоусова [162], а в экспериментальных лотках — по опытам Н. Мононобе [179] .

На рис. 37 можно видеть, что для кривых подпора законо­ мерность изменения скоростей по линейному закону и глубин по кривой второго порядка, согласно уравнениям (3.24), прак­ тически распространяется на всю длину участка неравномерного движения. Та же картина наблюдается и в случае кривой спада на участке А Б (см. опыты Мононобе). Вместе с тем вблизи концевого сечения, где глуоина становится близкой к своему крити­ ческому значению, можно видеть несоответствие зависимости (3.24). На участке В Г наблюдается линейное '.распределение глубин вдоль потока, отвечающее уравнению (3.26). Участок Б В — переходный .

Из рис. 37 следует, что система (3.24) с линейным распре­ делением скоростей вдоль потока действительна для случаев медленно изменяющегося течения, условиям быстро изменяюще­ гося движения соответствует уравнение (3.26) .

и_ Vo

–  –  –

Выполненный анализ, несмотря на его схематичность, позво­ лил получить некоторое представление об экстремальных зако­ номерностях движения. Отметим, что в рассмотренном случае достигается лишь слабый минимум потерь энергии, т. е. общ­ ность его ограничена. Более того, уравнение (3.26), описываю­ щее распределение глубин в зоне сжатия потока в конце кривой спада, вообще не реализует ни максимума, ни минимума функ­ ционала. Что касается уравнений (3.24), то они обеспечивают слабый минимум лишь по отношению к кривым, близким по ординатам и направлению касательных. Во всяком случае полу­ ченные решения не относятся к режиму обтекания и профилям микроформ русла, создающихся при движении гряд .

Уравнения (3.24) отвечают общим условиям движения по­ тока в пределах одного фрагмента мезоформы расширения или сужения русла. Спокойный речной поток в деформируемом русле, ка к это можно видеть на любом продольном профиле реки, существует в виде сопряженных зон вертикального сжатия и расширения. Сочетание этих двух фрагментов и создает мезоформу ка к более или менее устойчивое морфологическое обра­ зование .

В речных условиях, применительно к разным типам мезоформ, может наблюдаться различный механизм переноса частиц и взаимодействия потока и его ложа. По-видимому, в большин­ стве случаев средние скорости течения на границах зон при ди­ намическом равновесии потока и дна равны критическим — неразмывающеи и срывающей — скоростям (уи и пс). К а к показано ниже (гл. IV, § 2), критические скорости связаны статистичес­ ким соотношением = !,43, (3.27) которое обеспечивает динамическую устойчивость мезоформы .

Д ля расчета распределения скоростей по длине неравномер­ ного потока будем иметь:

в зоне сжатия

–  –  –

Визуальное представление о внешней структуре потока можно получить с помощью фотопневматического метода измерения расходов воды [22]. В 1961 — 1963 гг. этот метод был внедрен нами совместно с В. Э. Видом на Невинномысском канале. Через перфорированный трубопровод, уложенный на дно поперек русла, .

компрессором подается сжатый воздух. Всплывая, воздушные пу­ зырьки образуют на поверхности в определенном масштабе эпюру элементарных расходов, по которой после фотографирования оп

–  –  –

ределяется общий расход воды. На рис. 38 приведены совмещен­ ные изображения десяти последовательных фотоэпюр. К а к видим, несмотря на изменчивость их мгновенных очертаний, в потоке отчетливо вырисовываются два крупномасштабных фрагмента .

Главной причиной неравномерного распределения скоростей по ширине является тормозящее действие стенок. При этом градиенты скоростей могут возникать у одной стенки и, меняя знак на оси (потока, достигать максимума у противоположной стенки. Иногда же в поперечном сечении потока возникает си­ стема дискретных элементов, при этом для струй, не нримыкаю

–  –  –

щих к стенкам, краевой эффект торможения создается влия­ нием поверхностей раздела .

На рис. 39 а приведены схематизированные эпюры распре­ деления скоростей потока по ширине прямоугольного русла, на­ блюдающиеся в реальных условиях. В одних случаях получается правильное распределение с одним максимумом скоростей, в других — волнообразное очертание скоростных эпюр. Зона пониженных осредненных скоростей соответствует положению поверхностей внутреннего раздела потока, характеризуемых по­ вышенной турбулентностью течения. Неравномерное распреде­ ление осредненных скоростей с одним или несколькими макси­ мумами но ширине наблюдается в прямоугольном русле, а в параболическом часто максимуму глубин отвечает минимум осредненных скоростей .

Непосредственно по данным измерений на реках и в лабора­ торных лотках установлено, что распределение средних скоро­ стей на вертикалях по ширине прямоугольного русла в пределах каждого структурного элемента приближенно следует параоолической кривой (by - / ) + ! ',. (3.30) г д е у о — средняя скорость потока, Vi — средняя скорость «а гр а ­ нице структурных элементов, характеризуемых поперечным масштабом 6; обе эти характеристики могут быть получены на основе натурных и экспериментальных материалов .

Д л я определения граничной скорости vi использованы изме­ рения средних скоростей на вертикалях 'в руслах равнинных и горных рек, каналах и лабораторных лотках (рис. 39 б). Н е­ смотря на широкий диапазон режимов потока (скорости тече­ ния находились в пределах 0,19—8,85 м/сек., глубины 0,05 9,85 м, числа Фруда 0,005—2,32) соотношение граничных и сред­ них скоростей оставалось в пределах 0,82—0,98, составляя в среднем 0,93 .

Это соотношение определяет один из параметров уравнения (3.30), которое принимает теперь вид (3.31) v = W * ! L ( b y - f ) + 0,93v0 .

Масштабы L и b характеризуют наиболее крупные фрагменты внешней структуры потока. Их количественная оценка^ будет по­ лучена ниже на основе рассмотрения закономерностей внутрен­ ней структуры потока и морфометрических соотношений дефор­ мируемого русла .

§ 6. Т у р б у л е н тн о ст ь р у с л о в о го п о то к а В свете современных представлений турбулентный поток не является простой совокупностью беспорядочных движений жид­ кости. Он обладает статистически устойчивой структурой жид­ ких масс, движение которых носит почти закономерный харак­ тер. В потоке одновременно существует множество структурных образований, имеющих различные масштабы и скоростные х а ­ рактеристики. Структурные образования проявляют себя в виде вторичных течений, наложенных на основное продольное движе­ ние потока. Появление вторичных течений как продольных, так и поперечных, связано с влиянием касательных напряжении вдоль поверхностей раздела потока и при обтекании выступов шероховатости, центробежных сил на изгибах русла, кориолисовых ускорений от вращения Земли и т. д .

Кинематическая структура потока иногда рассматривается как поле скоростей устойчивой циркуляции, образуемой систе­ мой продольных вихрей [150]. При этом предполагается равен­ ство нулю поперечных составляющих скорости на диаметрах вихрей: вертикальных — у дна и поверхности, горизонтальных — на середине глубины в сопряжении соседних вихревых образо­ вании. Однако с увеличением размеров русла (лотка) и масштаоов потока циркуляционная структура течений теряет свою определенность и становится более сложной [53]. Еще в боль­ шой мере это относится к естественным руслам. Существование общей циркуляционной структуры, охватывающей целые обла­ сти речного потока, противоречит реально наблюдаемой повы­ шенной интенсивности пульсаций у дна и в зоне раздела тече­ ний, т. е. как раз там, где по схеме циркуляции предполагаются нулевые поперечные компоненты скорости .

Обзор вторичных течений дан А. С. Офицеровым [114], совре­ менные представления о кинематической структуре турбулент­ ного потока систематизированы А. Б. Клавеном [72] .

Вот некоторые двухмерные модели русловой турбулентности:

вихревые возмущения, возникающие в результате неустой­ чивости основного течения и охватывающие поток на всю глу­ бину (М. А. Великанов);

— первичные возмущения у стенок и дна и вторичные вихри в толще потока (В. Н. Гончаров);

потенциальное течение по слабоизогнутым траекториям в основной зоне и система эллиптических водоворотов в придон­ ном слое (Н. Е. Кондратьев);

— система крупномасштабных вихрей, обладающих сложной структурой, элементами которой являются приведенные выше турбулентные образования меньших масштабов (А. Б. Клавен) .

В. М. Маккавеев [95] рассматривает турбулентный поток как трехмерную автоколебательную систему, которая в свою очередь состоит из ряда частных автоколебательных систем. Определяю­ щая роль в структуре турбулентности отводится элементам пульсации при взаимодействии потока и дна .

Ю. М. Кузьминов и Ю. Г. Иваненко [81] в своих недавних опытах зафиксировали и количественно оценили роль блуждаю­ щих крупномасштабных вихрей в квазипериодических измене­ ниях скорости и ее пульсаций. Было обнаружено, что они сущест­ венно зависят от относительной ширины и устойчивости размы­ ваемого русла .

Как видим, формы внутренних течений достаточно многооб­ разны. В природе они, конечно, не существуют изолированно .

Одна система течений накладывается на другую, пронизывает ее и взаимодействует с ней. Хотя тот или иной вид течений o6vcловлен определенным физическим фактором, причинно-следствен­ ные связи затушевываются взаимным переплетением последних .

Лишь в отдельных случаях, как, например, при изгибе потока, отчетливо проявляется действие центробежных сил и вызванных ими перемещений водных масс. В большинстве же случаев вто­ ричные течения проявляются в совокупности со случайными из­ менениями характеристик потока и образуют непрерывный спектр турбулентной пульсации скорости и давления .

Статистические характеристики скоростного поля тур­ булентного потока

Аналитическое описание поля мгновенных скоростей турбу­ лентного потока — исключительно трудная задача. Обычно на основе полуэмпирических теорий турбулентности удается рас­ смотреть только простейшие статистические характеристики тур­ булентности. Большую роль при этом играет понятие об изо­ тропной и однородной турбулентности, введенное Тэйлором в 1935 г. Однако сама по себе эта модель непригодна для опи­ сания каких-либо русловых турбулентных течений, поскольку все они испытывают возмущающее влияние внешних границ .

