РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

ИНСТИ1УТ ВОДНЫХ И ЭКОЛОГИЧЕСКИХ ПРОБЛЕМ ИНСТИ1УТ ГЕОЛОГИИ НЕФТИ И ГАЗА ОИПМ

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМ. М.В. ЛОМОНОСОВА

БЕРЕГА МОРЕЙ И ВНУТРЕННИХ ВОДОЕМОВ

Актуальные проблемы геологии, геоморфологии

и динамики Ответственный редактор

доктор географических наук О.В. Кашменекая

НОВОСИБИРСК ИЗДАТЕЛЬСТВО СО РАН

НАУЧНО-ИЗДАТЕЛЬСКИЙ ЦЕНТР ОИГГМ 1999

УДК 5 5 1 .435 .3+556.556.557 ББК 26. 823

Х12

Х12 Берега морей и внyrpенних водоемов: Актуальные проблемы геологии, геоморфологии и динамики / А. Ш . Хабидов, В .С. Кусковс:киЙ, Л .А. Жиндарев, Д.М. Хейнс и др. - Новосибирск: Издательство СО РАН, 1999. - 272 с. ISBN 5-7692-0241-6

в монографии обсуждаются результаты исследований в области гео­логии, геоморфологии и динамики берегов морей и внутренних водоемов. Значительное внимание уделено общим и региональным проблемам раз­вития берегов морей, озер и водохранилищ. Обстоятельно рассмотрены вопросы развития морских берегов и берегов внутренних водоемов в условиях длиннопериодных колебаний уровня воды, общие закономер­ности рельефообразования и осадконакопления в береговой зоне водоемов, а также особенности протекающих в них процессов. Специальные разделы посвящены изучению мелкомасщтабных процессов динамики береговой зоны, вопросам методики и технического обеспечения береговых исследо­ваний.

Книга предназначена для специалистов в области геологии, геоморфо­логии и динамики берегов, береговой океанографии, а также может быть полезна аспирантам и студентам соответствующих специальностей.

Табл. 15 . Ил. 76. Библиогр.: 209 назв.

Р е ц е н з е н т

кандидат физико-математических наук Н.в. Пыхов

Утверждено к печати ученым советом

Института водных и экологических nроблем СО РАН

ISBN 5-7692-0241-6

ББК 26.823

© А.Ш. Хабидов, Б.с. Кусковекий, Л.А. Жиндарев, Д.М. Хейнс и др. , 1999

© Оформление . Научно-издательский центр ОИ ГГМ СО РАН, 1999

ПРЕДИСЛОВИЕ

Береговые зоны морей, озер и водохранилиЩ отлича­ются исключительным разнообразием природных условий. Однако на морях, озерах и водохранилищах движущей силой берегоформирующих процессов являются, по сути дела, одни и те же природные факторы - гидрометеоро­логические, гидродинамические, факторы неволновой при­роды и антропогенные. Именно поэтому основные законо­мерности морфолитогенеза береговой зоны морей и внут­ренних водоемов имеют общий характер, равно как много общего отмечается в чертах их рельефа и строения осадоч­ных толщ.

На протяжении всей истории человечества береговая зона морей, озер и водохранилищ бьша объектом экс­пансии человека. В наши дни ситуация не только не изменилась, но, напротив, более усугубилась, так как не менее 2/3 населения Земли предпочитает жить, работать и/или отдыхать на берегах водоемов. МеЖдУ тем, развивая экспансию в береговые зоны морей, озер и водохранилищ, человечество столкнулось с проблемами разрушения бере­гов, переноса и накопления осадков под действием волн и течений. Известно, например, что не менее 3/4 берегов Мирового океана отступает со скоростью от 0,1 до 1 м/год, в результате чего в прибрежную зону ежегодно поступает около 30 млрд т осадочного материала. Не менее остро стоит вопрос с разрушением берегов внутренних водоемов. Так, по оценкам В.Н. Буровой, только за счет потери земель в результате отступания берегов водохранилищ на­циональная экономика России терпит ежегодный эко-

3

номический ущерб в размере порядка USD 86 000 000. Прежде всего по этой причине проблемы геологии, геомор­фологии и динамики берегов водоемов привлекают к себе пристальное внимание исследователей.

Не остается в стороне от изучения берегов и Россия. Несмотря на то что финансовый кризис последних лет привел к существенному сокращению объема проводимых

исследований, они успешно продолжаются. Одно из свиде­тельств тому - настоящая книга, основу которой со­ставили материалы, представленные участниками прошед­шего в Институте водных и экологических проблем СО РАН международного совещания «Динамика берегов морей и внутренних водоемов» (Новосибирск, 17-24 авгу­ста 1998 г. ) . в подготовке ее разделов приняли участие российские и зарубежные специалисты, активно работа­ющие в области геологии, геоморфологии и динамики берегов морей и крупных водоемов, разработки методов и аппаратуры экспериментальных гидро- и морфолитодина­мических исследований (в алфавитном порядке) : Б.П. Ага­фонов (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) -разд. 2.7; И.А. Аксенова (Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул) - разд. 4 .5 ; А.В. Дунец (Южное отделение Института океанологии РАН, г. Ге­ленджик) - разд. 4 . 1 ; Л.А. Жиндарев (Московский государ­ственный университет) - разд. 1 . 1 , 1 .4, 2.4; Е.А. Козырева (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) - разд. 2 .3 ; р .Д. Косьян (Южное отделение Института океанологии РАН, г. Геленджик) - разд. 4. 1 , 4 .3 ; В.И. Кравцова (Московский государственный университет) - разд. 1 .2; с.ю. Кузнецов (Институт океанологии РАН, г. Москва) -разд. 3 .2; В.С. Кусковский (Объединенный институт гео­логии, геофизики и минералогии СО РАН, г. Новоси­бирск) - разд. 2.2; С.А. Лукьянова (Московский государст­венный университет) - разд. 1 .2 ; О.А. Мазаева (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) - разд. 2 .3 ; К.В. Ма­русин (Институт водных И экологических проблем СО РАН, г. Барнаул) - разд. 4.2, 4 .5 ; л.г. Никифоров (Московский государственный университет) - разд. 1 . 1 ;

4

Г.И. Овчинников (Институт земной коры СО РАН, г. Ир­кутск) - разд. 2.5 , 2.7; С.А. Огородов (Московский государ­ственный университет) - разд. 1.3; С.Х. Павлов (Институт земной коры СО РАН, г. Иркутск) - разд. 2 .8; И.С. Подымов (Южное отделение Института океанологии РАН, г. ГеленДЖИК) - разд. 4.1, 4.3, 4.4; О.И. Подымов (Южное отделение Института океанологии РАН, г. Геленджик) -разд. 4.4; Г.И. Рычагов (Московский государственный уни­верситет) - разд. 1.1; В.М. Савкин (Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул) - разд. 2.4; Э.Д. Тостесон (Технологический институт Флориды, г. Мельбурн, США) - разд. 3.1; Ю.Б. Тржцинский (Инсти­тут земной коры СО РАН, г. Иркутск) - разд. 2.3; А.Ш. Хабидов (Институт водных и экологических проблем СО РАН, г. Барнаул) - предисловие, заключение, разд. 2.1, 2.4, 2.6, 3.3, 4.2, 4 .5; Д.М. Хейнс (Университет Флориды, г. Гейнсвилл, США) - разд. 3.1, 4.2.

Все эти исследования бьmи бы невозможны без ак­тивной поддержки российских, зарубежных и международ­Hыx организаций, среди которых: Министерство науки и технологий РФ (проект «Исследование гидродинамических процессов в береговой зоне моря как основы для мо­делирования процессов транспорта наносов, переформи­рования берегов и переноса загрязнений» ) - разд. 3.2, 4.1, 4.3, 4.4; Российский фонд фундаментальных исследова­ний - разд. 1.1 (проекты 96-05-64448, 97-05-65089) , 1.4 (проект 97-05-65089) , 2.1 (проекты 93-05-12057, 96-05-64448) , 2.3 (проект 97-05-65838, ведущая научная школа 96-15-98509) , 2.4 (проект 96-05-64448) , 2.5 (проект 97-05-65838, ведущая научная школа 96-15-98509) , 2.7 (проекты 97-05-65838, 98-05-64287 и ведущая научная школа 96-15-98509) , 2 .8 (проект 97-05-65838, ведущая научная школа 96-15-98509) , 3.2 (проект 98-05-64460) , 4.1 (проект 98-05-64460) , 4.3 (проект 98-05-64460) , 4.4 (проект 98-05-64460) ; Управ­ление морских исследований США (US ОШсе of Naval Research) - разд. 3.1, 3 .3 (проект 97PR06184-00, грант N00014-97-1-0793) , 4.2; Международный фонд ИНТАС (проект 96.2063) - разд. 4.1, 4.3, 4.4; Президиум СО РАН

5

(проекты поддержки экспериментальных исследований 1994- 1998 п.) - разд. 2. 1 , 2.4, 3 .3; Специальное конструк­торское бюро океанологической техники и фирма «Ста­бико» (предоставление оборудования и техническая под­держка) - разд. 3 .3 . Также хотелось бы выразить призна­тельность Управлению эксплуатации Новосибирского водо­храНИЛИIЦа и его руководителю А.к. Тризно за постоянное внимание к проблемам береговой науки и неоценимую практическую помощь при проведении упомянутого выше совещания.

Г л а в а 1

ГЕология, ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА морских БЕРЕГОВ

1. 1. Динамика К авк азских берегов К аспийского моря

в у словиях нестабильности его у ровня

Теоретические подходы к решению проблемы реакции берегов морей и других крупных водоемов на изменения их уровня, имеющей на современном этапе не только науч­ное, но и большое практическое значение, довольно ши­роко отражены в отечественной и зарубежной литературе [Зенкович, 1962; Лонгинов, 1973; Леонтьев, 1949; 195 1 ; 1964] . Согласно доминирующим представлениям, в ус­ловиях трансгрессии происходит увеличение темпа абразии на абразионных участках берега и усиление размыва - на аккумулятивных. При понижении уровня в подавляющем большинстве случаев наблюдаются замедление скорости разрушения клифов с дальнейшей их стабилизацией и интенсификация процесса аккумуляции наносов в приуре­зовой зоне и роста береговых аккумулятивных форм.

Однако многолетнее оБСУЖдение в научной литературе проблемы современного повышения уровня Мирового оке­ана, связанного, как считает большинство исследователей, с глобальным потеплением климата, и его роли в эволюции морских берегов не ответило на ряд важных теоретических и практических вопросоп, волнующих как ученых, так и население прибрежных территорий.

В последнее время в связи с резким подъемом уровня Каспийского моря появились работы, посвященные этой проблематике [Никифоров, Рычагов, 1988; Игнатов и ДР., 1989; 1992; 1993; Бадюкова и ДР., 1996] . В них, в частности, представлена концептуальная модель реакции береговой зо­ны на подъем уровня моря. Основной ее смысл заключается в том, что в зависимости от уклона подводного берегового склона (ПБС) происходит или пассивное затопление бере-

7

га (уклоны - 0,0001 ) , или формирование лаryны (уклоны от 0,0005 до 0,01 ) , или активное разрушение надводной части берега с образованием клифа при уклонах ПБС > 0,01 .

По мнеюпо авторов этой модели, смена регрессивного режима Каспия на трансгрессивный « . . . привела к широко­му развитию процессов размьmа берегов» [Игнатов и др. , 1992, с . 12] . В действительности дело обстоит не совсем так. Как показали наши исследования, в пределах Даге­станского участка запцдного побережья Каспия абразия и размыв активизировались лишь в корневых частях Брян­ской И Суюткиной кос, проксимальной части Аграханского п-ова, на мыIах Ca1'Y1Yl1 Бурун, на некоторых отрезках берега в пределах горqtдов Махачкала и Дербент, севернее бьmшего рыБпромыIла\\ Турали-2 и на небольших участках в ряде других мест, Т.е. там, где они отмечались и при пцдении уровня. Основной причиной деструктивного раз­вития берегов в пределах перечисленных участков в ре­грессивнь� условиях стал дефицит наносов на подводном склоне, о чем подробно изложено в работе О.К. Леонтьева с соавт. [ 1977] .

Возникновение на Дагестанском побережье двух HOBЬ�, довольно значительнь� по протяженности, участков размыI­ва берега в значительной мере обусловлено антропогенным вмешательством. Так, интенсивная абразия уступа ново­каспийской террасы в районе г. Каспийска спровоцирована строительством у его южной окраины гавани, молы кото­рой прегрцдили путь вдольбереговому перемещению нано­сов. Усилению абразии способствовали также построенные вдоль берега набережные, лестничные сходы, искусствен­ные насыпи грунта, нарушившие первоначальные уклоны прибрежной суши. Сходная ситуация наблюдается к северу от Махачкалинской нефтегавани. Здесь естественный ход береговь� процессов нарушает каменная отсыпка в ее пределах, а также волнолом, препятствующий подаче ма­териала со дна. В результате севернее нефтегавани берег отступает со скоростью 10-12 м/год [Игнатов и др. , 1992] .

8

Самый же распространенный ТIПI берега в пределах Дагестанского побережья КасlШЯ (от устья р. Самур - на юге, до северной оконечности Аграханского п-ова - на севере) в настоящее время - лагунный. Следует отметить, что лагуны здесь развиваются не только при уклонах ПДС от 0,0005 до 0,01 , как это следует из упоминавшейся концептуальной модели, но и при 0,02 и даже 0,03 (на­пример, в районе устья р. Инчхе-Озень) . Судя по име­ющимся в нашем распоряжении данным, лагунные берега широко распространены и на других участках побережья КасlШЯ.

Несоответствие между наблюдаемыми береговыми про­цессами и концептуальной моделью обусловлено тем, что при ее разработке авторы не учитывали особенностей рельефа (уклонов) примыкающей к берегу суши, что имеет ПРИНЦIПIИальное значение. Если морем затапливается суша с уклонами от 0,0005 до 0 , 1-0,3, то даже при небольшом объеме рыхлого обломочного материала будет формиро­ваться лагунный ТIПI берега независимо от уклонов ПБС. Различия в морфологии берегов, выраженные уклонами затапливаемой суши в указанных выше пределах, заключа­ются лишь в соотношении высоты и ширины береговых валов, ширины и глубины расположенных за ними лагун, а также в составе материала, слагающего валы и днища лагун [Рычагов, 1994] . Широкое развитие лагунных берегов на побережье КасlШЯ, в том числе и на Кавказском его участке, обусловлено тем, что море наступает на им же сформированную поверхность, ВЬШIедшую из-под влияния волн после 1929 г. , когда уровень располагался на абсолют­ной высоте -26 М. Характерно, что лагунные берега фор­мируются не только в пределах аккумулятивных поверх­HocTeй, но и на бенчах, как это имеет место на участке от мыса Бакай-Кичклик до мыса Буйнак и в ряде других мест.