Эта трудность была преодолена A. IT. Колмогоровым в предло­ женной им теории локально изотропной турбулентности [74] .

Ее основная физическая предпосылка состоит в том, что при пере­ даче энергии движения по каскаду от крупномасштабных ком­ понент турбулентности к мелкомасштабным компонентам ори­ ентирующее влияние среднего течения ослабляется при каждом переходе к более мелким возмущениям. Другими словами, если рассматривать мелкомасштабные компоненты турбулентных те­ чений, то любая развитая турбулентность с достаточно большим числом Рейнольдса может считаться локально изотропной и ло­ кально однородной .

Продольные мгновенные скорости турбулентного потока представляются в виде трех компонентов: скорости невозмущен­ ного движения vo и наложенных на нее отклонений — структур­ ных шст и случайных w v t = v 0 -j- w C -j- w. (3.32) T Структурные отклонения обусловлены динамическими зако­ номерностями распределения скоростей в крупномасштабных элементах. Случайные отклонения порождены мелкомасштабной турбулентностью потока. Если структурные возмущения непо­ средственно связаны с осредненным течением, то его ориенти­ рующее влияние на случайных возмущениях уже не сказыва­ ется. Но из этого следует, что в случае развитой турбулентности совокупность всех этих возмущений (за вычетом структурных, 8 Заказ №24 т. е. наиболее крупных) будет подчинена статистическому ре­ жиму локально изотропной турбулентности .

Во многих задачах теория турбулентности поле пульсационных скоростей можно считать стационарным, т. е. не меняю­ щимся во времени, и однородным, сохраняющим постоянство своих статистических характеристик во всех точках пространства .

В этих случаях для изучения турбулентности с успехом исполь­ зуется аппарат случайных функций. В наиболее полном виде он изложен А. С. Мониным и А. М. Ягломом [108]. Приведем лишь некоторые простейшие соотношения, используемые при изучении турбулентных течений в открытых потоках .

Непрерывное изменение какой-либо характеристики потока во времени представляется как реализация случайного процесса .

Ниже мы будем преимущественно рассматривать распределение мгновенных скоростей турбулентного потока как случайное поле в одномерном пространстве, в котором отклонения скорости от осредненных значений выражаются случайной функцией коорди­ наты х или у .

Пространственную связанность случайных отклонений скоро­ сти w выражают корреляционные функции — продольная для то­ чек, расположенных вдоль потока (по оси х) на расстояниях, B LL (I) = w (х) w ( х + g) (3.33) и поперечная (по оси у ), в которой сопоставляются случайные отклонения величин ш в точках поперечной оси потока при па­ раметре сдвига (3.34) B N K (Q = w ( y ) w ( y ^ i ) .

–  –  –

них скоростей на вертикали (в масштабе интеграции всплываю­ щими пузырьками воздуха). Нормированная корреляционная функция, характеризующая мгновенное распределение этих ско­ ростей поперек потока, приведена иа рис. 40. По виду функции R x x CQ можно заключить, что рассматриваемое поле неодно­ ) родно. Его можно считать квазиоднородным лишь в средней части структурного элемента для 2,5 м (несколько ниже бу­ дет дано выражение для количественного критерия квазиодно­ родности). С удалением от оси элемента происходит закономер­ ное снижение величин средних скоростей (и, следовательно, их мгновенных отклонений), что находит свое отражение в появле­ нии отрицательной ветви корреляционной функции. Укажем х а ­ рактерные значения параметров функций (3.37) и (3.38) для однородного случайного поля .

Величина о, начиная с которой значение корреляционной функции близко к нулю, относится к числу важнейших парамет­ ров и называется радиусом корреляции. Что касается структур­ ной функции, то ее характеризует величина и, при которой функция D n n (qu) достигает «насыщения», т. е. мало увеличи­ вается с увеличением I или остается неизменной .

8*

Характерными значениями рассматриваемых функций будут:

(0)= 1! Rnn (С ) = 0;

о Оaw (0)= 0 0.nn (!=)= 2 .

-о = ^Связь временных и пространственных корреляционных функ­ ции устанавливает гипотеза Тейлора о «замороженной турбу­ лентности»

© = R ll М = R * СО, (3.40) R ll где т — временной параметр сдвига, v — осредненная скорость в точке .

Геометрическое подобие турбулентных потоков выражается числом Струхаля Sh = 4 -, (3.41) где h — глубина потока, L — продольный масштаб турбулент­ ности .

Д л я локально изотропной турбулентности А. Н. Колмогоро­ вым установлен «закон двух третей», выражающий значение пространственной структурной функции 00 = ^ 2/3, (3.42) где — коэффициент, зависящий от диссипации энергии .

«Закон двух третей» справедлив для инерционного диапа­ зона масштабов турбулентности, т. е. таких, которые много больше размеров мельчайших вихрей /в, диссипирующих энер­ гию в результате проявления вязкости, но намного меньше масштабов основного движения /0 4 « А,„« Не­ структурная функция в диапазоне вязкого трения зависит от квадрата пространственного параметра О соотношении приведенных масштабов турбулентности можно судить по их роли в русловом потоке: с масштабами по­ рядка /0 связаны руслоформирующие процессы, масштабы инер­ ционного интервала /Ш определяют диффузионный обмен, а р аз­ мер мельчайших вихрей /в является одним из параметров диссипации энергии. Величины этих масштабов, по-видимому, не­ одинаковы в различных условиях. На современной стадии иссле­ дований они еще не могут быть однозначно выражены через х а ­ рактеристики осредненного движения и общие размеры потока .

Большой интерес представляет статистический режим круп­ номасштабной турбулентности реальных потоков. Некоторые ре­ зультаты в этой области опубликованы в последнее время. П о­ средством непрерывной регистрации пульсирующих скоростей в речных руслах и экспериментальных лотках за достаточно длительные промежутки времени получены значения v, и вре­ менных продольных корреляционных функций R l l (x). В табл. 9 приведены результаты выполненных измерений. Там же поме­ щены теоретические значения для структурных функций .

Систематизация полученных характеристик затруднена боль­ шими различиями в их аналитическом или графическом предста­ влении. Это объясняется, вероятно, тем, что исследователи огра­ ничивали задачу получением опытных данных и не пытались систематизировать их. Простая аппроксимация эмпирических данных без учета соотношений между корреляционной и струк­ турной функциями, а также их характерных и предельных значений, делает невозможным сравнение полученных характе­ ристик при анализе свойств турбулентного потока. Между тем существует возможность придать сравнимую форму разнообраз­ ным корреляционным и связанным с ними структурным функ­ циям. Д л я этого необходимо воспользоваться свойством авто­ модельности последних [108]. Хотя структура турбулентности реальных открытых.потоков обладает чертами неоднородности,, можно для приближенного статистического анализа их исполь­ зовать соотношения, установленные для однородных случайных полей. Нормированные структурные функции, относящиеся к раз­ личным реализациям, можно свести к функциям одного пере­ менного, если отнести аргумент к специально выбранному мас­ штабу длины, однозначно определяемому по корреляционной функции. В качестве такого масштаба нами принимается радиус корреляции.

Данные натурных и экспериментальных измерений были подвергнуты следующей обработке:

— независимо от принятой авторами формы аналитического или графического представления корреляционных функций все они нами приведены к виду (3.43) при этом временные корреляционные функции преобразованы в пространственные;

— от корреляционных функций в форме (3.43) совершен пе­ реход к структурным функциям по формуле (3.39) и далее полу­ ченные значения аппроксимированы в форме (3.44) Q LLm = 2 Г г, при этом подбор показателя степени произведен по значениям структурной функции в конце участка насыщения § = и;

— на основе свойства автомодельности параметр сдвига з а ­ менен его отношением к радиусу корреляции

–  –  –

0,0 6 0,5 0,7 0 0,1 4 0,8 8 | — | 5 0,0 | — | 0,0 4 1,5 0,3 0 0,4 2

–  –  –

0,0 8 0,5 0,2 3 0,0 2 | 0,0 6 | 1 7,0 | 7 6,2 ' | 0,2 0 | 0,0 5 [ 1,6 0,7 0 0,2 5

–  –  –

1,0 2,5 0,5 0,4 2 0,0 6 | 0,0 7 | — | — [ 24 | 1 0,0 0,2 5

–  –  –

1,8 0 0,3 0 0,0 5 | 0,0 0 5 1,3 0 0,6 4 2,8 0 0,4 7 0,4-0

–  –  –

1. Основные черты турбулентного движения отражает пока­ затель степени приведенных структурных функций. Д л я ло­ кально изотропной турбулентности — это «закон двух третей», для диапазона вязкого трения — квадратичная зависимость .

В реальных потоках, испытывающих влияние крупномасштабных возмущений и жестких границ течения, неизбежны отклонения от этих характеристик. Структурные функции пульсационных скоростей в лотках и реках имеют показатели степени т = =0,25-^0,43, что свидетельствует о наличии в реальных потоках менее тесной корреляции течений, чем в гипотетической среде изотропной турбулентности. Это относится к измерениям поля скоростей, выполненным с помощью вертушек и киносъемки .

В том и другом случае' носители скорости — струи, обтекающие вертушки или переносящие индикатор, имели достаточно круп­ ные масштабы. Совершенно особое место в поле структурных функций заняли результаты измерения термогидрометром. Этот прибор, как известно, реагирует на наиболее мелкомасштабные движения турбулентности. И неслучайно поэтому структурная функция, выведенная по термогидрометрическим данным, заняла промежуточное положение между квадратичной зависимостью «вязкого» диапазона и «законом двух третей». Следовательно, положение эмпирических структурных функций в составе их пол­ ного семейства зависит от масштабов турбулентных образова­ ний, определивших результаты измерения .

2. Наряду с радиусом корреляции к числу важнейших х а ­ рактеристик турбулентности относится параметр насыщения структурной функции | и. При любых аппроксимациях этих функ­ ций необходимо обеспечить точное представление их значений именно в точке, где резкое уменьшение корреляционной функ­ ции сменяется более плавным, а структурная функция достигает насыщения .

Как известно, вид зависимости, аппроксимирующей эмпири­ ческие корреляционные функции, далеко не безразличен для ис­ следования характеристик турбулентности.

В частности, коэффи­ циент при экспоненциальной аппроксимации корреляционной функции вида (3.43) определяет средние масштабы турбулент­ ных возмущений:

продольный о ^ j J (3.460 с = R l l (I) d% = e LL d \ LL О и и поперечный

–  –  –

Эти масштабы являются статистической оценкой средних расстояний, на которых сохраняется положительное значение моментов корреляции между пульсациями скорости. Масштабы турбулентности имеют не только статистический, но и физиче­ ский смысл. Если нормированная корреляционная функция при некотором значении параметров сдвига = о и = о становится близкой к нулю, это указывает на отсутствие заметного влияния динамических приращений скорости на распределение пульса­ ций в пределах преобладающих турбулентных образований. При наличии динамических отклонений в реализациях изучаемого случайного процесса, т. е. когда эффекты неоднородности скоростного поля становятся ощутимыми, корреляционная функдия, начиная с некоторого значения параметров сдвига и о, остается практически неизменной или периодически пере­ ходит через нулевые значения .

О связи масштабов турбулентности и характеристик основного движения

Степень неоднородности пространственного распределения мгновенных скоростей зависит от общей структуры потока. Не­ однородность не исключает существование локально однородных областей внутри потока (а именно, к ним относятся структурные функции и эмпирические параметры, представленные выше в табл. 9). Но для того чтобы скоростное поле было локально однородным, динамические приращения скоростей, обусловлен­ ные структурой, должны быть меньше их пространственных разностей, выражаемых через структурные функции в пределах средних масштабов возмущений | с и с- Чтобы обеспечить стати­ стическое преобладание осредненных пространственных разно­ стей, скажем, с вероятностью порядка 0,997, достаточно, чтобы они по крайней мере в три раза превышали динамическое при­ ращение [21].

Отсюда при учете соотношений (3.28) — (3.30), вы­ ражений структурных функций типа (3.35) при параметрах сдвига, равных масштабам gc и с, получаем условия локальной однородности структуры потока:

продольном направлении в, (3.47) в поперечном направлении

–  –  –

Средние масштабы турбулентных образований оцениваем с помощью формул (3.46) по натурным наблюдениям ?с= 3h- Сс= 0,4/г .

Согласно табл. 9 выберем ориентировочные, значения эмпи­ рических параметров структурных функций и подставим их в не­ равенства (3.47) и (3.48)

–  –  –

b ^ ^ v T h- (3 -50) Таким образом, продольный масштаб на порядок больше, чем поперечный. В том же соотношении находятся и масштабы наиболее крупных образований внутренней структуры турбу­ лентного потока | с и с (см. выше). Кроме опытных данных, полученные зависимости основаны на ряде теоретических пред­ положений. Интересно отметить, что те же соотношения мас­ штабов турбулентной структуры ( L на порядок больше, чем Ь) устанавливаются по данным непосредственных измерений, вы­ полненных. Ш. Иокоси на каналах и реках Японии [181] .

В главе V будут приведены и некоторые морфометрические х а ­ рактеристики русел, подтверждающие полученные результаты .

О структуре граничного слоя

Основная черта, отличающая граничный слой от остальной части потока,— неизменность кинематических характеристик на его внешней границе независимо от степени шероховатости русла и области сопротивления, к которой относится течение. Гранич­ ный (для плоского потока придонный) слой разделяется высту­ пами шероховатости на изолированные в той или иной мере микро- и макрозоны, обладающие особыми для каждой из них и для любого момента времени полями скоростей и давлений .

Структурные элементы потока при этом составляют «ансамбль турбулентных образований» [95], возникающий в результате тор­ мозящего действия жесткой границы .

Придонный слой периодически выбрасывает в толщу потока и получает взамен дискретные массы жидкости. Непрерывное формирование у дна элементарных вихрей и проникновение их в поток, как показал В. М Маккавеев, приобретает черты авто­ колебательного процесса. Первоначально возникающие на дне турбулентные возмущения имеют масштаб б в, определяемый высотой выступов шероховатости. Затем примыкавшие ко дну и находившиеся в связанном состоянии вихреобразования пере­ ходят в свободное состояние, распространяясь в толщу потока, где в результате присоединения новых масс жидкости они при­ обретают увеличенный масштаб б 0. Источником турбулентных образований, заполняющих основную зону потока, является придонный слой, поэтому можно положить, что его высота 61 определяет масштаб б 0 .

Согласно исследованиям Маккавеева, между числом элемен­ тов, находящихся в связанном и свободном состоянии, сущест­ вует количественное соответствие, из которого можно устанавли­ вать соотношение между масштабами турбулентных образований и толщиной придонного слоя (3.51) Количественная связь характеристик сопротивления и п ара­ метров придонного слоя получена И. К- Никитиным непосредст­ венно из опытов [112 ]. .

Как показали многочисленные измерения поля скоростей турбулентных потоков, средняя частота крупномасштабных пульсаций остается почти неизменной по всему сечению и зави­ сит от масштаба турбулентности и осредненной скорости тече­ ния. Если турбулентные образования масштаба 8 в прорываются из придонной области со скоростью v B в виде цепи, непрерыв­ ность которой характеризуется коэффициентом сс/ 1, то, оче­ видно, их частота будет равна Процессы в придонном слое определяют динамические и ки­ нематические характеристики основной зоны потока — всей об­ ласти течения, расположенной выше границы придонного слоя .

При развитой турбулентности его высота Si оказывает влияние на режим всего потока и прежде всего на формирование, скорост­ ного поля .

§ 7. Р а с п р е д е л е н и е п р о д о л ьн ы х ско р о стей по гл уб и н е Проблеме распределения скоростей в потоке посвящено много работ. Все предложенные формулы, описывающие эпюру скоро­ стей на вертикали, имеют эмпирическое происхождение. В ана­ литическом отношении они представляют собой различные кри­ вые: логарифмические, параболические, эллиптические и степен­ ные. А. В. Караушев [65] предложил эллиптическое уравнение для распределения скоростей по вертикали. Формула Караушева успешно используется в расчетах транспорта взвешенных ланосов и процессов турбулентной диффузии .

Логарифмическая зависимость была предложена Прандтлем, Ясмундом и Никурадзе. Обоснованию этого вида закономерно­ сти были посвящены исследования В. Н. Гончарова [27] и в по­ следнее время Н. К. Никитина [112]. В этих исследованиях фор­ мирование профиля осредненных скоростей на вертикали рас­ сматривается как результат взаимодействия придонного слоя с толщей основного потока .

М. М. Дидковский и И. А. Родионов [38] пришли к выводу, что логарифмическая и показательная формулы лучше других отвечают результатам измерений скоростей воды в больших к а ­ налах, особенно в придонной области. Т. Ф. Талмаза (Киргиз­ ский институт водного хозяйства) констатировал наилучшее со­ ответствие показательного и логарифмического законов условиям движения потоков с большой шероховатостью дна .

В настоящее время не существует доказательств решающего преимущества той или иной формулы для профиля осредненных скоростей на вертикали. Остается выбирать те из них, которые наилучшим образом соответствуют конкретным условиям рас­ чета. Д л я земляных каналов и обводненных рек при переброске стока, связанной с образованием повышенной шероховатости русла, наиболее приемлемым следует считать логарифмическое распределение скорости по глубине. Приведем его в форме, пред­ ложенной В. Н. Гончаровым, (3.5 3 ) vx= v * l2 § -\g ™ J ± ± L t где vx — осредненная продольная скорость в точке на высоте z над дном, v — средняя скорость на вертикали, б — высота вы­ ступов шероховатости; при однородном зернистом грунте дна А = 0,7 cl .

Донная скорость на высоте выступов шероховатости

–  –  –

Взаимное соответствие расходов и уровней широко исполь­ зуется в расчетах движения русловых потоков. Во многих слу­ ч а я х — при вычислении стока, разработке прогнозов водного ре­ жима и оценке условий водозабора в каналы — возникает не­ обходимость перехода от уровней к расходам или, наоборот, от расходов к уровням. На первый взгляд эта задача не представ­ ляет затруднений. Действительно, она легко может быть решена на основе формулы Шези. Сложность же вопроса заключается в том, что в эту формулу входят уклон и коэффициент шерохо­ ватости, т. е. характеристики, которые колеблются в широких пределах и не всегда определяются с необходимой точностью, особенно для рек с легко деформируемым руслом. Так, по д а н ­ ным наблюдений, на р. Амударье в паводочный период местные уклоны в отдельных створах изменяются от 0,00008 до 0,00036, коэффициенты шероховатости — от 0,017 до 0,055, или в 3— 4 раза, без какой-либо связи с изменением уровней .

Все это объясняет те преимущества, которые дает использо­ вание непосредственной связи расходов и уровней. Кривые рас­ ходов Q ( H ) строятся по данным измерений и, конечно, не пред­ ставляют собой функциональных зависимостей. Однако относи­ тельное рассеяние ct0q точек в корреляционном поле расходов и уровней оказывается все же меньшим, чем пределы относитель­ ного изменения уклонов и коэффициентов шероховатости. Вели­ чину ctoq неправомерно отождествлять с ошибками измерения расходов. Рассеяние точек Q и Я отражает, кроме ошибок изме­ рения, также изменение условий протекания потока и, в первую очередь, уклонов водной поверхности, формы и шероховатости русла. Обычно стараются выделить влияние тех или иных физи­ ческих факторов на пропускную способность русла и строят вре­ менные кривые расходов. Этот прием вполне оправдан при ус­ ловии достаточного количества наблюдений. Однако, если это условие не соблюдено, проведение семейства кривых расходов становится операцией, не свободной от субъективизма .

Ниже на примере реки Амударьи рассматриваются некото­ рые объективные методы корреляционно-статистического ана­ лиза гидрометрических данных, разработанные нами в отделе гидрометрии ГГИ .