Из изложенного следует вывод, имеющий, на наш взгляд, большое теоретическое и практическое значение. Он заключается в том, что пока уровень Каспийского моря не достигнет абсолютной высоты -26 м, никаких прин­ЦIПIИальных качественных изменений в морфологии и ди-

9

намике его берегов не произойдет. Однако ситуация резко изменится, если море превысит эту отметку. Тогда в пределах практически всего побережья Каспия резко ин­тенсифицируются абразионные процессы и начнется раз­мыв голоценовых береговых аккумулятивных форм. Осо­бенно интенсивное разрушение этих образований будет наблюдаться на участках, где слагающие их осадки перера­ботаны эоловыми процессами.

Анализ реакции берегов Каспия на подъем его уровня позволил по-новому взглянуть и на другую проблему, связанную с морфолитодинамикой отмелых песчаных побе­режий. В научной литературе давно идет дискуссия о соотношении продольного и поперечного перемещения песчаных наносов в береговой зоне таких побережий. Одна группа исследователей считает, что при благоripиятном ветроволновом режиме рыхлый обломочный материал пес­чаной размерности перемещается в основном вдоль берега, формируя аккумулятивные формы рельефа продольного питания. Так, по данным О.К. Леонтьева [Леонтьев и др. , 1977] , на западном побережье Каспийского моря функ­ционируют два довольно четко выраженных вдольберего­вых потока наносов, один из которых направлен на север, а другой на юг, с зоной дивергенции в районе г. Дербент.

Согласно другой точки зрения, в условиях расчленен­ной береговой линии (бухтовый тип берега) протяженного единого вдольберегового потока наносов существовать не может. Подтверждением тому служат результаты полевых и экспериментальных исследований, проведенных в пределах юго-восточного побережья Балтийского моря (см. разд. 1 .4 . ) и показавших, что в береговой зоне расчлененного отмелого побережья в результате штормовых волнений формируется ячеистая циркуляция водных масс и наносов. Гидро- и литодинамические ячейки соответствуют берего­вым дугам с приуроченностью зон дивергенции потоков водных масс и твердого вещества к мысам, разделяющим дуги, а конвергенции - к их вершинами. Доказано, что в зонах конвергенции генерируются разрывные течения, ко­торые способны выносить материал гравийно-песчаной

10

размерности от уреза до глубины 1 5 м даже при волнениях средней интенсивности. В периоды экстремальных штор­мов воздействие данного процесса возрастает многократно, а граница его распространения выходит за пределы берего­вой зоны, что и является основной причиной возникно­вения дефицита наносов на подводном склоне и развития процессов деструкции берегов. В связи с этим преоблада­ющим способом перемещения рыхлого обломочного ма­териала в береговой зоне расчлененных отмелых побережий в штормовых условиях является поперечный. И лишь при слабых волнениях вдольбереговоro направления соответству­ющее ему перемещение материала становится доминирую­щим [Жиндарев, 1997; Жиндарев, Никифоров, 1997] .

Установлена также зависимость охарактеризованных вы­ше явлений от колебаний уровня водоема, что в общем виде определяет стадийность процессов морфолитогенеза как в пределах собственно береговой зоны отмелого рас­члененного побережья, так и в верхней части примыкаю­щего к нему шельфа. В частности, подъем уровня, сопро­вождаемый обычно формированием расчлененного (бухто­вого ) типа берега, способствует активизации циркуляци­онных ячеек, разрывных течений и выносу материала от уреза на большие глубины [Жиндарев, 1997] .

Изложенные положения находят подтверждение в мор­фолитодинамике берегов Каспийского моря. При исследо,­вании донных отложений подводного берегового склона западного побережья Каспия и примыкающего к нему шельфа обнаружено преобладание в них алевритовых и песчаных фракций [Геqлогическое строение . . . , 1962] . Ана­лиз процентного содержания этих отложений показал, что подводный склон, сложенный сравнительно однородной толщей осадков, имеет четко выраженную тенденцию к укрупнению их гранулометрического состава с увеличением глубины (рис. 1 . 1 . 1 ) . То есть отмечается ситуация, подоб­ная той, которая имеет место на побережье юго-восточной Балтики, несмотря на разницу в геолого-геоморфологи­ческих и климатических условиях данных регионов. Объяс­няется это тем, что Кавказское побережье Каспийского

1 1

1 00

)� 80 ::r ""

� 60 -е-ф � 40 со а. ф 20 � () о

2 6 1 О 14 1 8 22 26 30 34 38 42 46 50 Глубина , м

1 ---- 2 _._.- 3 ....... 4

Рис. 1.1.1. Распределение содержания основных фракций донныХ отложений по интегрированному поперечному профилю подводно­

го берегового склона западной части Каспийского моря. 1 - алеврит (0,1-0,01 мм); 2 - песок (1-0,1 мм); 3 - гравий (>1 мм);

4 - пелит « 0,01 мм).

моря, при общей ориентации его берегов с юга на север, характеризуется значительной расчлененностью береговой зоны, обусловленной особенностями геологического стро­ения и палеогеографии района. Такая особенность рельефа береговой зоны и связанная с ней не стационарность вол­нового поля (рис. 1 . 1 .2) провоцируют вынос более крупно­го материала из приурезовой зоны в глубоководные части подводного берегового склона, создавая эффект инвер­сионного распределения донных отложений по. его про­филю. Эгим механизмом, по нашему мнению, объясняется практически полное отсутствие в пределах западного Кас­пия современных аккумулятивных форм вдольберегового питания, несмотря на -интенсивную абразию некоторых участков его берегов.

Прямым доказательством данной точки зрения являют­ся следующие факты. Как уже указывалось, в результате подъема уровня Каспийского моря резко обострилась ситу­ация в районе г. КасПИЙска. Здесь за полтора десятка лет

12

Рис. 1.1.2. Схема линий тока на глубинах 1 и 10 м [Штокман, 1938].

в результате абразии участка берега протяженностью 3 км клиф отступил примерно на 150 м. Принимая его среднюю высоту равной 3 м, легко подсчитать, что за это время в море поступило более 1 млн м3 песчаного грунта. Естест­венно было бы ожидать, что в результате такой ин­TeHcивHoй абразии и перемещения вдоль берега больших масс песчаного материала (чему способствует ветроволно­вой режим побережья) должны БЬDIИ бы сформироваться адекватные по объему береговые аккумулятивные формы. Однако ничего подобного не наблюдается. Сходная кар­тина �eeT место и к северу от нефтегавани Махачкалы.

13

Итак, принципиальных изменений в морфодинамике берегов Каспийского моря вообще и его западного (Кав­казского) побережья в частности не произойдет до тех пор, пока уровень моря не превысит абсолютную отметку -26 м. Причиной же того материального ущерба, который несут сегодня все отрасли народного хозяйства, является, не подъем уровня моря, начавшийся в 1978 г. , а бездумное освоение (в том числе и заселение) прибрежной полосы, осушенной после 1929 г. , т.е. ниже абс. высоты -26 м. Такое положение сложилось в городах Дербент и Махачкала, где эта территория, освоенная и загрязненная человеком, затап­ливается и где действительно создается опасная экологиче­ская ситуация, источник которой не естественно-истори­ческие, а социальные условия, т.е. неразумная хозяйствен­ная деятельность. С естественно-исторической точки зре­ния современный подъем уровня Каспия (как и падение в 30-70-е гг. ) - его нормальное состояние и не ведет ни к какой экологической катастрофе. Об этом можно судить, основываясь на ситуации, которая наблюдалась на Кас­пийском побережье в начале нашего столетия. До 1930 г. при среднемноголетнем уровне моря -26 м никаких негативных явлений не испытывали ни Махачкала и Дербент (г. Кас­пийска в то время не существовало) , ни железная дорога Махачкала-Баку, а вдоль всего побережья располагались и успешно функционировали десятки рыбных промыслов.

В заключение хотелось бы ответить на несколько пр ин -ципиально важных вопросов. Каковы причины, вызвавшие современный подъем уровня Каспия? Какой отметки он может достичь? Как долго продлится подъем уровня? Какова в связи с этим должна быть стратегия хозяйствен­ной деятельности в прибрежной зоне моря?

Не имея возможности подробно обсудить поставлен­ные вопросы и отсьmая интересующихся к опубликован­HыM ранее работам [Рычагов, 1974; 1993; 1994] , сошлемся на выводы, полученные в результате наших исследований последних лет.

1 . Главным фактором, влияющим на уровенный режим Каспийского моря в хх столетии, являются климатические

14

Т а б л и ц а 1.1.1

Среднемноголетние годовые значения составляющих водного баланса и морфометрические характериС1ИКИ Каспийского моря

Показатсль

Средний уровень моря за период IIлощадь моря при этом уровне, тыс.

км2

Сток рек с учетом подземного стока и стока в Кара-Богаз-Гол, км3

Объем видимого испарения, км3

Результирующая водного баланса, км3

Фактическое приращение уровня, см/год

Расчетное приращение уровня, см/год Разница между фактическим и расчет-

ным приращением уровня, см

Период

]930-]94] (12 лет) ]978-]995 (18 лет) падение уровня на

] , 8 8 м

-26,8

395

261 ,7 323,5

-61 ,8

-15,7 -15,6

0 ,1

подъем уровня н а 2, 34 м

-27,5

380

3 10,4 262,5

+47,9

+ 13 ,0 +12,6

0 ,4

изменения в пределах его бассейна и акватории. В пользу этой точки зрения свидетельствует четкая связь, существу­ющая между высотным положением уровня моря и состав­ляющими водного баланса, что хорошо видно из при­водимых ниже данных (табл. 1 . 1 . 1 ) для двух, наиболее характерных для нашего столетия, периодов, когда уровень моря или очень быстро падал, или быстро повышалсs:;: (по Р.Е. Никоновой) .

С палеогеографической точки зрения также нет осно­ваний говорить об экологической или геоэкологической катастрофе. В самом деле, наибольший материальный ущерб (кроме г. Каспийска) несут города Махачкала и Дербент. Если в первом случае деструктивную роль в развитии берегов (кроме антропогенных факторов) сыграли и есте­ственные условия (узкий ПЛЯЖ, крутой берег, сложенный рыхлыми породами) , то ситуация в Махачкале и Дербенте целиком вызвана освоением и заселением здесь терри­торий, расположенных не только ниже абс. отметки -26 м, но даже ниже -27 м (рис. 1 . 1 . 3) .

15

Н, м -24.0

-26.0

-28.0

-30.0

1>:11 !mI2 �з Г.I4 Рис. 1.1.3. Геолого-геоморфологический профиль побережья Кас­пийского моря в районе г. Дербент (по данным Институга «Даге­

стангражданпроект» ). 1 - новокаспийские морские отложения: пески с редкой мелкой галькой,

обломками и целыми створками раковин; 2 - сарматские известняки-ра­кушечники; 3 - техногенные отложения; 4 - граница строений.

2. Детальный анализ геолого-геоморфологического стро­ения побережья КасIlliЯ свидетельствует о том, что за последние 2-2,5 тыс. лет, т.е. с начала субатлантической эпохи голоцена, когда началось формирование современ­Hыx ландшафтов в бассейне КасIlliЯ, а следовательно, современных или близких к ним параметров водного ба­ланса, уровень Каспийского моря никогда не поднимался выше абс. высоты -25 м.

3. Труднее ответить на вопрос - как долго продлится подъем уровня? Однако, основываясь на палеогеографи­ческих данных о продолжительности периодов подъема и спада уровня и на расчетах климатологов о смене характера атмосферной циркуляции, можно полагать, что подъем уровня прекратится в ближайшие годы. Так, снижение уровня Каспийского моря за 1995- 1996 гг. более чем на 30 см является предвестником стабилизации, а возможно, и наметившейся тенденции его устойчивого падения.

4. Исходя из изложенного, можно разработать стратегию хозяйственной деятеJГь:tюсти в прибрежной полосе с тем, чтобы минимизировать ушерб, связанный с начавшимся в 1978 г. подъемом уровня. Как бьmо отмечено ранее, в начале

16

столетия при уровне моря -26 м абс. прибрежные тер­ритории городов Махачкала и Дербент не испьпывали ни­каких негативных последствий, обусловленных волновым воздействием. С геолого-геоморфологической точки зрения берега этих участков устойчивы к абразии. Здесь развит или ступенчатый (в районе Дербента) , или грядовый (южная часть Махачкалы) бенч, перекрьпый незначительной тошцей рыхлого материала. Следовательно, эти участки, на наш ВЗГЛЯД, не нуждаются в защите. Экономически целесообраз­нее перенести расположенные в зоне прогнозируемого затоп­ления жилые, промьшmенные и хозяйственные постройки гипсометрически ВЬШIе абсолютной отметки, которая соот­ветствовала уровню моря до 1929 Г., Т.е. -26 м абс.

Если же указанный вариант по каким-либо причинам неосуществим или экономически невыгоден, то наиболее эффективным способом защиты прибрежных территорий этих городов от затопления могуг стать ограждающие конструкции в виде дамб и каменных отсьток, детально описанные в лиТературе [Гребнев, Жиндарев, 1993] .

Что касается территории г. Каспийска, характеризую­щейся иным геолого-геоморфологическим строением и ис­пьпывающей максимальные разрушения, то самый надеж­ный и многофункциональный способ ее защиты - - стро­ительство искусственного пляжа, сопряженного с волнога­сящими проницаемыми конструкциями. искусственный пляж лучшие всего будет соответствовать характеру взаимо­действия берегового откоса с волнами, в результате чего сформируются подводный береговой склон и пляж, обес­печивающие наиболее полное гашение волновой энергии и защиту берегового уступа от волнового воздействия. Прин­цип работы проницаемых конструкций, состоящих из сте­ны, расположенной параллельно урезу, сквозного волнога­сящего экрана и волновой камеры, заключается в обеспе­чении оптимального смещения по времени (по фазе) момента наибольшего взаимодействия штормовых волн с элементами конструкции при благоприятном соотношении между их волногасящей и волноотражающей способностью [Гребнев, Жиндарев, 1993] .

17

1.2. Динамика осу шки в пред елах К алмыцкого побережь я К аспия

в связи с подъ емом у ровня моря

Современное ПОВЬШIение уровня Каспийского моря, начавшееся в 1978 г. и к настоящему времени достигшее амплитуды около 2 м (диапазон высот уровня моря от -29,02 м в 1977 г. до -26,95 м в 1997 г. ) , моделирует ситуацию, ожидаемую в следующем столетии на берегах Мирового океана в связи с возможным ускорением подъе­ма его уровня. Таким образом, Каспийское море можно рассматривать как природную лабораторию, позволяющую изучать реакцию береговой зоны на подъем уровня водо­ема. Как показали наблюдения [Ignatov et а1., 199 1 ] , эта реакция проявляется неоднозначно на морских берегах разного типа, однако в большинстве случаев наблюдается отступание береговой линии. Характер отступания также может быть разным: за счет подмьmа клифа, смещения молодого лагунно-барового комплекса, столь типичного для трансгрессивных берегов Каспия, или пассивного за­топления прибрежной равнины. Наибольшего размаха в отступании береговой линии следует ожидать на весьма отмелых побережьях, где малые уклоны прибрежной рав­нины благоприятствуют свободному и глубокому проник­новению морских вод в сторону суши.

К таким отмелым побережьям относится северо-запад Каспийского моря, где в пределах калмыкии к урезу подходят низкие и плоские морские террасы, сформи­ровавшиеся в регрессивный период при резком снижении уровня моря в 1929-1940 гг. Эго побережье протягивается в субмеридиональном направлении от дельты Волги до Кизлярского залива на расстояние примерно 120 км . Побе­режье экспонировано навстречу наиболее сильным юго­восточным ветрам, с которыми связаны мощные сгонно­нагонные явления, служащие здесь основным берегофор­мирующим фактором. Высота ветровых нагонов составляет в среднем 1 ,5-2 м, максимально - 2,5-3 м. В результате

1 8

на всем побережье Калмыкии преобладают отмелые берега «осушного» типа [Леонтьев, Халилов, 1965; Леонтьев и др. , 1977] . Вдоль берега протягивается широкая полоса ветро­вой песчано-илистой осушки, плотно заросшая тростнико­вой растительностью.

Современный подъем уровня Каспийского моря не мог не сказаться на состоянии этих низменных берегов. В этой связи важно пр о следить характер возможных изменений вдоль побережья для оценки сло�шейся экологической ситуации в период смены режима моря с регрессивного на трансгрессивный.

Методы

Изучение соответствующих изменений в береговой зо­не Калмыкии за период современной трансгрессии моря вьmолнено на основе сопоставительного дешифрирования разновременных космических снимков. для сравнительного анализа использовали спектрозональные и многозональные фотоснимки оригинальных масштабов 1 : 200 000 и 1 :600 000 с разрешением 1 0-12 и 1 5-20 м соответственно, получен­ные с российских спутников «Ресурс-Ф» И орбитальной станции «Салют» : на период регрессии моря - косми­ческие снимки 1975, 1977-1978 ГГ.; на начало современной трансгрессии моря - 1978, 1982-1986 ГГ.; на период развития трансгрессии, - 1991-1992 гг. Дешифрирование проводилось по цветным отпечаткам со спектрозональных негативов, наилучшим образом отражающих объекты бере­говой зоны, особенно растительность, и по зональным отпечаткам в красной и ближней инфракрасной зонах, причем последние позволили надежно идентифицировать разного рода акватории. для характеристики современной обстановки анализировали обзорные снимки со спутников «Ресурс-О» , полученные сканирующими системами средне­го разрешения (МСУ-СК, разрешение 170 м) и высокого разрешения (МСУ-Э, разрешение 45 м) : черно-белые снимки 1991 и 1995 ГГ. (масштаб 1 :250 000) ; цветные синтезированные снимки на август 1997 г. и июль 1998 г.

19

Поскольку на Калмьщком побережье весьма существен­ны сезонные колебания уровня моря в связи с весенними разливами Волги, важно подчеркнугь, что болышпIтвоo ис­пользованных фотоснимков (за немногим искmoчением) сде­лано примерно в один и тот же сезон года (в moне-moле) , что ПОВЬШIает достоверность результатов деIIШфРИРОвания.

На космических снимках разных лет хорошо видна ветровая осушка с зарослями тростника, сквозь который местами просвечивает серия низких береговых валов. На­личие последних свидетельствует о том, ЧТО в форми­poBaHии рельефа чрезвьrчайно отмелых берегов принимает участие и морское волнение, особенно во время нагонов. Густая тростниковая растительность затрудняет иденти­фикацию линии уреза, которая отличается здесь большим непостоянством и значительным смещением под воздейст­вием сгонно-нагонны" явлений. Однако на снимках до­вольно четко про слеживается внешний край тростниковых зарослей, покрывающих поверхность осушки. Хотя отдель­ные растения могут, в принципе, выдерживать глубину моря . до 2 м, тростниковый покров вдоль Калмьщкого побережья в силу местных причин (по-видимому, влияние речных стоковых течений, действующих параллельно бере­гу моря) никогда не выхдил за глубины более 0,5-0,7 м, где воздействие отрицательных факторов на развитие рас­тений возрастает. Космический снимок 1975 г. показывает, что отдельные куртины тростниковой растительности, зна­меновавшие собой нарастание берега вслед за отступа­ющим морем, располагались только в приурезовой зоне, Т.е. даже в наиболее благоприятных регрессивных условиях тростник не «выхдил» В открытую акваторию моря и концентрировался в основном близ берега и на поверх­HocTи песчано-илистой осушки. На батиметрических кар­тах тех лет изобата 1 м отстояла от внешнего края тростникового покрова на 5-6 км. Можно предположить, что любые изменения благоприятных глубин в результате пассивного подъема уровня моря, волнового размывa или нарастания грунтового субстрата приведут к смещению внешнего края тростниковых зарослей в сторону суши (при

20

возрастании морских глубин) или дальше в море (при аккумуляЦШI наносов и нарастании берега) . Таким образом, миграция морского края тростниковой растигельности может служить косвенным критерием определенных дИНамических преобразований береговой зоны, которые лежат в основе изменений растительного покрова. На этом допущении базировалось дешифрирование космических снимков.

В итоге проведенного сравнительного дешифрирования перечисленных фотоматериалов составлены схемы (рис. 1 .2. 1 , 1 .2.2) трансгрессивных изменений в береговой зоне Калмыкии на начало 1990-х годов (уровень моря в 1991 г. на отметке -27,3 м) .

Результаты

Результаты дешифрирования показали, что за период развития современной трансгрессии ( 1978-1991 гг. ) поло­жение внешнего края тростниковой осушки в северной части Калмьщкого побережья (от п-ва Вышкинская Коса до района Лагани) изменилось мало (см. рис. 1 . 2. 1 ) . Это можно объяснить влиянием прилегающего к побережью обширного мелководья авандельты Волги, которое играет своеобразную «буферную» роль, смягчая воздействие подъ­ема уровня моря. По имеющимся представлениям [Михай­лов и др. , 1993] , буферное влияние будет снивелировано при повышении уровня моря до пороговой отметки -26,5 м, когда именно подъем уровня Каспия (а не речной сток) будет определять основные процессы и явления на окружающих авандельту низменных берегах.

В силу указанных причин в северной половине Кал­мьщкого побережья, примыкащегоo к авандельте Волги, вплоть до 1991 г. продолжались аккумулятивные процессы, столь характерные для этого района на протяжении пред­шествующего длительного регрессивного периода. Они особенно заметны в кyтoBых частях заливов между харак­терными для данного отрезка побережья фестончатыми выступами берега (у п-ова Вшивый, вдоль западного борта Ильмень-Татарской бороздины) , где на небольших участ-

21

22

о б в

Г�1 1 1 ............ 1 2 ri�;·�1з t:::::J4 1::>15 f,.ltJtl6 �7 о б о б о б

88 �9 �10 §11 �12 E=J:::::1 13 �1. о б

_15 1/1 16[2]17_18 E:J19B20 Рис. 1.2. 1. Калмыцкое побережье Каспия, северная часть: транс­грессивные изменения в береговой зоне на период 1991 г. (по ре-

зультатам дешифрирования космических снимков разных лет) . 1 - внешний край ТРОС11iИКОВОЙ зоны в 1978 Г.; 2 - 1'0 же в 1991 Г.; 3 -аккумулятивные формы (валы, бары), появившиеся: а - на открытых мел­ководьях, б - на месте ТРОС11iИКОВОЙ осушки; 4 - подводные аккумуля­тивные формы (валы, гривы) , размытые при подъеме уровня моря; 5 -песчаная осушка, появившаяся (зона нарастания берега) ; 6 - тростнико­вая осушка: а - сохранившаяся, б - появившаяся на месте мелководий (зона нарастания берега), в - образовавшаяся на месте суши в связи с за­топлением берега (зона смещения тростниковой осушки в сторону суши) ; 7 - затопленные морем участки бывшей тростниковой осушки (зона от­ступания берега) ; 8 - лагуны, образовавшиеся в тыловой части тростни­ковой осушки; 9 - участки обсыхания лагун.при сгонах; 10 - зона под­топления вдоль лагун и в понижениях рельефа; 11 - участки суши, зали­тые водой в результате удерживания дамбой нагонных вод; 12 - внутрен­ние водоемы: а - появившиеся, б - сохранившиеся; 1 3 - заболоченные участки суши с тростником: а - появившиеся, б - сохранившиеся; 14 -сельскохозяйственные поля: а - новые, б - старые; 15 - городская за­стройка; 16 - каналы; 17 - дамбы; 18 - очистные сооружения: а - но-

вые, б - старые; 19 - суша; 20 - морская акватория.

ках, протяженностью 2-3 км, наблюдается нарастание берега на ширину до 0,5- 1 км.

На юге этого отрезка побережья влияние подъема уровня моря несколько возрастает, что выразилось в расширении тростниковой осушки вдвое (с 1 до 2 км) за счет ее разрастания в сторону суши. С тьmовой стороны осушки образовалась лагуна сложной конфиrypаЦЮl, шириной 1-2 км, rrnтaемая нагонными водами и подтоком грунтовых вод, зеркало которых реагирует на подъем уровня моря. С бережной стороны лагуны про слеживается увлажненная по­лоса подтопления. В пределах прибрежной территории суши также ощущается увеличение увлажненности: появились участки подтопления вдоль Каспийского канала, несколько новых озер и пятен тростниковых зарослей в котловинах.

23

'��------------------ o 4 км ��----------------- �

Существенные изменения отмечаются по космическим снимкам в районе г. Каспийский (Лагань) . В его окрестно­стях оказались затопленными обширные пространства лу­гов, пастбшц, полей, отгороженных системой водоудер­живающих дамб, построенных здесь при падении уровня моря в расчете на задержание воды при сильных нагонах для дополнительного увлажнения угодий (прибрежная мор­ская вода здесь значительно опреснена волжскими во­дами) . В условиях трансгрессии моря нагоны поступают на сушу более интенсивно. Удерживаемая дамбами морская вода в начале 1990-х годов подошла почти вплотную к городу и окружила участок с очистными сооружениями, в результате чего возникла угроза попадания сточных вод в основной водозаборный канал, откуда осуществляется во­доснабжение населения. Часть территории города распола­гается в зоне ниже -25 м, где уже теперь наблюдается подтопление низин, а в дальнейшем возможно и затоп­ление морскими водами. Возросла угроза наводнений в городе во время сильных нагонов, как это случилось, например, весной 1995 г.

для южного отрезка (см. рис. 1.2.2) побережья Кал­мыкии (между о. Морской Иван-Караул и Кизлярским заливом), расположенного за пределами авандельты Волги, характерно некоторое увеличение уклонов береговой зоны и более существенное влияние подъема уровня моря. Это влияние выразилось, прежде всего, в заметном отступании морского края тростниковой осушки практически вдоль всего района. Уже в начале трансгрессии (космоснимки 1982-1983 п.) прибрежная растительность бьmа затоплена и начала отмирать, образуя внешнюю «мертвую» кайму вдоль осушки, четко оконтуренную небольшим береговым "Валом . .k. началу 1990-х годов отступание морского края осушки местами составляло 1,0-1,5 км . Произошел размыв

Рис. 1.2.2. Калмыцкое побережье, южная часть: трансгрессивные изменения в береговой зоне на период 1991 г. (по результатам де­

шифрирования космических снимков разных лет). Уел. обоз. см. на рис. 1 .2 . 1 .

25

части аккумулятивных форм донного прибрежного релье­фа - подводных валов, грив. Аккумуляция осадочного материала отмечается только в приустьевой части зал. Дар­гинский Банк, куда поступают выносы р. Кумы, которые позволяют прибрежным аккумулятивным процессам в ка­кой-то степени компенсировать подъем уровня моря. На­растание берега здесь составило в среднем 1-2 км.

В то же время вдоль отступающих участков местами появилась кайма новых тростниковых зарослей, имеющих на фотоснимках продольно-полосчатый рисунок. Это сви­детельствует о формировании здесь серий молодых берего­вых валов, развивающихся за счет материала размыва морского края осушки и верхней части подводного берего­вого склона. Таким образом, существовавшее ранее пред­cTaBлeHиe о пассивном (без волновой перестройки про филя береговой зоны и перераспределения наносов) затоплении трансгрессирующим морем низменных берегов Калмыкии не соответствует действительности. По-видимому, уклоны береговой зоны на этом отрезке (особенно в приурезовой части) оказались достаточными для проявления работы морского волнения.

Зафиксировано также значительное расширение осуш­ки за счет разрастания ее в сторону суши: в 1978 г. ее ширина была 1-2 км, а теперь 5-10 км. Осушка как бы наступает на прибрежную территорию. В тыловой части осушки вдоль всего побережья к 1991 г. (дата снимка) сформировалась устойчивая лагуна, ширина которой варь­ирует в течение года в зависимости от режима стока Волги (значительно влияющего на высоту уровня Северного Кас­пия) и ветрового нагона. Лагуна хорошо видна даже на мелкомасштабных сканерных снимках среднего разреше­ния, полученных со спутников «Ресурс-О» (рис. 1.2.3) . Кроме того, за лагуной по цветному снимку удается вы­делить зону подтопления, шириной около 3 км, имеющую более сочную, по сравнению с окружающими полупусты­нями, растительность.

Сканерные снимки середины (1995 г.) и конца (1997-1998 гг.) последнего десятилетия свидетельствуют о сохра-

26

ненИИ в целом общего характера береговых процессов, сложившихся здесь к началу 1990-х годов. В северной части Калмьщкого побережья, примьrкaющей к авандельте Волги, береговая линия по-прежнему меняется мало. Одна­ко заметно усилилась увлажненность прибрежной равнины. Ложбины между бэровскими буграми, прежде слабо забо­лоченные или занятые солончаками, превратились в сильно обводненные тростниковые болота или многочисленные мелкие озера, подчеркивающие изображение на косми­ческих снимках этих уникальных форм рельефа.

В южной части Калмьщкого побережья по мере подъе­ма уровня моря до отметки -26,95 м (1997 г.) продолжа­лось затопление и отступание внешнего края тростнико­вой осушки. На цветных сканерных снимках хорошо видны участки затопленной морем и отмирающей трост­никовой растительности. Наибольшей ширины они до­стигают в узких заливах в районе о. Морской Иван-Ка­раул, вдоль берегов Даргинского Банка и на открытом берегу близ о. Морская Чапура, где общее отступание береговой линии составляет 5-6 км. Значительно (по крайней мере, на 1,5-2,0 км) сократилась длина зал. Даргинский Банк за счет затопления морем приусть­евых участков его бортов. По-видимому, выносы р. Ку­мыI' С которыми ранее были связаны аккумулятивные процессы в этом заливе, уже не способны противостоять быстрому подъему уровня моря.