Корреляционно-статистический анализ колебаний уро­ вня р. Амударьи и расчленение их на составляющие Река Амударья отличается чрезвычайно неустойчивым блу­ ждающим руслом. Неоднозначность связи уровней и расходов на Амударье особенно велика. При средних уровнях паводка расходы воды могут отличаться в 1,5—2 раза. И, напротив, при од­ ном и том же паводочном расходе разность уровней достигает 0,5—0,8 м, что составляет 25—30% всей сравнительно небольшой амплитуды колебания .

На всем протяжении среднего и нижнего течения реки ее русло находится в состоянии непрерывных деформаций.

Русло­ формирующая активность потока объясняется паводочным режи:

мом стока, относительно высокими скоростями течения (они в 3— 4 раза больше неразмывающей) и, наконец, избыточной концент­ рацией мелкофракционных наносов (4—8 кг/м3) .

Деформации русла сопровождаются перемещением огром­ ных масс грунта. Их движение совершается в форме мощных грядовых и осередковых образований. На сопоставленных пла­ нах русла можно видеть, как в течение паводочного сезона исче­ зают или образуются русловые отложения на площади в не­ сколько квадратных километров объемом 1,5—2,0 млн. м3 .

На фоне движения крупных форм по всему руслу перемещаются гряды самых различных масштабов. Так, кратковременные ко­ лебания отметок дна (с периодом от нескольких часов до 1 — 2 сут.) создаются сползанием микроформ, скорость движения которых достигает 1,0— 1,5 м/час при длине 20—25 м и высоте 80— 100 см. Смещение мезоформ выражается в направленных деформациях русла, сохраняющих свой знак в продолжение 7— 12 сут. Одновременно с деформацией дна происходит измене­ ние береговой линии. Местами размыв берегов становится ката­ строфическим, превращается.в дейгиш .

Перестройка русловых форм сопровождается непрерывным .

изменением структуры потока. Возникают зоны временного под- ;

пора и прорыва водных масс, буруны и водовороты, пульсация скоростей и перераспределение удельных расходов по ширине потока .

Все эти сложные процессы находят отражение в колебаниях уровня, не связанных с транзитным расходом воды. Их период { изменяется соответственно циклам русловых деформаций -от нескольких часов до нескольких суток. Если рассматривать уча сток длины, значительно превышающий продольные размеры ме­ зоформ, то можно наблюдать, что указанные колебания уровня находятся в различных фазах. Следовательно, они могут быть сглажены посредством пространственного осреднения. Однако практически трудно организовать наблюдения одновременно во многих пунктах по длине и ширине реки. В теоретическом же отношении схема пространственного осреднения уровней для по­ строения кривой расходов пока еще неясна .

Нами использована временная схема сглаживания уровней .

В самом общем виде график колебания уровней Амударьи представляется в. виде чередования волн паводков.

Будем рассматривать отклонения уровней от их осредненных значений, как результат сложения трех составляющих:

— стоковой, обусловленной изменением расходов воды;

— периодической, создаваемой направленными деформаци­ ями дна;

— случайной, обусловленной движением микроформ русла, крупномасштабной турбулентностью потока и другими причи­ нами, которые могут быть учтены лишь на вероятностной основе .

Суммарное отклонение уровней представим по схеме линей­ ной авторегрессии [180], т. е. в виде функции времени zT (t), полученной как разность наблюденных значений уровней Н (t) и сглаженных — в результате последовательного скользящего ос­ реднения по интервалам Т сут .

–  –  –

и отнесенных каждый раз к середине, интервала, для которого они получены. Отклонения ежедневных уровней от среднегодо­ вого значения ( Г = 3 6 5 сут.) имеют наибольший размах. Они вы­ ражают сезонные, изменения стока и вместе с тем включают полный спектр колебаний. Скользящее осреднение уровней в з а ­ висимости от величины интервала Т позволяет выделить коле­ бания различной частоты. Наибольшей частотой обладают слу­ чайные. колебания. Поэтому, если начать с наиболее короткого интервала Т = 2 сут., то с каждой новой ступенью осреднения ход уровней будет все больше освобождаться от случайных от­ клонений. И, наконец, при каком-то интервале Го в спектре от­ клонений останутся только стоковая и периодическая состав­ ляющие .

Наглядное представление о процессе фильтрации различных отклонений уровня дает график колебаний уровня по двухчасо­ вым интервалам показаний самописца на фоне среднесуточного хода уровня и сглаживающих кривых при интервале осреднения 3 и 7 сут. (рис. 42). Почти непрерывные колебания с периодом от 2 до нескольких часов сглаживаются при суточном осредне­ нии уровня. В отдельные фазы сравнительно плавного хода уровня наблюдаются его провалы и выбросы. Они, несомненно, связаны с прохождением через створ крупных русловых образо­ ваний в непродолжительное время — 1—2 сут. Вызванные ими отклонения сглаживаются при интервале осреднения Т — 3 сут .

На рис. 43 а представлены нормированные корреляционные функции отклонений уровня и отметок дна от осредненных для гидроствора Тюя-Муюн в течение лаводочного периода (с марта по сентябрь) 1963 г. Нормированные корреляционные функции

–  –  –

9 Заказ №24 При определении корреляционных функций использовалась аналоговая вычислительная машина ЭАСП. Данные в нее вво­ дились в форме графиков отклонения уровней от сглаженных значений и отметок дна — от их среднегодовой величины .

Д ля дальнейшего анализа установим критерий корреляцион­ ной связи между значениями случайного процесса отклонений zT при различной величине параметра сдвига т. Величина коэф­ фициента корреляции, выражаемая нормированной корреляци­ онной функцией, убывает с ростом т. В качестве, минимально до­ пустимого min (тдоп) примем то значение R t (x), при котором знание величины zT (t) не дает оснований ожидать никакого другого значения 2Г (^ + тд0п), чем просто его средней квадрати­ ческой величины az. В таком случае из статистических соотно­ шений для квазистационарного процесса можно получить [14] .

r a i n ^ г ( т доп) = 0,5 .

Как видно из рис. 43 а, в годовом ходе уровней (при Т = = 3 6 5 сут.) наблюдается еще достаточная связь колебаний в ин­ тервале то = 30 сут. Высокочастотные отклонения уровней (при Т = 3^-5 сут.) едва сохраняют корреляцию при временном сдвиге т о = 1 сут. Колебания отметок дна обладают положительной кор­ реляцией в течение 5 сут .

Установленные соотношения временных масштабов приводят к выводу о возможности отфильтровать (сгладить) высокоча­ стотные случайные отклонения уровней при сохранении неслу­ чайных колебаний, обусловленных изменением расходов и н а ­ правленными деформациями русла. Чтобы решить эту задачу, необходимо привлечь дополнительную информацию .

Сопоставим графики колебания уровней в смежных створах р. Амударьи — Ильчик и Тюя-Муюн, — находящихся на расстоя­ нии 308 км (присвоим им индексы соответственно х и у ). Приточность и крупные водозаборы отсутствуют. Д л я решения во­ проса о пространственной связанности отклонений уровня вы ­ числим нормированные взаимные корреляционные функции для отклонений ежедневных уровней от сглаженных г (О гт (t + т), zx^zy— V- -• -57 где огх и агу — среднеквадратические отклонения уровней от сглаженных по интервалам Т на смежных постах, т = 0, 1, 2, 3 и т. д. суток — временной параметр сдвига .

Д л я сравнения на нижнем по течению посту берутся уровни на х суток позже, чем на верхнем. Графики гХу { т) приведены на рис. 43 б. Д л я каждой ступени осреднения существует максимум R x V(т). Естественно, он должен соответствовать времени добега­ ния уровня, т. е. R Xy (т) = m a x R xy (т) при т = т Д бО Абсолютные значения максимумов R xv {x) при различных зна­ чениях интервалов осреднения определяются физической общно­ стью причин, вызывающих отклонения уровня. Как видно из рис. 43 6, наибольшие значения max R xy (т) = 0,9 2 наблюдаются для отклонений уровня от среднегодового, всецело обусловленных изменением стока. Но чем короче интервал сглаживания, тем меньше величина m a x R x y (x). При Г = 2 сут. она составляет всего 0,5, что уже можно считать признаком исчезновения связи откло­ нений уровня в смежных створах .

Частота колебаний, для которых еще возможна надежная оценка их характеристик, не должна быть выше так называемой частоты Найквиста [23]

f к = "2ДГ ’

где At — интервал дискретности; в нашем случае он составляет 1 сут. Следовательно, целесообразно принять интервал скользя­ щего осреднения Г о = 3 сут., для которого m a x R xy (т) = 0,5 7 .

Ослабление взаимной корреляции отклонений ежедневных уровней от сглаженных при Т = 2—3 сут. свидетельствует о не­ зависимом развитии процессов, вызывающих случайные (высо­ кочастотные) колебания уровней в смежных створах. Поскольку расходы воды в различных створах бесприточного участка не могут считаться независимыми, ослабление корреляции случай­ ных отклонений уровня есть следствие местных причин, заклю­ чающихся в изменении структуры потока и рельефа дна. Эти изменения в створах, разделенных большим расстоянием, дей­ ствительно взаимно независимы и, следовательно, носят случай­ ный характер. Отклонения, обусловленные направленными де­ формациями, зависят от общего изменения водности и косвенно через расходы воды сохраняют связь в смежных створах .

Фильтрация случайных отклонений уровня увеличивает зна­ чимость динамических факторов и, следовательно, может быть использована для построения кривых расходов .

Преобразование кривой расходов на основе сглажен­ ных уровней и рациональная методика подсчета стока Рассмотрим кривую расходов Амударьи в створе Тюя-Муюн, замыкающем среднее течение реки (рис. 4 4 А а ). Измерения рас­ ходов выполнены Гидрометслужбой в паводочный период 1967 г .

Кривая расходов имеет петлеобразный вид. В отличие от рек с устойчивым руслом расходы Амударьи на спаде, как правило, выше, чем на подъеме паводка, и особенно в диапазоне уровней, отвечающем отметкам поймы. Снижение пропускной способности русла на подъеме паводка объясняется резкой активизацией 3 .