К 1997-1998 гг. заметно изменилась и поверхность осушки. Ее плотный прежде растительный покров несколь­ко поредел (вероятно, в связи с усилением обводненнасти осушки) , часты открытые окна воды, особенно в узких и протяженных (несколько километров) межваловых лож­бинах. Эти узкие «полосы» воды контрастно подчеркивают расположение комплекса низких валов, осложняющих по­верхность осушки.

Существенно изменилась тыловая зона осушки. Сфор­мировавшаяся здесь в начале трансгрессии и устойчиво сохранявшаяся до 90-х годов широкая (1-2 км) лагуна к 1995 г. стала распадаться на отдельные звенья. Этот про-

27

цесс связан, по-видимому, с быстрым смещением осушки в сторону берега, что способствовало заполненmo лагуны осадками и зарастанmo ее тростниковой растительностью. К 1997 г. на большей части побережья лагуна полностью исчезла. Ее отдельные фрагменты сохранились лишь в районе Лагани, на самом юге побережья (в районе о. Мор­ская Чапура) и вокруг Кизлярского залива.

Расширение осушки в сторону берега (при одновремен -ном отступании ее внешнего края) продолжалось и к 1998 г. дало прирост еще на 2-4 км. Тростниковая рас­тительность распространилась за пределы бьmшей лагуны и занимает теперь зону, показанную на схемах 1991 г. (см. рис. 1.2.2) как зона подтоrmения, с бережной стороны лагуны. Общая ширина осушки после 1991 г. практически не изменилась.

За осушкой местами видна зона нового подтоrmения низменных участков. Она особенно отчетлива (ширина до 2 км) в районе Лагани, а южнее имеет фрагментарный характер.

* *

*

Сравнительный анализ космических снимков разных лет (1975-1991 и 1995-1998 гг. ) , фиксирующих северо-за­падное побережье Каспия на стыке регрессивного и тран­cгpeccивHoгo периодов моря, показал, ,что дешифрирование фотоматериалов дает дополнительные сведения об изме­нениях в береговой зоне моря при подъеме его уровня, причем эти сведения носят обзорный характер и MOгyr охватьmать крупные отрезки побережья.

В целом результаты дешифрирования свидетельствуют о том, что влияние подъема уровня Каспийского моря

Рис. 1.2.3. Российское побережье Каспия. СнУ.мок со спугника "Ре­сурс-Оl" ( 1 3 августа 1991 г.).

Стрелкой обозначена лаryна, образовавшаяся в тыловой части зоны осуш­ки на побережье Калмыкии.

29

возрастает вдоль Калмъщкого побережья с севера на юг, по мере удаления от авандельты Волги и некоторого увеличения уклонов береговой зоны. Однако и в южной половине этого побережья уклоны в надводной и подвод­ной частях остаются небольшими (порядка 0,0005) , что способствует глубокому проникновению морских вод в сторону суши, особенно во время ветровых нагонов. Тран­сгрессивные изменения захватывают здесь полосу шириной до нескольких километров. На данном отрезке побережья преобладает затопление трансгрессирующим морем внеш­ней зоны песчано-илистой осушки с некоторым волновым преобразованием ее профиля (формирование серии моло­дых береговых валов у уреза) и смещение всего комплекса осушки в сторону берега. По некоторым сведениям [Reed, 1990], травянистые осушки и марши, в осадконакоплении которых большую роль играет растительность, не смогут противостоять подъему уровня моря со скоростью ВЬШIе 1,6 см/год. Тростник Калмыцкого побережья оказался более устойчивым к повышению уровня моря, но и он не выдерживает высоких скоростей (12,5 см/год) современ­ной трансгрессии Каспия, что обеспечивает интенсивное затопление низменного побережья Калмыкии и преобла­дание процесса отступания тростниковой полосы в сто­рону суши.

В условиях дальнейшего подъема уровня моря тен­дeHция этих изменений, по-видимому, будет сохраняться. Тем не менее смещение осушки в сторону берега не может продолжаться бесконечно. Увеличение уклонов прибреж­ной суши уже теперь сдерживает этот процесс, что в конечном итоге приведет, при одновременном размывe и затоплении морем внешнего края осушки, к сокращению ее ширины. По мере цриближения уровня моря к древним (голоценовым) береговым линиям на отметках -26,5 м и особенно -25 м ширина осушки, по-видимому, станет минимальной в связи с общим изменением характера берега, который все более будет приобретать черты аб­разионно-аккумулятивного типа [Лукьянова и ДР. , 1996] .

30

1.3. К вопросу о формировании и развитии современных трансгрессивных баров

К аспийского моря

Изменение уровня Каспийского моря оказывает непо­средственное влияние на береговые процессы. В период инструментальных наблюдений за уровнем Каспия доста­точно уверенно можно выделить три цикла: с 1830 по 1928 г. уровень оставался относительно стабильным, с 1929 по 1977 г. зафиксировано его падение почти на 3 м, за период с 1978 г. до настоящего времени уровень повысился почти на 2,5 м [Клиге, 1997] . Наиболее заметные изме­нения типов берегов наблюдались после начала регрессии и при смене регрессивного режима трансгрессивным.

Регрессивный этап характеризовался почти повсемест­ной аккумуляцией и пассивным осушением берегов [Леон­тьев, 1949; 1957; Долотов, 1958; Леонтьев и др., 1977] . Высвобождение обширных пространств прибрежной зоны из-под уровня моря сопровождалось активным их исполь­зованием под городское и промышленное, строительство. Локальные абразия и размыв в большинстве случаев бьmи обусловлены антропогенным вмешательством.

Два последних десятилетия развитие берегов Каспийс­кого моря происходило на фоне экстраординарного повы­шения уровня моря [Никифоров, Рычагов, 1988; Ignatov et al., 1993; Бадюкова и др., 1996; Рьгшгов и др., 1996; Кравцова, Лукьянова, 1997; Сафьянов и ДР . , 1997; Раз­витие ... , 1997] . Резкий подъем уровня привел к затоплению и подтоплению берегов, к их размьmу и разрушению объектов гражданского и промышенногоo строительства. В то же время на большинстве аккумулятивных участков с волновой переработкой сформировались береговые бары, отделившие собой лагуны. Огромный ущерб, наносимый народному хозяйству прибрежной полосы Каспийского мо­ря в результате быстрого подъема уровня, требует разра­ботки комплекса берегозащитных мероприятий. В этой связи необходимо тщательное исследование природных

3 1

процессов, вызванных современной трансгрессией. Иссле­дования, проводимые на Каспийском море, представляют несомненный интерес в случае реализации прогнозов тран­cгpeccии Мирового океана, так как развитие берегов Кас­IПIЯ в условиях ПОВЬШIения уровня моря может стать основой для модели, применимой и к берегам мира.

Среди берегов Каспийского моря, подвергающихся вол­новой переработке, доля лагунных берегов с четко выра­женным в рельефе современным баром составляет не менее 30 % от их общей протяженности. Несмотря на казалось бы хорошую изученность причин формирования береговых баров в период трансгрессии КасIПIЯ 1978-1998 П. , некоторые вопросы остаются до сих пор откры­тыми. В частности, обнаружено, что современные трансг­рессивные бары образовались не только в районах, где уклон подводного берегового склона превышает уклон прилегающей суши, как это следует из сложившихся тео­ретических представлений о развитии берегов в условиях ПОВЬШIения уровня моря. Береговые бары встречаются также на участках с равенством уклонов прилегающей суши и подводного склона, а в ряде случаев уклон приле­гающей суши может и несколько преВЬШIать уклон подвод­ного склона. В данной работе делается попытка ответить на этот и некоторые другие вопросы, касающиеся путей дальнейшего развития современных трансгрессивных баров Каспийского моря при различных сценариях поведения уровня. Большое внимание уделено предшествующему рег­рессивному этапу развития берега, поскольку условия фор­мирования регрессивной террасы и тип, ПО которому раз­вивается берег в настоящее время, тесно связаны. С этой целью бьmи привлечены и проанализированы карты грунтов, топографические и батиметрические карты двадцатипяти- и десятитысячного масштабов, созданные до 1978 г.

Здесь и далее используются понятия: уклон подводного берегового склона (ПБС) , уклон приурезового участка ПБС, уклон поверхности регрессивной террасы, равновес­ный профиль. В контексте данного раздела ПБС рас­сматривается от уреза до 10-метровой изобаты. Такое

32

ограничение обусловлено тем, что морфологические изме­неНИЯ дна при сопоставлении профилей на трансгрессивном и регрессивном этапах обнаруживаются ШШIЬ дО 10-метровой глуБШIЫ. Под уклоном приурезового участка ПЕС подразу­мевается осредненный уклон наиболее крутосклонного уча­стка ПЕС от уреза до глубины 2,5-3,0 м. Уклон ре­грессивной террасы берется от тьmового шва (береговая ЛШIИЯ 1929 г.) до уреза. Равновесный профиль - это осред­ненный за определенный период времени профиль ПЕС, выработанный преимущественно в рыхлых отложениях, сум­марное воздействие волнения на который не вызывает суще­ственной его пер естр ойки:. Эгот период времени должен характеризоваться стабильным уровнем и полным набором волновых обстановок, типичных для данного участка берега.

Реальная схема развития берега в условиях повышения уровня бьmа впервые предложена советскими учеными в конце сороковых годов [Зенкович, 1948; Леонтьев, 1949] . ПОВЬШIение уровня моря приводит к увеличению глубины над подводным береговым склоном. Поступающая волно­вая энергия в большей степени расходуется на разрушение берега. Зона максимального волнового воздействия на дно смещается на тот участок подводного склона, где гид­paBличecкaя крупность осадков не соответствует возрос­шему волновому воздействию. Происходит перераспреде­ление осадков по крупности. Продукты размыва отлагают­ся в нижней части ПЕС, крупные фракции смещаются к берегу. Процесс идет до тех пор, пока не будет восстанов­лен профиль, подобный исходному, но несколько про­ДВШIyтый в сторону суши. Таким образом, профиль, а значит, и уклон ПЕС стремится к предыдущему равновес­ному состоянию, такому, при котором находился бы берег при более или менее стабильном положении уровня. На Западе независимо от наших ученых к аналогичным выво­дам в 1962 г. пришел П. Еруун [Bruun, 1962] . Позднее правило Ерууна - Зенковича бьmо значительно дополнено в последующих работах, учитывающих особенности раз­вития берегов и уклоны ПЕС [Bruun, 1988; Dubois, 1990; Ignatov et а1., 1993; Cowell et аl., 1995; Развитие ... , 1997] .

33

у

1 <1 1

� 2

у

tgy > tg а

Лг��---------------------------

U1 ��---------------------------- u

б

' - . - ' - . - . - . _ . _ а ' - . .... ... .

tgy = tg y ����---------------------- U1

в

.. ... ..

'- '- '-'- '- '-. �-. -.-.-.- .- . - '-

-..

... .. .... .. ......... .. .... .. а

..... .... .. ... .. ...

и

Рис. 1.3. 1. Развитие берега при повышении уровня моря.

и

Тип берега: а - размыва, б - аккумулятивный, в - лаryнныЙ. 1 - акку­муляция; 2 - размыв; И - начальный уровень; И] - новый уровень.

Рассмотрим три теоретически возможных варианта с разным соотношением

' уклона ПЕС и уклона прилегающей

суши (рис. 1 . 3. 1 ) . В первом случае уклон прилегающей суши больше

уклона ПЕС (tgy > tga) . При ПОВЬШIении уровня моря зона влияния волнового воздействия смещается вверх по про­филю, достигая участков, не соответствующих уклону ПЕС,

34

и материала с нехарактерной крупностью. Возросшее вол­новое воздействие приводит к размыву на берегу и в верхней части вновь образованного при повьnпении уровня моря ПБС. Размыв будет продолжаться до тех пор, пока уклон размытого участка не будет соответствовать уклону исходного ПБС (рис. 1 .3. 1, а) . Этот процесс удобнее всего описать формулой: У = Х /tga, где У - величина отсту­панИЯ береговой линии; Х - величина повьnпения уровня моря; tga - уклон ПБС. Формула эффективна при условии выработки равновесного про филя во всех трех рассмат­риваемых случаях. В данном варианте берег должен быть подвержен размыву.

Второй случай имеет место при равенстве уклонов ПБС и прилегающей суши (tga = tgy) . Изменения здесь про­исходят лишь в приурезовой зоне. Должен наблюдаться как размыв на морском склоне пляжа, так и аккумуляция на береговом (рис. 1.3. 1, б) .

Третий случай предполагает, что уклон прилегающей суши меньше уклона ПБС (tgy < tga) . В данных условиях создаются предпосьmки для формирования берега лагунно­го типа (рис. 1 .3. 1, в) . Материал будет перемещаться в основном за счет переплескивания прибойного потока через бар, а на приурезовом участке UБС произойдет небольшой размыв. Морской урез бара будет продвигаться в сторону суши согласно указанной формуле. Расширение лагуны как результат более низких уклонов поверхности, на которую распространяется трансгрессия, должно опере­жать продвижение бара в сторону суши, а площадь лагуны постоянно увеличиваться.

Как следует из предложенных вариантов, в форми­ровании того или иного типа берега главная роль от­водится не величине уклона ПБС, а его соотношению с уклоном прилегающей суши. Процесс же отступания бере­говой линии определяется именно уклоном ПБС.

Влияние трансгрессии 1978-1998- гг. на морфологию и динамику берегов Каспийского моря широко обсуждалось в научной литературе [Никифоров, Рычагов, 1988; Бадюко-

35

ва и ДР., 1993; Ignatov et аl., 1993; Бадюкова и др., 1996; Рычагов и др., 1996; Кравцова, Лукьянова, 1997; Сафьянов и др., 1997]. В целом было отмечено общее соответствие процессов правилу Брууна - Зенковича и его модифи­кациям. Однако берега лагунного типа получили более широкое распространение, чем это следовало ожидать, исходя из изложенной теории. Береговые бары образо­вались в широком диапазоне уклонов ПБС (от 0,0004 до 0,009) . Именно такие уклоны преобладают на Каспии. Формирование трансгрессивных баров наблюдалось не только в случае превышения уклона ПБС над уклоном прилегающей суши, на которую распространяется транс­грессия, но в случае равенства уклонов и даже некоторого превышения уклона прилегающей суши над уклоном ПБС. Образование берегов лагунного типа при превышении ук­лона прилегающей суши над уклоном ПБС, правда, имело место лишь в тех районах, где уклон приурезового участка ПБС все-таки БЬDI больше уклона регрессивной террасы, а лагуна в ряде случаев носила эфемерный характер, часто пересыхая.

На Каспии современная трансгрессия 1978-1998 гг. распространяется в значительной мере на поверхность террасы, образовавшейся в ходе предшествующей рег­рессии 1929-1977 гг. В связи с этим для решения вопроса о происхождении современных трансгрессивных баров оп­ределенный интерес представляет образование регрессив­ной террасы. То есть требуется выяснить, как соотносятся уклон террасы и уклон ПБС.

Влияние понижения уровня моря на динамику наносов и форму профиля ПБС рассмотрено еще в 1949 г. О.К Ле­онтьевым [1949]. В результате понижения уровня моря зона максимального волнового воздействия с резко выраженной асимметрией придонных волновых скоростей смещается вниз по подводному склону на участок с нехарактерной для данного гидродинамического режима крупностью осад­ков. В результате относительно крупные частицы переме­стятся к берегу, а относительно мелкозернистые устремятся вниз по подводному склону. Таким образом, снижение

36

Рис. 1.3.2. Выработка профиля равновесия при понижении УРОВ­

ня моря [Леонтьев, 1949] . САВ - ИСХОДНЫЙ профиль; С!А!В! -

профиль, выработаЮlЫЙ примени­тельно к понизившемуся уровню.

уровня моря приведет к размыву в средней части пр о филя и ВЬПlосу материала в верхнюю и нижнюю его части, где будет происходить аккумуляция материала (рис. 1.3.2) .

Выдвижение береговой линии при понижении уровня моря обусловливается не только «пассивньDМ» ОСyпIением прибрежной мелководной полосы, но и в значительной степени образованием аккумулятивного тела, накоплением наносов на берегу. В пределе, если старый профиль будет обрабатываться волнами при той же гидрометеорологичес­кой обстановке, что и до понижения· уровня, достаточно долгое время, на его месте должен будет выработаться профиль, подобный исходному и отличающийся лишь Te�, что он будет сдвинут относительно первого в сторону моря и расположен гипсометрически ниже по отношению к старому уровню. Данная схема была выработана на осно­ве наблюдений за берегами Каспийского моря в рег­рессивный период 1929-1977 ГГ. , где на большинстве аккумулятивных участков берега нарастание СyпIИ оказа­лось большим, чем то, которое следовало бы ожидать, если бы оно было обусловлено только ОСyпIением прибрежного мелководья.

Из концеIЩИИ О.К Леонтьева [1949] следует, что береговая система стремится выработать новый равновес­ный профиль, аналогичный исходному, только сдвинУтый в сторону моря. Морфология береговой зоны должна оста­ваться относительно неизменной. Тогда регрессивная тер­раса, формирующаяся при понижении уровня моря, будет состоять из серии прислоненных друг к другу береговых валов, образовавшихся в период резких понижений уровня (рис. 1.3.3) . Уклон поверхности такой террасы должен соответствовать уклону ПБС (tgy = tga) . Наличие пер еры-

37

и

-'·�'·""-.B а

Рис. 1.3.3. Схема перестройки профиля береговой зоны в ходе по­нижения уровня моря.

1 - аккумуляция; 2 - размыв; а - уклон подводного берегОвого склона; у - уклон ПОJ!�РХНОСТИ регрессивной террасы.

ВОВ В осадконаКОШIении объясняется сезонными коле­баниями уровня, которые на Каспии могут достигать от 20 до 40 см/год, а также чередованием штормовых обстановок различной интенсивности.

Сравнение уклонов поверхности регрессивной террасы, окончательно сформировавшейся к 1977 Г., и уклонов ПЕС обнаружило определенные отличия от теоретической схе­мы . На некоторых участках берегов Каспийского моря уклон поверхности регрессивной террасы оказался не­сколько ВЬШIе уклона ПЕС (рис. 1.3.4, а) , на других ниже (рис. 1.3.4, 6) . Ю.С. Долото в [1989] отмечает, что в ре­зультате понижения уровня моря происходят качественные и к;оличественные изменения реЖJЧ<fа питания, ВШIоть до того, что преобладающий источник питания сменяется другим. Поступление пляжеобразующих наносов к урезу может как возрасти, так и сократиться. Вероятны три пути развития берега: интенсивная аккумуляция и рост суб­аэральных береговых форм, консервация, а в ряде случаев размыв внешнего края аккумулятивных образований [Доло­тов, 1958; 1989]. Различие в уклонах формирующейся ре­грессивной террасы объясняется неодинаКОБЫМ питанием наносами каждого из участков, различной скоростью па­дения уровня и интенсивностью волнового воздействия.

На тех берегах, где наблюдалась активная подпитка ШIяжей донным относительно крупнозернистым матери-

3 8

Н, М а 6-----.-----,------------------------------------'

4 2 04-�����_г�г__г--г__г--г__г--г__г--г__,--� -2 м

- 41 _______ -====::::::====:d -6

1 0 5

б

O�--_г����--_г--_г--_г--_г--_г--_г--_г--_г--� - 5

- 1 01 ________ -=======::=:::::==::::J - 1 5 Рис. 1.3.4. Поперечные профили участка берега на период регрес­

сии. а - створ пос. Худат-4 (Азербайджан) ; б - створ в средней части косы

Кендерли (Казахстан).

алом, аккумуляция ок�залась более интенсивной (см. рис. 1.3.4, б) , чем можно бьmо ожидать согласно теоретическим представлениям [Леонтьев, 1949; 3енкович, 1962]. Уклон поверхности регрессивной террасы в этом случае ста­новится меньше уклона ПБС (tgy < tga) за счет причле­нения более крупных береговых валов. Усиление аккуму­ляции имеет место вследствие смещения зоны с четко выраженной асимметрией волновых скоростей вниз по подводному склону в тех районах, где наблюдается ин­BepcиoHHoe распределение наносов на ПБС. Например, такой вариант развития берега возможен, если зона мак­симальной волновой активности приблизится к ра�еч­ным банкам, часто располагающимся на глубинах 5-10 м. При понижении уровня на 2-3 м это достижимо. В результате больший по сравнению с предшествующим периодом объем ра�ки вовлекается в движение к берегу. Чем ниже падает уровень, тем более заметной становится

39

аккумуляция, так как зона максимального волнового воз­действия на дно захватьmает все более обширные области распространения биогенного материала. Аналогичная ситу­ация имела место в случае размьmа в средней части пр о филя ПБС более древних крупнозернистых отложений. Об этом свидетельствует наличие в отложениях террасы, наряду с современными, большого количества переотло­женных раковин моллюсков. Вариант, в котором уклон регрессивной террасы меньше уклона ПБС, фиксируется в районах с обильным поступлением наносов из других источников, например вблизи устьев рек Терека и Сулака.

Другая часть берегов характеризуется слабым превы­шением уклона регрессивной террасы над уклоном ПБС (tgy > tga) . Такое соотношение уклонов вызвано насту­пившим в ходе понижения уровня дефицитом наносов пляже образующих фракций. Такой путь вероятен для бере­гов, характеризующихся «нормальным» распределением на­носов на подводном склоне. В.П. Зенкович [1962] отмеча­ет, что процесс выбрасывания наносов к берегу имеет место «лишь до тех пор, пока зона деформации волн не опустится до нижней границы залегания песчаных отло­жений на дне» . На начальном этапе регрессии, пока зона с выраженной асимметрией волновых скоростей находилась в пределах распространения пляжеобразующих отложений, наблюдалась аккумуляция наносов в соответствии с тео­ретической схемой (см. рис. 1.3.3) . Затем, при дальнейшем падении уровня моря, эта зона сместилась в поле от­носительно мелкозернистых наносов с нехарактерной для данной гидродинамической обстановки крупностью, вызвав интенсивный размьm в средней части пр о филя и вынос материала вниз по ПБС. Местами на подводном склоне обнажились выходы коренных пород (хазарских известня­ков, сарматских глин и др.) [Леонтьев и др. 1977]. Аккуму­ляция материала на урезе осуществлялась лишь за счет перемещения наносов вдоль берега из районов, где де­фицит пляже образующего материала не бьm столь оче­виден. В ряде случаев в результате отмирания клифов на

40

аКТИВНЫХ до регрессии абразионных берегах резко со­кратилосЬ rштание сопряженных с ними аккумулятивных берегов [Леонтьев и др., 1977] . Дополнительной причиной дефицита наносов на отдельных отрезках стало строитель­

ство портов (Каспийск, Махачкала) и различных гидро­технических сооружений на реках (Самур, Терек) . Таким образом, при влиянии перечисленных факторов форми­рование регрессивной террасы на берегах, испьпывающих дефицит наносов, в большей степени определялось пас­сивным осушением (консервацией) приурезового участка ПБС, чем аккумуляцией (см. рис. 1.3.4, а) . Следовательно, уклон формирующейся поверхности регрессивной террасы определялся уклоном приурезового участка ПБС, а не уклоном ПБС в целом. Так как уклон в приурезовой части ПБС заметно ВЬШIе, то и уклон сформировавшейся ре­грессивной террасы оказался несколько больше уклона ПБС (рис. 1.3.4, а) . В ряде мест дефицит наносов усиливался так заметно, особенно в годы стабилизаций уровня, что наблю­далось не приращение береговой линии, а ее отступание [Леонтьев и ДР., 1977] . Однако дефицит наносов не является обязательным: условием формирования регрессивной терра­сы, уклон которой равен уклону приурезового участка ПБС. При уклонах дна менее 0,002 выбрасывание наносов к урезу не отмечается, так как волны деформируются далеко в море [Леонтьев, 1957; Долотов, 1958]. Приращение берега в этом случае происходит за счет простого осушения.

Можно представить и другие сценарии развития берега, например в случае, если в средней части профиля ПБС под слоем алевритистых илов залегают песчано-ракушечные отложения, а еще глубже коренные породы. Тогда в ходе длительной регрессии вероятна неоднократная смена одно­го режима осадконакопления на другой. Профиль ре­грессивной террасы в результате приобретет сложную фор­му. По-видимому, для большинства берегов Каспийского моря в ходе регрессии 1929-1977 ГГ. бьmа характерна смена режимов осадконакопления.

Как следует из рассмотрения берегов Каспийского моря, формирование рельефа в период регрессии зависит

41

не только от величин падения уровня и уклонов ПЕС. Не менее важными оказываются местные факторы, такие, как крупность наносов на разных отрезках ПЕС и объем их поступления с вдольбереговым переносом. Следствием раз­личий указанных условий стало образование регрессивных террас, уклон поверхностей которых может как слабо превьnuать уклон ПЕС (см. рис. 1.3.4, а) , так и быть несколько ниже него (рис. 1.3.4, б) . Изменение уклонов самого ПЕС оказалось незначительным и не превысило 3-4 % от исходного состояния, так как ширина подводно­го склона превьnuает ширину регрессивной террасы более чем на порядок, а профиль всегда стремится восстановить свою начальную форму. Такие изменения находятся в пределах точности измерений на картах и пр о филях , по­этому ими можно пренебречь при расчетах. Гораздо важ­нее, что уклон регрессивной террасы приблизительно равен уклону ПЕС или близок к нему.

В районах, где трансгрессия пришла на субгоризон­тальную поверхность морской аккумуляции, сформирован­ную в ходе предыдущей регрессии [Еадюкова и др., 1996; Рычагов и др., 1996], уклон которой меньше уклона ПЕС (коса Кендерли, дельта р. Сулак, Турали-6, Иранское побережье и др.) , образование трансгрессивных баров за­кономерно и соответствует теоретическим представлениям.

Если образование трансгрессивных баров при превы­шении уклона ПЕС над уклоном прилегающей суши тео­ретически обосновано, то как объяснить развитие таких баров на участках, где уклон прилегающей суши сопо­ставим, а в ряде случаев даже несколько превьnuает уклон ПЕС (Северный Азербайджан, Манас, о. Тюлений и др.) . Здесь на первый план следует выдвинуть проблему степени выработки равновесного профиля. Вместе с повьnuением уровня моря профиль ПЕС должен перестраиваться при­менительно к новым ГИдродинамическим условиям. Форма профиля будет стремиться к состоянию, характерному до повьnuения уровня, только сам профиль выдвинется в сторону суши.

42

Общая особенность значит�льной части берегов Кас­пийского моря - отмелый ПБС (tga < 0,01) . При таких

уклонах велики потери волновой энергии на подводном склоне, и, как следствие, энергии пляжеобразующих вол­ненИЙ, имеющих место в ходе повышения уровня, не всегда достаточно для полной перестройки профиля при­менительно к резко повысившемуся уровню. Требуется дополнительное время, в течение которого должна пройти полная релаксация системы [Сафьянов, 1996]. Кроме того, наиболее сильные штормы приходятся на Каспии на пе­риод сезонного спада уровня.

Диапазон малых уклонов ПБС как раз характерен для лагунНЫХ берегов. Перестройка профиля, а значит, и про­движение берегового вала в сторону суши при высоких скоростях трансгрессии здесь запаздывает по отношению к повышающемуся уровню. С каждым годом суммарное рас­стояние, на которое должен бьm бы продвинугься береговой вал, увеличивается. Эго приводит к постепенному подтоп­лeнию вала, образуется лагуна, сначала эфемерная, затем и более стабильная. Конечно, такие лагуны менее стабильны по сравнению с лагунами, образовавшимися при условии превышения уклона ПБС над уклоном прилегающей суши.

Эффект запаздьшания перестройки пр о филя ПБС име­ет место на всех лагунных берегах Каспия при разных соотношениях уклонов. И именно этим эффектом можно объяснить столь широкое распространение лагунных бере­гов. В основу доказательств наличия запаздьшания в пере­стройке пр о филя ПБС легли ежегодные наблюдения, про­водимые на стационаре в створе учебно-научной станции МГУ «Турали-7» (Дагестан) , а также маршрутные исследо­вания 1994-1998 гг. В районе Турали-7 в ходе транс­грессии сформировался берег лагунного типа (рис. 1.3 .5) . Проанализируем соответствие годичной динаNППCИ берего­вой линии колебаниям уровня моря в период с 1985 по 1997 г. (рис. 1.3.6) .

Эгот период характеризуется интенсивным ПОВЬШIе­нием уровня моря: положительные приращения от 10 до

43

Н, М 2,5

1 ,5 ...... , ... 0,5 \�

О �--т--,---r--r--,---r�������r-���--r-� - 0, 5 50 1 50

- 1 ,5

-•••••••. 1 986 1 989 --� 1 992

- - - - 1 995 -- 1 996 -1 997

Рис. 1.3.5. Повторные профили участка берега (УНС МГУ «Ту­рали-7» ) .

30 см в год. На фоне лет с положительными прираще­ниями уровня особо выделяются 1989 и 1996 ГГ . , когда уровень моря падал на 5 и 30 см соответственно. Береговая линия весь этот период отступала в сторону суши со скоростью от 10-15 (1985-1987) до 50 м в год (1995) , и только в 1996 г. бьmо отмечено продвижение берега в сторону моря на 16-17 м. В 1989 г. береговая линия от-

м

1 986 - 50

- 1 00

1"'''' ' ' '' ' ' ' '1 2 8з . . . . . . . . . . . . . .