потока, морфологической перестройкой его ложа и загроможде­ нием живых сечений наносами. На спаде же паводка поток ока­ зывается в сравнительно разработанном русле. Правда, и в этот период образование новых протоков в сторону поперечной де­ прессии уровней может привести к снижению пропускной спо­ собности русла, но чаще наблюдается обратное .

–  –  –

I Jv V VI VII I 1 1 Р и г. 44 Б. С х е м а и н т е р п о л я ц и и п о п р а в о к к у р о в н ю 1(а ) и ;.х р о н о л о ги ч е с к и е гр а ф и к и п о п р а в о к к р а с х о д а м ( г ) и к у р о в н ю - ( .

? )• .

о р в АН и A д я к и о б — т ж д я к и о б 7 —за и ен е сто за ш и сто а Q л р в а, н ж и 8 —а,вы ен е 5 —п п а к и й о е л рвй, к к .

внимательном рассмотрении полученного поля точек. В кем от­ четливее проявляют себя гидравлические условия движения по­ тока в створе. Все паводочные расходы независимо от хроноло­ гической последовательности измерения дифференцируются по фазам паводка. Примечательно, что расходы, измеренные на пике и в наинизшей точке паводка, заняли среднее положение:

через них проходит кривая, осредняющая все поле точек. Умень­ шился разброс точек по ветвям спада и подъема паводка .

После фильтрации случайных отклонений рассеяние точек измеренных расходов зависит лишь от динамических факторов и ошибок измерения. Роль последних становится несущественной,, если диапазон изменения расходов по динамическим условиям достаточно выражен. Так, среднеквадратическая ошибка изме­ рения расходов воды Амударьи обычно составляет ooq = 5—7%, что существенно меньше относительной разности расходов по ветвям спада и подъема, которая в среднем равна 20-^30% .

Среди динамических факторов наибольшее влияние на условия движения потока оказывают деформации дна .

Существуют различные приемы учета динамических факто­ ров при вычислении стока по связи уровней и расходов. Наибо­ лее распространенные из них — использование стандартней кри­ вой с поправками к уровню и проведение временных кривых для характерных фаз режима. Первый известен как способ Стаута (см. «Наставление гидрометстанциям и постам»,, вып. 6, ч. III) .

Его следует предпочесть способу временных кривых, так как он обладает более определенной аналитической основой, облегчаю­ щей разработку алгоритмов вычисления стока на ЭВМ .

Способ Стаута заключается в следующем. В рассеянном поле точек расходов и уровней проводится осредненная, так называемая стандартная кривая. Затем, сопоставляя расходы по кривой с измеренными, вычисляют поправки к уровню А Н, дающие точные значения каждого расхода. Далее строится хро­ нологический график поправок А Н путем линейной интерполя­ ции между точками, полученными по фактическим данным. Д ля определения расхода за любой день с графика снимается по­ правка к уровню АН, которая дает возможность исправить наблюденный уровень и для него определить расход по стан­ дартной кривой Q ( Я ) .

Способ Стаута основан на предположении об однонаправлен­ ности деформаций дна в интервале времени между измерениями расходов. Несоблюдение этого условия, может привести к значи­ тельным систематическим ошибкам вычисления стока .

Оптимальный интервал между измерениями расходов может быть установлен по нормированной корреляционной функции измерения отметок дна. Как уже показано выше, при мини­ мально допустимом значении коэффициента корреляции min/?(T)=0,5 интервал дискретности составляет гД п = 5 сут .

О Следовательно, для надежного определения стока Амударьи требуется не менее 6—7 измерений расходов в месяц .

В том случае, если интервал между измерениями существенно превышает оптимальный, интерполяция поправок к уровням ста­ новится неправомерной, и расходы следует определять по стан­ дартной кривой. Хотя при этом случайные, ошибки возрастут, зато будут исключены систематические ошибки, которые сильно искажают информацию и не компенсируются при статистиче­ ском осреднении .

Стандартной кривой без поправок к уровню следует пользо­ ваться и в том случае, когда независимо от частоты измерений их ошибки соизмеримы с отклонениями точек по динамическим условиям .

На рис. 44Б а приведена общая схема интерполяции 'попра­ вок к уровню при недостаточной частоте измерений, когда 7’шм 2 т д 0ц. Заштрихованные части фигуры относятся к периоду интерполяции поправок АН т а в течение интервала Т ст расходы, определяются^ по стандартной кривой. Если Т1Ш 2 х яоп, производится линеиная интерполяция поправок во всем промежутке ^изм* Метод интерполяции поправок к уровням особенно эффек­ тивен для преобразованных кривых расходов Q ( H T ) .

На рис. 44Б б, в сопоставлены хронологические графики AQ и А Н для обычной и преобразованной кривых расходов. Поправки к сглаженным условиям по абсолютным значениям оказались существенно меньше, чем к наблюденным .

При вычислении поправок к уровню в период 27/IV—6/V ис­ пользовался установленный выше критерий корреляции, так как промежуток времени между измерениями Г„зм = 10 сут. равен 2т0пт- В частности, нулевая поправка АН т относящаяся к 27/IV,, сохранена до 1/V, и лишь затем выполнялась интерполяция до значения АН т приуроченного к 6/V .

, Обычная кривая расходов Q ( H ) привела к занижению сред­ недекадных расходов на 12— 15% (3-я декада апреля, 2-я де­ када мая, 1-я декада июня). Наибольшее расхождение попра­ вок к уровням в течение апреля—июня объясняется тем, что в этот период наблюдались до 8 кратковременных паводочных волн — именно ими чаще всего вызываются случайные отклоне­ ния уровня. Во второй половине паводочного периода наблю­ дался более плавный ход уровня и значения поправок А Н и АН т почти совпали, хотя и были исключения ( 1-я декада июля, 2 -я декада августа) .

Объективность и возможность реализации на ЭВМ соста­ вляют важную особенность изложенных методов. Это позволяет рекомендовать их для широкого применения в расчетах речного стока по гидрометрическим данным .

ГЛАВА IV

В О З Д Е Й С Т В И Е П О Т О К А НА Р У С Л О

И Д В И Ж Е Н И Е НАНОСОВ

§ 1. К р и ти ч ески е ско р о сти п о т о к а в р а зм ы в а е м о м р у сл е Режим размыва дна и перемещения наносов характеризуют критические средние скорости течения:

неразмывающая скорость — та предельная скорость, при ко­ торой основная масса частиц дна еще сохраняет состояние по­ коя;

срывающая скорость — отвечает началу массового передви­ жения частиц;

незаиляющая скорость — соответствует нижнему пределу ско­ рости, при которой частицы остаются во взвешенном состоянии .

Границы скоростных диапазонов во многом носят условный характер и должны определяться на статистической основе. П о­ пытка такого подхода приводится в § 2 .

Рассмотрим сначала вопрос о неразмывающей и срывающей скоростях, как наиболее важных характеристиках динамиче­ ского взаимодействия потока и русла .

Устойчивость дна против размыва определяется соотноше­ нием гидродинамических сил обтекания частиц и сил, препят­ ствующих нарушению равновесия. Воздействие потока на ча­ стицы грунта складывается из лобовой и подъемной сил. Р а з ­ мыв связных грунтов в большинстве случаев происходит не частица за частицей, а в виде агрегатов. Приближенно можно приписать им сферическую форму, хотя они имеют площадку смятия— последствие высоких давлений, создававших плотную структуру глинистых пород .

Рассмотрим устойчивость песчаной частицы или агрегата связного грунта при сдвиге на дне потока (рис. 45) .

На частицу (агрегат) действуют силы:

лобовое давление (4.1)

–  –  –

Здесь cl — диаметр отдельности грунта, ys и у — соответст­ венно удельный вес частицы и воды, 7ix, — коэффициенты ги­ дродинамического обтекания, ах, аг, а а — коэффициенты формы частицы .

Еще недавно этим исчерпывалась силовая схема равновесия частицы в потоке. Исследования, выполненные в последние годы, позволили раскрыть новые ф ак­ торы сопротивления грунтов при раз­ мыве. Ц. Е. Мирцхулава [103— 106J на

•большой экспериментальной основе исследовал роль сцепления в устойчи­ а:

вости частиц, находящихся под воз­ действием потока. Сцепление проявля­ ется не только в глинистых породах, но при достаточно мелких зернах и в песчаной среде. В глинистых грун­ тах оно имеет структурно-коллоидное и молекулярное происхождение, в пес­ чаных сцепление определяется молеку­ лярным притяжением частиц .

Силы сцепления выражаются через усталостную прочность на разрыв рр.у и зависят от размера частиц d, площади контакта агрегатов и тол­ Р и с. 45. С хе м а си л, д е й с т ­ вк щины водной прослойки между ни­ в у ю щ и х на ч а с т и ц у, н а х о д я ­ ми 6С: щ у ю с я па д н е п о т о к а .

F м = / (d « к, *с Рр. у) .

(4.4) Сцепление обусловлено толщиной слоя жидкости, разделяю­ щего частицы. Но толщина этих так называемых ги д р атн ы х оболочек, как и площадь контакта между частицами, зависит от пригружающего действия гидростатического давления. Это уда­ лось обнаружить Доу Го-жешо [39, 40], который в своих иссле­ дованиях применил разработанный Б. В. Дерягиным [36] метод скрещенных кварцевых нитей .

Таким образом, сцепление можно рассматривать как резуль­ тат взаимодействия трех сил— молекулярного притяжения, рас­ клинивающего действия гидратных оболочек и гидростатиче­ ского давления. В отличие от схем статического равновесия в процессе вибрации и срыва частиц соотношение этих сил мо­ жет изменяться и порождать, сверх учтенного сцепления, доба­ вочную силу. Как установлено в опытах Доу Го-женя, она создает эффект дополнительной устойчивости, который тем больше, чем больше глубина (поэтому иногда говорят о гидро­ статической пригрузке). Однако может возникнуть и противопо­ ложное действие. П. А. Ребиндер [126] указывает, что в некото­ рых случаях создается настолько большой избыток расклиниваю­ щих сил, что он может вызвать самопроизвольное диспергирование грунта под водой, при этом истинная растворимость соответст­ вующих минералов в воде может отсутствовать .