1 988 1 990 1 992 1 994 1 997 Годы

Рис. 1.3.6. Динамика берегов Каспийского моря 1 985- 1997 гг. (УНС МГУ «Турали-7» ) .

1 - колебания уровня относительно «каспийского нуля» (-28,0 м абс.) ; 2 - теоретически возможное отступание береговой линии; 3 - фактичес­

кое отступание береговой линии.

44

ступила на 28-30 м, что соответствует средней скорости отступания береговой линии для всего периода.

Отступание берега не прекратилось, несмотря на неко­торое понижение уровня, хотя, согласно теории, береговая линия должна была несколько вьщвинуться в море [Леон­тьев, 1949; 3енкович, 1962]. Эго хорошо объясняется лишь эффектом инерционного запаздывания перестройки про­филя ПБС в период экстремально высоких скоростей повышения уровня моря. Вероятно, в предьщушие годы перестройка профиля ПБС отставала от хода трансгрессии, поэтому в 1989 г. берег продолжал развиваться по транс­грессивному типу. С июня 1995 г. по январь 1997 г. уровень моря упал на 75 см. Такое падение должно было привести к более чем 100-метровому приращению суши. Однако эта величина не превысила 15-20 м. К августу 1997 г . , когда уровень снова повысился на 40 см, от аккумулировавшейся полосы не осталось и следа, хотя ПОВЬШIение уровня для этого отрезка наблюдений оказалось вдвое меньше пред­шествующего падения.

Несмотря на совокупное понижение уровня за период с августа 1995 г., берег продолжал развиваться по транс­грессивному типу. Кроме того, в отдельные годы (1990, 1993, 1995) реальное отступание береговой линии пре­высило теоретически возможное при данных приращениях уровня моря (см. рис. 1.3 .6) . В годы малых приращений уровня береговая система частично компенсирует запазды­вание перестройки пр о филя , на:i<опившееся в годы с вы­сокими приращениями. Повторяемость волнений 1%-й обеспеченности, в период которых и происходит мак­симальное продвижение бара в сторону суши [Сафьянов, 1996], различна по годам, и не.обязательно эти штормы приходятся на годы с высокими приращениями уровня.

Еще одна немало важная причина формирования бере­говых баров - увеличение крутизны приурезовой части ПБС как в пространстве, так и во времени. Приурезовая часть ПБС есть непосредственное продолжение пляжа полного профиля. Форма профиля системы «пляж полного пр о филя - ПБС» такова (рис. 1.3 .5), что даже в случае

45

пассивного подъема уровня (без смещения аккумулятИвной формы) за rmяжем образуется лагуна практически при любых соотношениях уклонов ПБС и прилегающей суши. Конечно, если rmяж носит прислоненный характер, обра­зование лагуны невозможно. Рассмотрим, как изменится форма профиля приурезовой части ПБС при смене ре­грессивной фазы на трансгрессивную. Наблюдения в трансгрессивный период подтвердили практически повсе­местное увеличение высоты и крутизны склонов берегового вала, крупности осадков на наземных частях аккумуля­TивHыx форм по сравнению с регрессивным периодом [Бадюкова и др., 1996]. Более высокая крупность наносов замедляет продвижение бара в сторону суши, что до­полнительно способствует его подтоплению. Повторное профилирование участка лагунного берега показало после­довательный рост уклона приурезовой части ПБС в период трансгрессии (см. рис. 1.3.5), в то же время уклон ПБС в целом практически не изменился. Для объяснения этих фактов можно предложить две возможные причины: уси­лeHиe штормовой активности в регионе, что не наблюдает­ся в действительности [Бадюкова и др., 1993], и размыв более крупнозернистых отложений приморской террасы.

Стабилизация уровня моря создает благоприятные ус­ловия на берегах, сложенных рыхлыми отложениями, для становления профиля динамического равновесия. Но для тех берегов, где в период трансгрессии отмечался эффект запаздывания перестройки профиля ПБС, еще некоторое время развитие берега будет продолжаться по трансгрес­сивному типу. Береговая линия, прежде чем стабили­зироваться, продолжит движение в сторону суши. Период релаксации [Сафьянов, 1996], Т.е. время до восстановления профиля равновесия, должен быть тем дольше, чем ниже уклон ПБС, исключение составляют берега пассивного затопления. Особый интерес представляет собой динамика лагунного берега в случае стабилизации уровня моря после периода длительного падения. Здесь можно пр о следить три вероятных варианта дальнейшего развития (рис. 1.3.7) .

46

r:::::::l 1 � ГШЛlJ 2

а

в

tg a < tg У

' - ' -

Рис. 1.3. 7. Развитие лагунного берега в случае стабилизации уров­ня (после периода длительного повышения).

1 - аккумуляция; 2 - размыв.

При преВЬШIении уклона ПБС над уклоном прилегаю­

щей суши бар некоторое время продолжит движение в

сторону суши, а по мере выработки равновесного пр о филя

его положение стабилизируется на некотором расстоянии

от основного берега (рис. 1.3.7, а) . Лагуна сохранится, хотя

ее размеры и глубина могут заметно сократиться. Если

уклон ПБС и прилегающей суши равны, бар, продвига­ющийся в сторону суши, заполнит лагуну. Затем его движение прекратится, сформируется аккумулятивный бе­рег с пляжем полного профиля (рис. 1.3.7, б) . На участках, где уклон прилегающей суши больше уклона ПБС, про­изойдет наползание бара на коренной берег. В дальнейшем на таких берегах, особенно если они сохранили древние клифы, возможна активизация абразии (рис. 1.3.7, в) .

Развитие берегов Каспийского моря, сложенных рых­лыми отложениями, в период экстремально высоких скоро-

47

стей трансгрессии определяется не только уклонами ПЕС, но и соотношением уклонов ПЕС с уклонами прилегающей суши. В связи с этим необходимо четко представлять морфодинами:ку береговой системы в предшествующий регрессивный период. На формирование регрессивной тер­расы огромное влияние оказывают состав, крупность и строение отложений, размываемых в средней части про­филя. В результате уклон поверхности регрессивной терра­сы может оказаться как несколько больше, так и несколько меньше уклона ПЕС. Не менее важным фактором развития таких берегов в условиях трансгрессии является эффект запаздывания перестройки про филя ПЕС. Кроме того, отмечается увеличение крутизны приурезовой части ПЕС как в пространстве, так и в ходе экстремальной транс­грессии. Последние два обстоятельства особенно отчетливо проявляются на берегах лагунного типа, получивших ши­рочайшее распространение в настоящий период.

В случае стабилизации уровня Каспийского моря раз­витие большей части берегов, особенно отмелых' будет некоторое время продолжаться по трансгрессивному типу. Отступание береговой линии будет происходить до тех пор, пока не реализуется потенциал, накопленный в период трансгрессии, и не восстановится равновесный профиль применительно к новому уровню. Для лагунных берегов, в зависимости от соотношения уклона ПЕС с уклоном при­легающей суши, возможны три пути развития: сохранение лагунного берега; формирование аккумулятивного берега без лагуны; активизация размыва или абразии.

1. 4. Особенности литод инамики берегов Юго-Восточной Балтики

по д анным натурных экспериментов

Ведущим природным фактором, непосредственно свя­заннь� с ветроволновь� характеристиками и определя­ющим основные черты современной динамики берегов, несомненно, является литодинамический режим. Именно

48

он генерирует процессы, обеспечивающие перемещение и аккумуляцию прибре�о-морских наносов, образоваВlllИХСЯ в приурезовой полосе в результате воздействия волн на подводный береговой склон, пляж и береговой уступ.

При изучении литодинамического режима береговой зоны побережья Ю:го-Восточной Балтики использовался комплекс методов, ПОЗВОЛИВIllИХ выявить источники по­ступления рыхлых отложений и проследить пути их пере­мещения. Комплексный методический подход позволил также составить наиболее объективную картину литодина­мических процессов, протекающих в береговой зоне, а сравнение данных натурных наблюдений с расчетными

характеристиками - выявить степень наде�ости пос­ледних.

Натурные исследования включали в себя как тра­диционные способы изучения рельефа и отложений бере­говой зоны (геолого-геоморфологические методы) , так и специфические приемы (изучение структуры поля взвеlllен­ных наносов и метод трассеров) .

Отрезок побережья протяженностью 36 км, где про­водились многолетние комплексные геоморфологические и литодинамические исследования, располагается в юго-вос­точной части Балтийского моря в пределах северного побережья Самбийского п-ова и ю�ой сопредельной час­ти КУРlllСКОЙ косы. Исходный рельеф полуострова пред­cTaBляeT собой поверхность ледниковой и водно-леднико­вой аккумуляции, сформированную ледником последнего оледенения. Он характеризуется как холмисто-увалистый, по периферии переходящий в равнинный. В пределах побережья ледниковый рельеф переработан волновой дея­тельностью поздне- и послеледниковых водоемов Балтики и не сохранился в первоначальном виде. Волновые про­цессы, протекаВlllие здесь в разное время и на разных уровнях, снивелировали первичный рельеф и сформи­ровали такие специфические береговые формы, как под­водные валы, береговые бары и береговые уступы, кото­рыми ледниковая равнина в границах полуострова обрыва­ется к морю. Высота уступов, достигая 40-55 м (крутизна

49

60-800) на западе (мыс Таран) , постепенно уменьшается до 5-7 м у начала Куршской косы. Сложены они чет­вертичными моренными валунными суглинками и глинами с линзами флювиогляциальных песков, суглинков и песча­но-галечных отложений, подстилаемых на западе участка ожелезненными песчаниками и песками палеогенового и неогенового возраста. Основной процесс - абразионный (около 0,5 м/год) .

При общей ориентировке берега района исследований с запада на восток он довольно расчленен. Мысы, разделя -ющие пологие бухты, обычно приурочены к выходам в клифе валунных суглинков. Вогнутости берега соответству­ют участкам распространения легкоразмываемых песчано­суглинистых водно-ледниковых отложений. В пределах участка вьщеляется несколько таких бухт, разделенных выступом берега у п. Лесное, мысами Купальный и Гвар­дейский. За последним берег имеет вид пологой дуги, продолжением которой является Куршская коса. Вдоль всего берега, за исключением отдельных его отрезков, защищенных волноотбойными стенками, про слеживается ПЛЯЖ, ширина которого меняется от 5-7 м у мысов до 40-50 м в бухтах. У мысов пляжи, как правило, сложены валунно-галечным материалом и характеризуются значи­тельными уклонами (0,137-0,150) . В составе пляжей бухт преобладают песчаные отложения с примесью гравия и гальки в приурезовой полосе, а уклоны их уменьшаются до 0,048-0,052. Мощность пляжевых накоплений колеблется от О до 2,4 м.

Подводный береговой склон представляет собой аб­разионно-аккумулятивную равнину шириной 2-3 км . До­вольно спокойный ее рельеф осложнен отдельными повы­шениями, сложенными валунно-галечным материалом и являющимися остатками переработанных волнами конеч­но-моренных образований. В бухтах на глубине 2,5-5,0 м развиты подводные валы (от 1 до 3) , разделенные межва­ловыми ложбинами, ориентированными субпараллельно урезу. К центральным частям бухт приурочены поперечные

50

ложбинообразные понижения, которые, начинаясь у уреза, прорезают зону валов и уходят в сторону моря до глубин 10-15 м и более. Широкие днища этих ложбин выстланы песками. Уклоны дна от 0,01 до 0,04. Глубже 10 м пр о филь подводного склона вьmолаживается до 0,018-0,013. У юж­ной части Куршской косы его уклоны колеблются в преде­лах 0,013-0,02.

Расположение донных отложений в плане весьма мо­заИЧНО. Поля мелкозернистых песков с примесью гравия чередУЮТСЯ с ограниченными по площади ареалами круп­Hoгo алеврита и даже илистых накоплений. Мощность чехла рыхлых отложений не преВЬШlает 0,8 м и лишь в бухтах достигает 1,5 м. На значительной площади подвод­ного склона они вообще отсутствуют, замещаясь мористее изобаты 10 м полями пере мытых отложений основной морены, представленных валунно-глыбовым бенчем с от­дельныМИ пятнами песка, заполняющего межглыбовые «карманы» . Узкая полоса бенча местами про слеживается и в приурезовой полосе до глубины 2,0-2,5 м (рис. 1.4.1, а) . В пределах южной части Куршской косы подводный береговой склон до глубины 5-6 м сложен песками. Ниже, до изобаты 10-12 м, располагается поле листоватых плотных лагунных илов, которые глубже перекрьmаются песчаными осадками.

Берега участка подвержены воздействию ветров всех морских румбов - от юго-западного до восточного. Наи­большую повторяемость имеют западные (20,4 % ) , южные (19,9 %) и северо-западные (15,3 %) ветры. Штормовые ветры ( V > 15 м/с) повторяемостью до 6 % отмечаются в основном западного направления. Распределение волнения по интенсивности и направлению совпадает в общем с особенностями ветрового режима. Наиболее часто наблю­даются волнения от запада (35 % случаев) . Эго же направ­ление - и наиболее штормовое. Повторяемость волн юго-западного и северо-западного направлений соответст­венно 23 и 24 %.

Расчет среднемноголетних параметров потока волновой энергии, вьmолненный для экспериментального участка,

5 1

52

показал, <по даже при волновом режиме, благоприятствую­щем разв:игию вдольбереговых течений, единого потока энергии, направленного вдоль северных берегов Самбийс­кого п-ова, не существует. Отмечается серия коротких разно­направленных потоков волновой энергии, зоны дивергенц:и:и: которых приурочены к мысам, а конвергенции - к вер­nrинам бухт. Внугри каждой такой системы генерируются вдольбереговые энергетические и градиентные течения, на­правленные от мысов к вершинам бухт, а в зонах их конвергенц:и:и: - разрывные течения, направленные от уреза в сторону моря. Последним соответствуют в рельефе ложби­нообразные понижения. эга схема стабильна и наблюдается из года в год не зависимо от штормовой активности и сезона.

Расчетная схема хорошо согласуется с результатами натурныХ гидродинамических исследований, проведенных в пределах экспериментального участка. Так, при устой­чивoM западном ветре скоростью 4-5 м/с в придонном слое на глубинах 3 ,5-10 м генерируется вдольбереговой поток водных масс со скоростями 0,2-0,3 м/с. Однако усиление ветра того же направления до 7-1 О м/с вызывает отклонение потока в центральных частях бухт в сторону моря и увеличение его скорости до 0,3-0,6 м/с. Разворот ветра к северо-западу и северу провоцирует в бухтах придонные течения противоположных направлений, зоны конвергенции которых располагаются в вершинах этих бухт, а дивергенции - на мысах [Бабаков, 1995].

Таким образом, в условиях расчлененного берега от­клонение ветра от строго вдольберегового направления в

Рис. 1.4. 1. Характеристика ДОННЫХ отложений Светлогорской бух-ТЫ (полигон 1).

а - распределение донных отложений; б - распределение значений ме­дианного диаметра донных отложений; в - то же средневзвешенного диа­метра; г - то же коэффициента сортировки; д - то же коэффициента дис­персии; е - то же процентноro содержания тяжелых минералов во фрак-

ции 0,25-0,1 мм. 1 - крупнозернистый песок; 2 - среднезернистый; 3 - мелкозернис­тый; 4 - валунно-глыбовая отмостка (бенч); 5 - ТОЧКИ опробования дон­

ных отложений; 6 - изолинии представленных характеристик.

53

сторону морских румбов, а также увеличение его скорости до штормовой вызывают нарушение однонаправленного перемещения водных масс вдоль берега, а схема прибреж­ных течений приобретает вид циркуляционных ячеек с зонами дивергенции и конвергенции. Поскольку макси­мальная переработка береговой зоны происходит в пе­риоды штормовых волнений ( V > 1 О м/с) , а наибольшая повторяемость таких ветров здесь наблюдается от запада, можно говорить о приоритете подобной циркуляции при­брежных вод в пределах участка. Учитывая при этом, что при скоростях придонных течений равных 0,4 м/с возмож­но перемещение наносов размером до 2 мм [Волков, 1965] , а максимальные измеренные скорости (около 1 ,5 м/с) зафиксированы в разрывных течениях, соответствующих зонам конвергенции, можно говорить также о приоритете последних в перемещет-,,:ии песчаного материала в береговой зоне и выносе его на большие глубины (10- 1 5 м и более) .

Исследования, проведенные нами на эксперименталь­ных участках расчлененного отмелого побережья Юго-Вос­точной Балтики, показали, что распространение рыхлых отложений на подводном склоне и пляже полностью конт­ролируется особенностями распределения волновой энер­гии и придонных течений. Так, в пределах зон действия вдольбереговых градиентных течений и на участках их конвергенции, приуроченных к вершинам бухт, площади распространения на дне мелкозернистых песков значитель­но увеличены (см. рис. 1 .4 . 1 , а) . Здесь они полностью перекрьmают валунно-глыбовый бенч, а их мощность сос­тавляет 1 ,5-2,0 м. Ширина пляжей, сложенных мелко- и среднезернистым песками, достигает 35-40 м. В зонах дивергенции течений, фиксируемых у мысов, мелкозер­нистые отложения замещаются среднезернистыми , узкая полоса которых зажата со стороны моря и суши полями вадунно-глыбового бенча, практически полностью лишен­ного наносов. Пляжи или вовсе отсутствуют, или чрезвы­чайно узки (3-5 м) и сложены исключительно валунно-га­лечным материалом (см. рис. 1 .4. 1 , а) . В зонах дивер-

54

генции водных потоков отмечается также увеличение раз­мерности частиц донных отложений, что проявляется в ПОВЬШIенных (по сравнению со средними) значениях ме­дианного (Md = 0,4-0,5) (рис. 1 .4. 1 , б) и средневзвешен-ного (d = 0,7- 0,8) диаметров (рис. 1 .4. 1 , в) . Материал здесь плохо сортирован: So = 1 ,5- 1 ,6; D = 1 ,3 - 1 ,7 (рис. 1 .4. 1 , г-д) . По направлению к центральным частям бухт размерность осадков постепенно уменьшается (М d = 0,2-0,3; d = 0,2-0,3) , улучшается их сортировка (So = 1 ,2; D = 1 ,3- 1 ,7) . В вершинах бухт эти параметры минималь­ны, что свидетельствует о преобладании процессов аккуму­ляЦИИ. На дне появляются подводные валы, относительная высота которых достигает 0,7 м.

В бухтах полоса мелкозернистых песков резко рас­ширяется и уходит на глубины 15-16 м, включая в себя фрагменты склона, сложенные более грубым или более мелким материалом (см. рис. 1 .4. 1 , а) . В рельефе подобным «ответвлениям» соответствуют слабовыраженные ложбины.

К мелкозернистым пескам, расположенным ближе к урезу, приурочены самые высокие содержания тяжелых минералов фракций 0, 1-0,05 мм и 0,25-0, 1 мм (рис. 1 .4. 1 , е) . Максимумы значений приходятся на вершины бухт и пологих вогнутостей (от 14 % для фракции 0,1-0,05 мм до 41 % для фракции 0,25-0,1 мм) . В общем случае их содержание довольно быстро уменьшается в сторону моря, достигая минимальных значений на полях валунно-галечной отмостки (0,3- 1 ,5 % ) , участках, сложен­ных алевритом (1-2 % ) и гравийно-ракушечным ма­териалом (1-3 % ) . В последнем случае увеличивается содержание тяжелых минералов во фракции 0, 1-0,25. В вершинах бухт изолинии процентного содержания тяжелых минералов как бы «вписываются» в слабовыраженные лож­бины, выстланные мелкозернистыми песками, маркируя пути движения водных масс с относительно большими скоростями, направленных от уреза в сторону моря.

В зонах действия разрывных течений, приуроченных к центральным частям бухт, также отмечается изменение

55

литологических характеристик донных отложений. Зна­чения М d ПОВЬШIaЮТСЯ до 0,5 мм при фоне в бухте 0,2 мм, d - до 0,7 мм при фоне 0,2 мм, ухудшается сортировка (0,3 при фоне 0, 1 ) , содержание тяжелых минералов в крупном алеврите достигает 40 % при фоне 5-10 % (см. рис. 1 .4 . 1 , б-е) .

Таким образом, закономерности планового распреде­ления донных грунтов и особенности их гранулометри­ческих характеристик не подтверждают существующие представления о том, что разрывные течения прослежива­ются только до зоны подводных валов [Айбулатов, Шад­рин, 1961 ; Шадрин, 1972] . Они доказывают гораздо боль­шую их протяженность (до глубин 10- 1 5 м и более) даже при слабых волнениях, наблюдавшихся в периоды прове­дения экспериментов, что имеет огромное значение для

понимания общих закономерностей развития берегов с песчаными наносами.

Существование мощного компенсационного выноса водных масс и соответственно рыхлого материала из при­урезовой зоны в сторону моря подтверждается также струк­турой полей взвеси, под которыми мы понимаем водные массы с определенной концентрацией в них твердых мине­ральных частиц и распределением их по глубине, попереч­ному профилю и вдоль берега. Составляя около 90 % от всего перемещающегося в верхней части шельфа рыхлого материала [Айбулатов, Хомяков, 1983] , взвесь существен­ным образом влияет на бюджет наносов в береговой зоне. С ней связаны вопросы защиты берегов от размьmа, заносимости портов, подходных каналов и др.

До недавнего времени материалов по режиму взвешен­Hыx наносов в береговой зоне Юго-Восточной Балтики бьUIО явно недостаточно. Впервые изучение взвеси здесь вьmолнено Е.М. Емельяновым [1977] , по данным которого зона повышенной ее хонцентрации широкой полосой об­рамляет Самбийский п-ов от Балтийского пролива до средней части Куршской косы. У северного побережья п-ова эта зона разделяется на три ветви, вьщающиеся

S6

далеко в море. Первая тянется от мыса Таран к сев на 20-25 км. Вторая прослеживается -от мыса Гвардейский в том же направлении, следуя параллельно Куршской косе. Третья, самая узкая ветвь, начинаясь у южной оконечности косы, доходит до средней ее части. У абразионных берегов максимальные концентрации взвеси приурочены к придон­Hoмy слою (2,0-3,6 г/л) , что свидетельствует о ведущей роли абразии в поступлении рыхлого материала в берего­вую зону.

Исследования структуры поля взвешенных наносов в пределах экспериментальнь� полигонов проводилось по 9 створам до глубины 15 м. На каждом створе в трех или четырех его точках, соответствующих глубинам 3,5 м (зона сильно трансформированной волны) , 7 м (зона дефор­мированной волны) , 10 и 15 м (зона слабо деформирован­ной волны) , бьmи установлены взвесенакопители длитель­ного действия. Последние располагались на CTaндapTHЬ� горизонтах 0,2; 0,4; 1 ,0 ; 1 ,5 и 2,0 м от дна. Измерения проводились при слабь� и yмepeHHЬ� волнениях. Общее количество отобраннь� проб - 500. Их содержание ана­лизировалось по вертикали, по поперечному профилю и вдоль берега.

Распределение взвеси по вертикали. На глубине 3,5 м (рис. 1 .4.2) на всех створах хорошо выражен максимум содержания взвеси (R) на горизонте 0,2 м, значительный его градиент при слабых волнениях в интервале 0,2-0,4 м (при yмepeHНЬ� волнениях в интервале 0,2-1 ,0 м) , вы­равнивание значения R с горизонта 1 ,0 м. Про фили отлича­ются друг от друга лишь объемом взвешеннь� наносов.

При сопоставлении схем ДOHHЬ� грунтов на участке с характером кривь� распределения R по вертикали видно, что наибольший градиент и максимальные содержания взвеси в слое 0,2-0,4 м отмечаются на участках с боль­шими запасами pь�oгo материала на дне. Характерно также, что в слое 1 ,0-2,0 м содержание взвеси примерно одинаково, Т.е. структура этого слоя практически не зави­сит от количества материала на дне. Видимо, здесь на­копился материал, принесенный течениями извне.

57

u1 00

Н, м 2,0 1 ,5 1 ,0 0,4 0,2 2,0 1 ,5 1 , 0 0,4 0,2 1 ,5 1 ,0 0,4 0,2

. / \/

''\ I .

Гл. 3,5 м

- -- - - - - - - - - - -1 00 200 300 /

Гл. 3,5 м

400 1 полигон , 11 серия

Н, м

1 00 200 300 11 полигон , VI серия

\ Гл. 7 м

Н, м

400 Гл. 1 0 м

25 75 R, г

- .... .,..--.':, :-_-.:.::. -.: -:.-.: -:. -.::-.. -. : - - - - �'----

.

. _ .. _--

----.. __ ._-----

\\ , ГЛ 1 0 м

1�- . _ . _ 1 00 Гл . 5 м

200 200 300 400 100 200 300

1 1 полигон , IX серия

400 25 75 R, г

' �

:,

\ ... � ,

\ ............... ,

" ' -- ................. :�:: .. .... .

�'0 M ........ ..... :::::::.':'t.,.

�С(Мj)Л 20 М 1 1,;:;;:.:............. \ I I ............. 400 200 400 200 200 400 1 00 1 R, r

Створ: -- j - - - - II ................. III - . - . - . lV -.. -.. -.. - V

Такова общая, наиболее типичная, картина распреде­ления взвеси по вертикали в условиях сильно дефор­мированной волны. Однако встречается и более СЛожный вид кривой распределения R в этой зоне. Так, в одной из серий эксперимента, на востоке участка (южная часть Куршской косы) максимум содержания взвеси на одном из профилей бьm зафиксирован на горизонтах 0,2 и 2,0 м, а минИМУМ - на горизонте 1 ,0 м (рис. 1 .4.2, полигон П, серия VI, створ П) . Если в придонном слое максимум R объясняется интенсивным волновым воздействием, то по­явление второго максимума на промежуточном горизонте, по-видимому, связано со значительным оттоком вод, силь­но обогащенных взвесью, в сторону открьпого моря.

На глубине 3,5 м песчаная фра:кция во взвеси по вертикали сосредоточена преимущественно в слое до 1 м над дном. Содержание песка во взвеси на горизонте 0,2 м достигает 95 %, а в среднем по вертикали составляет 60-70 % (рис. 1 .4 .3, ПОЛИГQН 1, серия П) . Среди песка встречаются также зерна мелкого гравия. На горизонтах свьппе 1 м от дна содержание песчаной фракции по вертикали выравнивается и составляет от 5-7 до 20-30 % . На участках конвергенции градиентных течений, т.е. там, где формируются разрывн:ые потоки, помимо общего уве­личения содержания песчаной фракции во взвеси отмеча­ется резкое возрастание ее количества в верхней части водной толщи (до 1 5-50 % ) (рис. 1 .4 .3, полигон 1, серии II и У) . Эти вертикали, кроме относительного увеличения средневзвешенного диаметра часТlЩ, характеризуются ухудшением их сортированности, увеличением содержания в них тяжелых минералов и относительным снижением содержания мелкого алеврита.

В зоне деформированной волны (глубина 7,0 м) , кото­рая расположена близко к границе валунно-глыбовой от­мостки (а иногда и приурочена к ней) , наблюдаются два основных типа вертикального распределения взвеси. В

Рис. 1.4.2. Распределение по вертикали относительного содержа­ния взвешенного материала на отдельных глубинах.

59

0\ О

Н, М 2 , 0 1 , 5 1 , 0 0 , 4 0,2

2, 0 1 ,5 1 , 0 0,4 0,2

1 , 5 �

1 , 0 � 0,4 0 ,2

I пол игон, 1 1 серия

Гл . 3,5 М

',�\,-""

Гл. 7 М : \ � : '� i. "

Н, М Н, М

! i ! , ' \,

........

./ \

............ ,

...

... .

...... .

Н, М Гл . 1 5 М

':" ...... ,... - ..............

.. .... " ••••

" ..... -:::.-:::.-:::.-::: ...... 'It .... �.� ..................

. �: \�

�.... � .......

.. ,..

... '�::;::.. ......... �.,.-=-.-=-•.

....

............. ,

�\ / Гл . 1 0 М

'� .....

•

-.. -.. -.. ,. '\

-"-

"-"�.:;'':" J

1 00 200 300 400 20 40 60 20

I пол игон, V серия

Гл. 3 , 5 М , _ - - - - -

_ --IIf" - - - - -

- - - ... ,- - - -. - - - - - '\ ..... ...... . \ .... ,

..... . ..... . ,

\ ..........

.

. ,,�� . 7 м

�,,:��� 20 40 60 80

Гл. 5 М

, ' - - - - - -

20 40 60

20 40

11 полигон, IX серия

:\ (ГЛ, 7 м , .. "."." .. ... .... .... � 20 40 60

6 0 80

�� .. гл . 1 0 М

, .. , ,

.....

�

..

.

. .. 20 40

40 60

: \гл. 1 0 М

,\ l ' \

\,

\ . ... \.

. ...... ... ....

20 40

Гл . 1 2 М

1 0 %

\ \ 1 0 %

� 20 40 60

n:pеделах поля мелко- и среднезернистых песков, как и в n:pедьщущей зоне, максимальное ее содержание приуроче­НО к горизонту 0,2 м, а наибольший градиент - к интервалу 0,2-0,4 м. В верхних горизонтах распределение равномерное или близкое к нему (см. рис. 1 .4 .2, полигон П и 1, серии П и VI) . Величина d относительно постоянна ИЛИ увеличивается лишь в придонном слое. Содержание песка максимально также в самом нижнем горизонте и составляет 40-60 % (рис. 1 .4.3, полигон 1, серии П и У) .