Следовательно, в состав рассматриваемой силовой схемы необходимо включить добавочную силу, которую в порядке первого приближения.можно считать зависящей от глубины h и диаметра частиц, .

^доб = /(/?', Cl). (4.5) Все действующие силы должны быть учтены в условии пре­ дельного равновесия частицы на дне потока; для сдвига в пло­ скости дна, имеющей незначительный уклон, получим F x = \i,(G + F M ± F ro6 - F z), (4.6) где (.i — коэффициент трения для рассматриваемой задачи .

Широко известны формулы для критических скоростей по­ тока, предложенные В. Н. Гончаровым, И. И. Леви, В. С. Кнорозом, Г. И. Шамовым и др. Как показал К. В. Гришанин [31], все эти формулы имеют общую структуру. Они относятся к не­ связным грунтам и в составе сил сопротивления частиц отрыву учитывают только их вес. Но, несмотря на неполноту исходных условии предельного равновесия, благодаря высокому качеству опытных данных, использованных при обосновании формул, они дают вполне приемлемые результаты. Схема (4.6) еще ждет своего исследования. Однако уже известны попытки более глу­ боко изучить условия устойчивости грунтов при воздействии потока (Доу Го-жень [40], Б. И. Студеничников [144] и др.) .

В наиболее полном виде основные факторы размыва песча­ ных и глинистых грунтов учел Ц. Е. Мирцхулава [106]. Его ис­ следования проводились комплексно. Они освещают особенно­ сти гидродинамического воздействия потока на частицы дна (установленные с помощью киносъемки) и условия устойчивости агрегатов иод воздействием потока в тесной связи с характери­ стиками прочностных свойств породы. При разработке расчет­ ных схем использованы методы расчета сооружений по предель­ ным состояниям .

Приведем формулу Ц. Е. Мирцхулава, обобщенную им для определения срывающей скорости в песчаном и глинистом грунте,

–  –  –

Устойчивость дна в глинистом русле существенно зависит от периодичности действия канала. По данным Т. Г. Ж ордания [46], интенсивность размыва глинистого дна в начальный период дей­ ствия воды существенно зависит от консистенции грунта. В со­ стоянии полного насыщения интенсивность размыва в 80 раз меньше, чем при твердой консистенции. И хотя влияние перво­ начальной влажности проявляется лишь в течение первых 1 — 2 час. после пуска воды, периодичность действия канала должна учитываться при расчете размывающих скоростей как один из факторов, снижающих устойчивость русла .

Д л я магистральных каналов при переброске стока можно принимать следующие значения коэффициентов условий работы m i .

Каналы :

— с н а н о с а м и в к о л л о и д н о м с о с т о я н и и (б о л е е 0,1 к г / м 3).. 1,30 — п р и н а л и ч и и д о н н ы х к о р р о д и р у ю щ и х н а н о с о в

К а н а л ы, ра ботаю щ ие с переры вам и:

— в р а й о н а х с с у х и м к л и м а т о м

— в р а й о н а х с в л а ж н ы м к л и м а т о м

Неразмывающая скорость потока va связана с величиной срывающей скорости. На статистическом обосновании этого со­ отношения мы остановимся ниже .

Достоинство формулы Ц. Е. Мирцхулава состоит в том, что она может быть конкретизирована для любого отдельно взятого объекта посредством принятия соответствующих численных зна­ чений коэффициентов. Однако во многих случаях, особенно для песчаных грунтов, можно довольствоваться среднестатистиче­ ским значением критической скорости, основанным на ограни­ ченном числе наиболее общих данных. Этим условиям, напри­ мер, удовлетворяет формула В. Н. Гончарова Б. И. Студеничников [144] на основании многочисленных ис­ следований предлагает определять неразмывающую скорость по формуле • * „ = 1, 1 5 Y g (h d f 25 .

Эта зависимость учитывает большее влияние глубины на величину размывающей скорости, чем другие известные фор­ мулы .

В настоящее время известны десятки формул для определе­ ния критических скоростей. Каждый из авторов, предлагая свою зависимость, исходит из ее наибольшего соответствия имевшихся у него в распоряжении опытным данным. Если для одних и тех Же грунтов и гидравлических элементов изобразить на графике величины критических скоростей, то они дадут пучок кривых, .

. рассеянных в полосе ± 5 0 % против среднего значения в диапа­ зоне 0,120—2,0 м/сек. Нет нужды приводить эти графики — их можно найти у Б. И. Студеничникова, Г. И. Шамова [163] и др .

По-видимому, каж дая из предложенных формул относится к определенной группе реализаций статистической совокупности характеристик потокам и грунта. При расчетах важно исходить не из «авторитета» той или иной формулы, а из соображений о наилучшем, соответствии конкретным условиям рассматривае­ мого потока .

Нам остается рассмотреть.вопрос о так называемой незаиляющей скорости. В отличие от неразмывающей и срывающей скоростей, эта характеристика менее определенна. При одних и тех же гидравлических условиях возможность осаждения нано­ сов и заиления русла зависит от мутности потока: если он пере­ гружен наносами,' то частицы грунта будут осаждаться и при сравнительно высоких скоростях течения. Поэтому, чтобы з а ­ ключить о том, будут ли происходить деформации русла, необ­ ходимо рассмотреть баланс твердого вещества, переносимого в толще потока и захватываемого со дна. Ниже предполагается дать детальный анализ явлений массообмена и баланса наносов в потоке. Здесь же приведем для общего сведения некоторые зависимости для незаиляющей скорости .

Наиболее известная из них — формула Кеннеди [89] 0,55/г0'64 .

Vma = Недостатки этой формулы очевидны. Как отметил Е. А. Замарин [48], в ней отсутствует тот фактор, для учета которого она предназначена, а именно, фактор взвешенных наносов и, кроме того, не отражены характеристики режима течения .

В этом отношении более совершенна формула Доу Го-женя [39], которая может быть записана в следующем виде:

ъ тя = 0,22С В основе приведенной зависимости лежит соотношение ме­ жду гидравлической крупностью наносов и вертикальной соста­ вляющей пульсационной скорости а в. Роль этого соотношения, как и других факторов движения наносов, в полной мере может быть раскрыта после рассмотрения некоторых статистических закономерностей размыва дна и взвешивания частиц .

§ 2. Статистические характеристики размыва дна турбулентных потоков Пульсация скоростей представляет наиболее важное свой­ ство турбулентного потока, которое следует учитывать при изу­ чении размываемых русел. В самом деле, если известно, что осредненная скорость потока не превышает срывающей, озна­ чает ли это отсутствие размывов русла? Увеличивая скорости течения, мы сначала наблюдаем, как происходят единичные срывы частиц, а затем они становятся все чаще, и, наконец, н а­ ступает массовое влечение наносов. Скорости, при которых нару­ шается равновесие частиц, составляют определенный диапазон и не могут быть охарактеризованы одной величиной срывающей скорости. В этом -случае более строгой и определенной характе­ ристикой, чем срывающая скорость, становится вероятность от­ рыва частиц от дна,.учитывающая пульсационные воздействия потока .

Статистическое истолкование срывающей скорости турбулент­ ного потока v c дал В. Н. Гончаров [27], определив ее как ту наи­ меньшую скорость, при которой происходит беспрестанный срыв отдельных выступающих зерен на дне потока и при которой средняя величина пульсационных сил примерно равна весу зерна в воде. Скорость же, при которой наибольшие пульсационные значения подъемной силы еще не превосходят веса зерна в воде, названа неразмывающей скоростью vn .

Из статистического определения критических скоростей не­ посредственно вытекает соотношение гидродинамических сил на дне потока Д “Ь д= /V (А-^н. д)тах • Здесь подъемная сила рассматривается как функция сры­ вающей и неразмывающей скоростей у дна по (4.2 ). Тогда пульсационнувэ величину (А/7н.д)тах можно представить по линеа­ ризованной зависимости математической статистики [2 1 ]

–  –  –

и перехода к средней скорости на вертикали, получаем v c = 1,43vH .

Это именно то соотношение, которое устанавливается непо­ средственно по результатам наблюдений за размывом грунтов турбулентным потоком [27] .

Простое сопоставление действующих и критических скоро­ стей для частиц грунта не дает полного представления об устой­ чивости русла. Чтобы внести количественную определенность в эрозионные процессы, необходимо, кроме гидродинамических условий равновесия частиц на дне потока, ввести дополнитель­ ные критерии. Одним из таких критериев может служить веро­ ятностный показатель сопротивления грунтов размыву .

Возможность сочетания гидродинамических методов и ста­ тистического анализа заключена в самой внутренней сущности турбулентного потока. К ак установлено в результате многочи­ сленных исследований, пульсации скорости соверш аю тсяп о з а ­ кону случайности. Распределение плотности вероятностей нульсационных скоростей близко к гауссовому [19, 27, 106], особенно на границах основной турбулентной зоны [32]. При всем этом закон случайности не исключает существования регулярных пульсаций, обусловленных вполне определенными физическими причинами, лишь бы ни одна из них не преобладала над сово купностыо остальных [2 1] .

–  –  –

где а — среднеквадратическое отклонение, | математическое ожидание случайной величины. При х = \ вероятность имеет максимальное значение. Математическое ожидание иногда н а­ зывают центром распределения .

Вместо случайной величины х можно ввести нормированную случайную величину В дальнейшем мы будем использовать интегральную форму нормального закона т /* 1 Г Гdt' ф^ = - Щ - _ [ е таблицы значений этого интеграла приводятся в справочниках по теории вероятностей .

Экспериментальные данные о турбулентности обычно полу­ чают в результате осреднения пульсаций скорости по времени .

Между тем при изучении внутреннего механизма потока необ­ ходимо рассматривать ансамбль пульсаций и его статистические характеристики, как средние по пространству. Можно ли в этом случае использовать результаты обработки временных реализа­ ции турбулентности, например, хронограммы мгновенных ско­ ростей? Эргодическая теорема [9, 21] допускает такую возмож­ ность для однородных случайных нолей при условии, что используемые характеристики относятся к установившемуся (ста­ ционарному) процессу .

Вероятностные закономерности проявляются на вполне кон­ кретной физической основе. Статистические характеристики ско­ ростей потока особенно важны в случаях длительного воздейст­ вия течения на деформируемое дно при осредненных скоростях оолее высоких, чем ун, но не превышающих срывающую ско­ рость. Именно эти условия имеют место в естественных руслах не только в состоянии их относительной стабилизации’ но как будет показано в гл. V § 4, и при направленном размыве дна на значительном протяжении в результате искусственного увеличе­ ния стока .

Размыв включает две фазы — срыв частиц со дна и взвеши­ вание их вертикальными пульсациями мгновенных скоростей Соответственно и статистическая оценка размыва должна вы­ ражаться вероятностью срыва и вероятностью взвешивания ча­ стицы грунта .

^ Рассмотрим воздействие на размываемое дно плоского туроулентного потока, имеющего осредненную скорость v. В ка ­ ждый момент времени грунтовые зерна (агрегаты) будут ис­ пытывать действие пульсационных скоростей и окажутся сорван­ ными с места, если мгновенное значение скорости ид превзойдет значение донной срывающей скорости ус.д„ Фиксируя мгновен­ ные донные скорости vK через какой-то достаточно большой ин­ тервал времени, при^ котором в окрестности частицы исчезает корреляция скоростей, отнесенных к двум соседним временным интервалам, можно получить ряд мгновенных значений гидро­ динамических сил F, Оказывается, что они пульсируют от ми­ нимального fmin до максимального F тах значений (соответст­ венно отрицательной и положительной пульсации продольных мгновенных скоростей). При значении средней скорости о „ и и с размыв грунта не вполне обеспечен, так как срыв частиц происходит в узком диапазоне лишь максимальных положитель­ ных пульсаций. Если средняя скорость равна срывающей, срыв частиц будет обеспечен во всем диапазоне положительных пуль­ сации, что отвечает значению интеграла вероятности в центре распределения Ф ( 0 ) = 0,5. Когда средняя скорость выше сры­ вающей, диапазон срыва расширяется влево от центра распреде­ ления и захватывает часть области отрицательных пульсаций .

Выразим критические значения срывающих пульсаций в виде нормированной случайной величины .

–  –  –

Величина г) выражает в обобщенном виде условия предель­ ного равновесия частицы на дне потока, учитывая все те ф ак ­ торы (удельный вес, размер d отдельностей, ихформу, сцепле­ ние и особенности водного объекта), которые лежат" в основе определения срывающей скорости для песчаных и глинистых пород .

Характеристика размыва грунта этим не исчерпывается. Сле­ дует учесть, что взвешивание частиц после отрыва от дна про­ изойдет лишь при условии, если вертикальная составляющая пульсационной скорости av в течение достаточно большого про­ межутка времени будет не меньше гидравлической крупности и .

При этом следует рассматривать не всю совокупность верти­ кальных пульсаций, а только половину их общего числа, т. е. те из них, которые направлены вверх. Носителями пульсаций в структуре турбулентности выступают восходящие вихреотделения. Поэтому в процессах взвешивания имеет значение лишь часть их совокупности, изображаемая положительной ветвью нормального распределения. Среднеквадратическая величина вертикальных пульсационных скоростей в придонной области установлена В. Н. Гончаровым [22]

–  –  –

При рассмотрении процессов взвешивания важно знать отно­ шение наносонесущей части пульсаций к их общей совокупно­ сти, т. е. так называемую статистическую вероятность е, кото­ рая, как это следует из предыдущих рассуждений, выражается зависимостью

–  –  –

В соответствии с эргодической теоремой совокупность гидро­ динамических усилий F и вертикальных скоростей сгв, характери­ зуемая вероятностями ц и е, может рассматриваться как во вре­ мени, так и в пространстве. В физическом отношении простран­ ственные вероятности ц и е отражают соответственно относи­ тельную сплошность потери устойчивости и взвешивания частиц со дна потока. При отнесении каждой из вероятностей к про­ странственной совокупности должен предполагаться контур дна, площадь которого достаточна для размещения на ней всего поля мгновенных скоростей от ат ш до Ушах- В том же случае, если выбрана статистическая совокупность величин, меняющихся во времени, длительность охватывающего их периода должна быть намного больше периода турбулентных пульсаций наиболее низ­ кой частоты .

Д л я удобства расчетов, чтобы не обращаться к справочникам, можно пользоваться следующим приближенным представлением интеграла вероятности (с точностью 20% для малых вероятно­ стей и 5% — для значений, близких к единице):

1,08 - 0,5 8 ( ^ ) 2 ; (4.20)

–  –  –

Первое из этих приближенных равенств действительно при v 0, 7 7 v c, а второе—при и1,6(Тв, что отвечает диаметру на­ носов менее 10 мм .

Роль статистических характеристик срыва и взвешивания ча­ стиц грунта раскрывается при изучении транспорта наносов в турбулентном потоке .

§ 3. О б м ен н а н о са м и и м у тн о сть в п ри дон н ом слое т у р б у л е н т н о го п о т о к а Важнейшим звеном в механизме движения руслового потока является его придонный слой. Здесь формируются элементы тур­ булентной структуры, здесь они получают первоначальный заряд пульсационной энергии. Отрыв турбулентных образований от дна и замещение их объемами жидкости, нисходящими из основной зоны потока, создают обмен жидких масс, который в деформи­ руемом русле не может не сопровождаться обменом твердого вещества .

Процессы, происходящие в придонной области, весьма сложны и все еще недостаточно выяснены, особенно в условиях дефор­ мируемого дна. Исследования последнего времени позволяют установить некоторые особенности придонной области, границы двух сред — грунта и воды. Во-первых, в связи с дискретностью структуры и циклическим характером пульсационных течений в придонном слое воздействие потока на дно имеет характер пе- _ риодических импульсов гидродинамического давления. Во-вторых, переход от твердой грунтовой среды к жидкости совер­ шается через промежуточный диспергированный слой грунта, толщина которого зависит от свойств грунта и степени гидроди­ намического воздействия на его поверхность. В-третьих, сооб­ разно обособленности придонной зоны от области основного те­ чения турбулентного потока, в нем существует и обособленный слой' придонной мутности (в дальнейшем она трактуется как мутность взмыва). Этот слой охватывает частицы, совершающие скачкообразное движение (сальтацию) после отрыва от дна, и диспергированную поверхность грунта [41]. Жидкость в при­ донном слое подвижного русла при большом насыщении потока наносами превращается в суспензию грунтовых частиц. В неко­ торых случаях, когда толщина насыщенного наносами слоя зна­ чительно превосходит высоту выступов шероховатости, дно по­ тока становится гидравлически гладким [109]. Скользящий по такой смазке поток обладает очень большими скоростями и спо­ собен вызвать резкие русловые деформации, как только пленка вязкой смазки будет нарушена .

Мутность взмыва, понятие о которой установлено выше, яв­ ляется тем звеном саморегулирующего процесса транспорта на­ носов, которое поддерживает равновесие в обмене твердыми частицами основной зоны потока и дна .

Все мягкие (нескальные) грунты имеют в той или иной мере пористое строение. Пористость, т. е. отношение объема пор ко всему объему образца, для зернистой среды зависит от распо­ ложения (упаковки) зерен. В условиях касания шарообразных частиц по квадрату пористость т = 0,47; при наиболее плотной упаковке, когда точки касания частиц располагаются по тоеугольнику, т = 0,20 .

Связные грунты более пористы, чем несвязные (их порис­ тость составляет в среднем 0,50), но размеры основной массы пор весьма незначительны и составляют доли микрона. Вода, заполняющая эти поры, оказывается в связанном состоянии и не участвует в фильтрационном токе. Наряду с этим глинистые породы включают более крупные трещины, макропоры и микро­ слоистость. Д а ж е такая плотная порода, как, например, май­ копская глина, в текстурном отношении неоднородна, имеет скрытую слоистость и трещиноватость, которые проявляются при насыщении водой. Происхождение трещиноватости в глини­ стых породах связано с неравномерностью распределения на­ пряжений при местном набухании (усадке) и тектонических процессах. В большинстве же случаев строение связного грунта представляется в виде структурного скелета, заполненного бо­ лее слаоыми включениями, в которых часто образуются м ак­ ропоры .

Если в водоеме без течения на дне всюду действует гидро­ статическое давление, измеряемое глубиной h, то в турбулент­ ном потоке в результате пульсации придонных скоростей воз­ никают зоны динамического давления на поверхности дна. П о­ ложим это давление пропорциональным квадрату вертикаль­ ных пульсационных скоростей. Динамическое давление прони­ кает в поры грунта, но поскольку грунт, в отличие от воды, сжимаем, оно распространяется в грунте в течение некоторого времени. Происходит сдвиг фаз динамического давления в при­ донном слое и в толще грунта; возникает импульс порового дав­ ления, который создает знакопеременные нагрузки на окрест­ ные частицы. Поверхностный слой грунта начинает испытывать периодическое сжатие и расширение, расстраивающие естест­ венную упаковку частиц. Грунтовая масса при этом «дышит», а частицы испытывают взаимное смещение. В зависимости от того, насколько велик избыток порового давления над внешним, происходит или только обезвешивание (разжижение) верхних слоев грунта, или, кроме того, скачкообразный подъем частиц (рис. 47) .

При размыве связного грунта шероховатость дна создается выступами ^структурного скелета, более прочными по сравнению с остальной массой породы. За этими относительно устойчи­ выми узлами локализуется пульсирующее воздействие гидроди­ намических давлений. При этом происходит отсасывание в толщу потока рыхлого заполнителя структурного скелета или вырывание неструктурных отдельностей по плоскостям микрои макротрещин. Поверхность размываемого глинистого грунта становится губчато-ноздреватой: получается как бы слепок поля пульсационных давлений .

Рассмотрим фрагмент дна открытого потока в призматиче­ ском русле большой ширины. Площадь выделенного фрагмента предполагаем достаточной для размещения на ней элементов турбулентной структуры, осуществляющих вертикальный пере­ нос масс жидкости. Вместе с тем рассматриваемый фрагмент должен включать совокупность характерных элементов рельефа дна. В частности, при грядовом рельефе на площади фрагмента должна размещаться система донных гряд, допускающая осред­ нение гидравлических характеристик на всей этой площади .

Если размеры гряд велики, то фрагментируются отдельные их элементы, поддающиеся призматической схематизации (лобо­ вой скат — гребень гряды, подвалье — низовой с к а т) .

Нарушение устойчивости частиц грунтовой массы в преде­ лах рассматриваемого фрагмента распространяется в форме Р и с. 47. С х е м а п р и д о н н о г о с л о я т у р б у л е н т н о г о п о ­ то ка и взм ы в а наносов взаимных смещений в толщу грунта на глубину 5Г, которая со­ ответствует условиям уравновешивания силы •выпирания весом вышележащих слоев. Потеря устойчивости частиц происходит на части площади дна; ее относительную величину выражает ве­ роятность 1] .

Анализ физических условий диспергирования грунтовой массы и проникновения ее в поток приводит к выводу, что мут­ ность взмыва определяют следующие параметры:

1) динамическое давление в порах грунта, пропорциональ­ ное квадрату пульсационной скорости,

–  –  –

где a s — коэффициент пропорциональности, обобщающий также характеристику пористости (1 — т ). Здесь и ниже мутность вы­ ражается отношением объема твердых частиц наносов к об­ щему объему смеси воды с наносами .



Pages:   || 2 |
Похожие работы:

«Отчёт депутата Городского Собрания Сочи V созыва Теймураза Важовича Лобжанидзе о проделанной работе в первом полугодии 2018 года г. Сочи, 2018 г. Отчет о проделанной работе в 1 полугодии 2018 г. депутата ГСС Лобжанидзе Т.В. ОГЛАВЛЕНИЕ Личн...»

«Шоты Абсолют Фирменный набор шотов Максим Горький 50мл230 Ягодный ликер, биттер Кампари, мандариновая водка, апельсин, корица В Питере пить! 50мл230 Яблочный ликер, сок лимона, биттер Ангостура, черно...»

«Verze z 27/04/2010 / Version of 27/04/2010 / Вариант от 27/04/2010 ORIGINL / ORIGINAL / ОРИГИНАЛ KOPIE / COPY / КОПИЯ Celkov poet vydanch kopi / Total number of copies issued / Количество выданных копий 1.5. slo osvden / Certificate No / Сертификат № _ 1. Popis zsilky / Shipment description / Описание п...»

«библиотека на http://www.christianart.ru/ Александр Куприн Суламифь Положи мя, яко печать, на сердце твоем, яко печать, на мышце твоей: зане крепка, яко смерть, любовь, жестока, яко смерть, ревность: стрелы ея стрелы огненные. Песнь Песней I Царь Соломон не достиг еще среднего возраста сорока пяти лет, а слава о его мудро...»

«ОП рассмотрена, обсуждена и одобрена Ученым советом ЮРГУЭС Протокол № 10 от " 28 " апреля 2011года Приказ ректора № 96-ов от " 29 " апреля 2011 года Срок действия ОП: 2011-2015 уч. годы Утверждение изменений в ОП для реализаци...»

«ПАРАЗИТОЛОГИЯ, 24, 1, 1990 УДК 576.895.121 : 591.44 © 1990 Н Е К О Т О Р Ы Е ОСОБЕННОСТИ У Л Ь Т Р А С Т Р У К Т У Р Ы НЕЙРОНОВ ЦИКЛОФИЛЛИДНЫХ ЦЕСТОД Л. Т. Плужников, В. В. Поспехов При изучении особенностей тонкой организации различных типов нейронов личинок и ленточных ф а з ц...»

«которые, по нашему мнению, составляют содержание методологических основ применения тактических приемов при расследовании преступлений. ГЛАВА 2 ПОНЯТИЕ, ВИДЫ И СОДЕРЖАНИЕ КРИТЕРИЕВ ДОПУСТИМОСТИ ТАКТИЧЕСКИХ ПРИЕМОВ П Р И РАССЛЕДОВАНИИ ПРЕСТУПЛЕНИЙ § 1. Понятие, сущность и виды критериев допустимости тактических приемов при...»

«Шевроле лачетти универсал инструкция по ремонту 1-04-2016 1 Шевроле лачетти универсал инструкция по ремонту не популяризует. Танечка не блеванула. Дюралевая позитивность не разматывает вокруг водолазки. Мокрость госбюджетного это дефляционно удостоверяемый милиционер, следом не натрениро...»

«ПРАВИТЕЛЬСТВО РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ от 29 марта 2018 г. N 339 О ВНЕСЕНИИ ИЗМЕНЕНИЙ В ПРАВИЛА ПРИЗНАНИЯ ЛИЦА ИНВАЛИДОМ Правительство Российской Федерации постановляет: 1. Утвердить прилагаемые изменения, которые вносятся в Правила признания лица инвалидом, утве...»

«|ПРЕПРИНТ| С.Н. АНДРЕЕВ, В.Н. ОЧКИН, 6 С.Ю. САВИНОВ, М.В. СПИРИДОНОВ, С.Н. ЦХАЙ ДИОДНАЯ АБСОРБЦИОННАЯ СПЕКТРОСКОПИЯ ВЫСОКОЙ ЧУВСТВИТЕЛЬНОСТИ С ЧАСТОТНОЙ МОДУЛЯЦИЕЙ ЗА СЧЕТ НЕСТАЦИОНАРНОГО РАЗОГРЕВА p-n ПЕРЕХОДА МОСКВА 2006 Диодная абсорбционная спектроскопия высокой чувствительности с частотной...»

«18787869 Уважаемый клиент! Поздравляем Вас с приобретением Прибор для лифтинга кожи лица, шеи и области декольте TempuraLift RF в домашних условиях. Перед первым применением прибора внимательно прочтите данное руководство по эксплуатации...»

«КЕУОЬЦСЕ — ВКN О 1973 II М Ё N I А ЫТЕКАТЧКА, т. ШСОЬЕЗСТЛ (вистл1Е§т1) ПУТЬ К ТЕАТРУ РЕВОЛЮЦИИ Д Р А М А Т У Р Г И Я А. В. Л У Н А Ч А Р С К О Г О Будучи менее оперативной, чем поэзия, в своих откликах на непосред­ ственную действительность, драматургия является не менее чутким сей­ смографом общественных чаяний и волнений, настроений и ус...»

«АДМИНИСТРАЦИЯ БЕЛОМЕСТНОДВОЙНЕВСКОГО СЕЛЬСОВЕТА ТАМБОВСКОГО РАЙОНА ТАМБОВСКОЙ ОБЛАСТИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ с. Беломестная Двойня №64 28.05.2014 Об утверждении муниципальной программы "Устойчивое развитие Беломестнодвойневского сельсовета Тамбовского района Тамбовской области на 2014 2017 годы и на период до 2020 года"...»

«P/N 35010030D Magnum 2500HZ Руководство пользователя Сервисный центр Martin Russia – диагностика, обслуживание и ремонт 127410, Россия, Москва, Алтуфьевское шоссе, д.41 Тел/факс: +7 495 789 38 09 e-mai...»

«Умберто Эко Маятник Фуко Белая серия (Симпозиум) – Умберто Эко МАЯТНИК ФУКО Единственно ради вас, сыновья учености и познанья, создавался этот труд. Глядя в книгу, находите намеренья, которые заложены нами в ней; что затемнено семо, то проя...»

«Секция "Геология" 1 СЕКЦИЯ "ГЕОЛОГИЯ" ПОДСЕКЦИЯ "ГЕОКРИОЛОГИЯ" Экспериментальное изучение теплопроводности пород под давлением при гидратонасыщении и замораживание. Буханов Борис Александрович Котов Павел Игоревич Магистранты Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Москва, Россия. E-mail: bor...»

«ЦЕНТР С Т РАТ Е Г И Ч Е С КО Й КО Н Ъ Ю Н К Т У Р Ы Олег Валецкий Оружие современных войн Боеприпасы, системы управляемого вооружения и меры противодействия их применению Пушкино Центр стратегической конъюнктуры УДК 623.4 ББК 68.8 В15     Валецкий О.В. В15 Оружие современных войн:...»

«УДК 581*122+582*9 Е.А. Зотеева, А.П. Петров, A.B. Капралов (УГЛТУ, г. Екатеринбург) РАСТИТЕЛЬНЫЕ СООБЩЕСТВА ПРИРОДНОГО ПАРКА "САМАРОВСКИЙ ЧУГАС" Дается характеристика основных типов растительных сообществ природного парка "Самаровск...»

«1 Нового Времени не было Предисловие редактора Перед вами — манифест, в двух смыслах этого слова. Во-первых, он являет нам что-то, делает его manifest, и потому заявляет нам новое видение реальности. Во-вторых, в соответствии с латинско...»

«В.А. Потто КАВКАЗСКАЯ ВОЙНА Том 4. Турецкая война 1828—1829 гг. ОГЛАВЛЕНИЕ II. НАСТУПЛЕНИЕ НА КАРС III. ТРЕХДНЕВНАЯ ОСАДА КАРСА IV. ШТУРМ КАРСА V. ВЗЯТИЕ АНАПЫ VI. АХАЛКАЛАКИ И ХЕРТВИС VII. НАСТУПЛЕНИЕ К АХАЛЦИХЕ VIII. РАЗГРОМ ВСПОМОГАТЕЛЬНОГО ТУРЕЦКОГО КОРПУСА IX. ОСАДА АХАЛЦИХЕ X. ШТУРМ АХАЛЦИХЕ XI. АЦ...»






 
2018 www.new.pdfm.ru - «Бесплатная электронная библиотека - собрание документов»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.