На участках отмостки, практически полностью лишен­НОЙ рыхлых отложений, распределение R по вертикали близко к равномерному (см. рис. 1 .4.2, полигон 1 и П, серии П и VI) , а количественные значения концентраций взвеси минимальны независимо от суммарных величин волновой энергии. На некоторых вертикалях при сильных волнениях характер кривых распределения может меняться и приобретать двухслойную структуру, что, видимо, свиде­тельствует о миграции полей песчаных наносов в период шторма. Большая часть взвеси представлена здесь мелкими фракциями. Кроме того, прослеживается аномальное рас­пределение всех ее гранулометрических характеристик: уве­личение в верхней части значений средневзвешенного диаметра, ухудшение сортированности материала, а также увеличение содержания песчаной фракции и тяжелых ми­HepaлoB' что указывает на некоторый приток рыхлого материала в эти горизонты с соседних участков.

При сходстве характера кривых распределения количе­ственного содержания взвеси по вертикали на аккуму­лятивных участках, здесь, как и в зоне сильно дефор­мированной волны, отмечаются существенные различия в общем количестве взвеси от пр о филя к профилю. Мак­симальных значений концентрация взвеси достигает на пр о филях , заложенных на участках береговой зоны с повы­шeHHыMи показателями волновой энергии, и в зонах, при-

Рис. 1.4.3. Распределение по вертикали процентного содержания во 'взвеси частиц песчаной размерности на отдельных глубинах.

Уел. обозн. см. на рис. 1 .4.2.

61

уроченных к центральным частям бухт. для первых харак­терно выравнивание содержания взвеси с горизонта 0,4 м, постепенное уменьшение с удалением от дна значений d, содержания песчаной фракции и тяжелых минералов, улуч­шение сортированности (см. рис. 1 .4.2, полигоны 1 и П, серии П и VI) . В центральных частях бухт на фоне максимальных суммарных значений составляющих потока волновой энергии структура вертикального распределения параметров взвеси та же, но рыхлого материала здесь в 2-3 раза больше, содержание песчаной фракции также увеличено, значительно больше тяжелых минералов, хуже сортированность материала. При минимальных параметрах потока волновой энергии в верхней и нижней частях водной толщи отмечается некоторое увеличение значений d, ухудшение сортированности, увеличение содержания песчаной и уменьшение алевритовой фракций. В верхних частях толщи также происходит увеличение содержания тяжелых минералов.

На участках, где поверхность подводного берегового склона в пределах зоны деформированной волны лишена рыхлых отложений, распределение взвеси по вертикали близко к равномерному, а количественные значения ее концентрации минимальны независимо от величины сум­MapHыx значений составляющих потока волновой энергии (см. рис. 1 .4.2) . На некоторых вертикалях такое распреде­ление при сильных волнениях приобретает двухслойную структуру, что свидетельствует о миграциях по склону полей песчаных наносов во время шторма. Практически вся взвесь здесь представлена мелкими фракциями. Кроме того, наблюдается аномальное распределение грануломет­рических характеристик: увеличение в верхней части вод­ной толщи значений d, ухудшение в этом направлении D, увеличение содержания тюicелых минералов и песчаной фракции, что указывает на некоторый приток взвешенного материала в эти горизонты с сопредельных участков.

Таким образом, сравнение особенностей вертикального распределения взвешенных наносов в зоне деформирован­ной волны на разных участках показало их полную иден-

62

тичность В условиях сплошного распространения на дне рЫХЛЫХ отложений. Здесь для них свойственны двухслой -ное строение со значительным градиентом в ПРИдонном слое и дальнейшим постепенным уменьшением содер­жания взвеси к поверхности, преобладание в нижних горизонтах крупных фракций и тяжелых минералов. для участков, приуроченных к центральным частям бухт, харак­терно значительное увеличение валового содержания взве­си при сохранении двухслойной модели. При отсутствии на подводном береговом склоне донных наносов взвешенный материал представлен в основном мелкими фракциями, а распределение его в водной толще весьма равномерно. Мало меняется по вертикали и значение d взвешенных частиц. Отмеченные закономерности СВИдетельствуют о том, что вытянутые вдоль берега и ограниченные с обеих сторон валунно-глыбовым бенчем поля песчаных наносов маркируют зоны действия вдольбереговых градиентных те­чений, направленных, как правило, от мысов в сторону центров бухт. В свою очередь, обширные, выходящие на большие глубины песчаные поля, приуроченные к цент­ральным частям бухт и имеющие поперечную к берегу ориентацию, обозначают трассы разрывных течений, ВЬПЮ­сящих рыхлый материал от берега на глубины, соответству­ющие внешней границе распространения песчаных полей.

В зоне слабо деформированной волны, которая в пре­делах Юго-Восточной Балтики соответствует глубинам 10-15 м, количественное распределение взвеси на участках с достаточным количеством рыхлого материала на дне харак­TepизyeTcя четко выраженной двухслойностью, значитель­ными изменениями в ПРИдонном слое и менее заметны­ми - в основной толще. Взвешенного материала в нижней части водной толщи здесь в 15-20 раз больше, чем в верхней (см. рис. 1 .4.2, полигоны 1 и II, серии 11, VI и IX) . Содержание песчаного материала составляет в среднем 30-40 % ( см. рис. 1 .4.3) , а тяжелых минералов - менее 1 % . До горизонта 1 , 0 м над дном происходит уменьшение гранулометрических параметров частиц взвеси, а затем их выравнивание до значений, характерных для участков бенча.

63

На подводном склоне центральных частей бухт такого выравнивания в верхней части водной толщи не про­исходит, но наблюдается второй максимум значений d, увеличение содержания тяжелых минералов (ДО 2-4 % ) и частиц песчаной размерности (до 30 % ) , а также резкое ухудшение сортированности, что свидетельствует о ПО вы -шении гидродинамической активности, связанной, по .на­шему мнению, с действием разрывных течений (см. рис. 1 .4 .3) . При отсутствии на подводном склоне рыхлых отло­жений распределение взвеси по вертикали близко к равно­мерному во всей водной толще. Довольно равномерно распределяются в этом случае и все гранулометрические характеристики. В количественном отношении взвешенно­го материала здесь ничтожно мало. Содержание в нем частиц песчаной размерности достигает 10- 1 5 % (рис. 1 .4 .3) , тяжелых минералов - 0,5 % , значения средневзве­шенного диаметра малы, а сортированность хорошая.

Результаты анализа распределения количественного со­держания взвеси по вертикали подтверждают ранее сделан­Hыe выводы об активном функционировании в пределах участков подводного берегового склона, приуроченных к центральным частям бухт, разрьmных течений, ВЬПlOсящих из приурезовой зоны на глубину наносы пляжеобразующих размерностей. В отличие от существующих представлений, эти течения эффективно действуют по крайней мере до глубины 1 5 м (нижняя граница проведения эксперимента) .

Содержание взвеси по поперечному профилю прибрежной водной толщи неравномерно и убьmает с глубиной в соот­ветствии с уменьшением удельной энергии волнения. Как было показано выше, кроме гидРодинамических причин , распределение взвеси по про филю контролируется запасами рыхлого материала на дне. При одном и том же волновом режиме, в пределах участков дна, покрьrгых рыхлыми нано­сами, содержание взвешенного материала значительно ВЬШIе (в 4-6 раз) , чем на профилях с явно выраженным де­фИI1;ИТОМ. Кроме того, сам ход кривой распределения взвеси по профилю в указанных случаях различен. Разница в значениях R по профилю между зонами сильно дефор-

64

мированной и деформированной волны значительнее при условии, когда поле рыхлых осадков расположено близко к урезу, а валунно-глыбовая отмостка начинается с глубины 7-8 м. Наибольший градиент R по пр о филю от зоны забурунивания до зоны слабо деформированной волны отмечается в двух случаях: при умеренных волнениях и если внешняя часть подводного склона сложена отмосткой.

Влияние бенча на поперечную структуру поля взвеси четко про слеживается и по изменениям R на каждом го­ризонте. Анализируя 'эти изменения, можно выделить две группы про филей. На поперечных профилях, заложенных в границах поля песчаных отложений, отмечается увеличение валового содержания взвеси глубже 7 м со вторым максиму­мом на глубине 10 м, особенно на уровне 1 ,5 м от дна. На этом же уровне наблюдаются увеличение значений средне­взвешенного диаметра часnщ взвеси (до 0, 1 мм) , улучшение сортировки материала, а на профилях, приуроченных к мысам, где с глубины 5-7 м распространена валунно-глыбо­вая отмостка, - более плавное уменьшение R до глуБиныI 7 м со стабилизацией на глубинах около 10 м (рис. 1 .4.4) .

На пр о филях , заложенных на участках распространения валунно-глыбовой отмостки, картина меняется. При общем резком (на несколько порядков) уменьшении R здесь также фиксируется значительное уменьшение значений средневзвешенного диаметра частиц взвеси (до 0,02 мм при фоне 0,08 мм) , содержания песчаной фракции (до 5-7 % при фоне 20-30 % ) и увеличение - алевритовой (до 90 % при фоне 50 % ) . Содержание тяжелых минералов остается относительно стабильным (рис. 1 .4.4) .

Таким образом, особенности поперечной структуры поля взвеси также свидетельствуют в пользу приуроченности разрывных течений и связанного с ними поперечного выноса материала к центральным частям бухт. На мысах и выступах берега следов такого перемещения не обнаружено.

ВдольбереГО80е распределение количественного содер­жания взвеси при одном и том же гидродинамическом режиме крайне неоднородно. Сравнительно равномерное распределение взвешенного материала вдоль берега наблю-

65

б

б

б 3,5

66

м

�� t '01

92

0 ,6 t 201

0 ,6 0 ,2

� 1 � 2 � з Рис. 1.4.4. Распределение взвеси по поперечному профилю подвод­ного берегового СIOIOна с участком бенча (а) , изменение средних

значений процентного содержания взвеси (6).

1 - участки дна с чехлом наносов; 2 - участки распространения бенча; 3 - изменение процентноro содержания взвеси.

дается в интервале глубин 3,5-7,0 м. Однако в централь­ных частях бухт и вершинах вогнутостей берега эта законо­мерность нарушается, а значения R на всех глубинах довольно резко возрастают (рис. 1 .4.5) . Объяснение такой ситуации кроется в изменениях содержания взвеси на го­ризонте 0,2 м. Здесь, независимо от интенсивности вол­нения, максимальные значения R отмечаются на участках с относительно большими запасами рыхлого материала на дне. И если распределение содержания взвеси на этом горизонте вдоль берега на внешней границе береговой зоны конт­ролируется чередованием полей песка и валунно-глыбовой отмостки, то объяснить той же причиной разницу R в 3-7 раз на глубинах 3,5-7,0 м, где подводный склон повсеместно сложен песчаным материалом, невозможно. Учитывая, что точки с ПОВЬШIенным содержанием взвеси располагаются в центральных частях бухт, где зафиксировано также от­носительное увеличение во взвеси средневзвешенного диа­метра частиц (до 0, 1-0,22 мм при фоне 0,02-0,09 мм) , процентного содержания песчаной фракции (до 86 % при фоне 5-1 О %) и минералов тяжелой подфракции (до 7- 14 % при фоне 1-2 %) (см. рис. 1 .4 .5) , логичнее прийти к выводу о наложении здесь процесса волнового взмучивания осадков, определяющего фоновую концент­рацию поля взвеси, на механизм выноса материала разрыв­ными течениями от уреза. Этот процесс дискретен вдоль берега, вследствие чего и создается неоднородность поля взвеси в зоне, где фактор «дефицита» выражен слабее.

По нашим наблюдениям, расположение участков, над которыми возникают поля ПОВЬШIенной и пониженной концентрации взвеси, достаточно стабильно вдоль берега

67

М 2 а 0,5

3

О 11 5

d, ММ 2 0,03 0,1 0,02 0,09

б 0,03 0,11 0,02 0,2

О 11 002 0,22

О, ММ 0,005 2 0,009 в 0,007

О 11 0 002 0'001

d > 0, 1 ММ 2 8,5 24 18

г 5 3

О 1 5

d < 0,5 MM 2 85 30 95 37

д 90 33 89 33

О 91 1 3 Тяжелые

минералы, % 2 2 4,6 2 2,5 4

е 1 ,5 2

О 0,7 1 4

8

. . . . . . . . . . . .

11 III IV V

В - 1 g 2 [ill 3

68

от волнения к волнению и от года к году. Однако нижняя граница полей ПОВЬШIенной концентрации может миг­рировать, что зависит от интенсивности волнения. Мак­СИМУМ содержания взвешенных наносов при волнениях разной интенсивности всегда приходится на участки рас­пространения на дне песчаных отложений, что лишний раз подтверждает выводы, сделанные ранее.

В общем плане минералогический состав взвеси (в легкой подфракции фракции крупного алеврита) как по вертикали, так и по профилю довольно однообразен. Ос­новной минерал во взвешенных наносах на всех глубинах и горизонтах - кварц. Его содержание в интервале глубин 3,5-10,0 м составляет 47-66 %. Некоторые отклонения от равномерного распределения кварца по вертикали про­слеживаются на горизонте 1 ,0 м на створах, заложенных в центрах бухт, ЧТО мы связываем с действием в пределах даннЫХ створов разрывных течений.

Следующий по значению минерал - глауконит. Его содержание по вертикали во взвеси меняется от 1 О до 21 %. Отмечается некоторое увеличение содержания глау­конита к поверхности, причем на глубине 10 м это ста­новится правилом. Подобный факт можно объяснить боль­шой плавучестью глауконита, связанной с его относительно небольшим удельным весом. Равномерно распределяются во взвеси по вертикали и по продольному профилю поле­вые шпаты (от 9 до 14 % ) .

Минералогический комплекс во взвеси и в подстила­ющих грунтах сходен. Наблюдаются лишь некоторые раз­личия в количественном содержании отдельных минералов в грунтах и во взвеси, что связано со спецификой ме­ханизма перераспределения взвешенного материала в про­цессе его аккумуляции на подводном береговом склоне.

ВЬШIе нами приводились данные о валовом распреде­лении тяжелых минералов во взвеси. Основные выводы

Рис. 1.4.5. Вдольбереговая струкгура поля взвешенных наносов. J - участки подводного берегового склона, сложенные рыхлыми осадками; 2 - участки распpocrpанения валунно-глыбового бенча; 3 - номера створов.

69

сводились К следующему. На глубинах 3,5 м вертикаЛьное распределение тяжелых минералов во всей исследованной водной толще довольно равномерное, очень близкое друг другу по значениям. их содержание постепенно и не­значительно убывает к верхним горизонтам. Исключение составляют створы, заложенные в центрах бухт. Здесь содер­жание тяжелых минералов резко возрастает на горизонтах 1 ,0- 1,5 м от дна. С увеличением глубин до 7-10 м процен­тное содержание тяжелой подфракции возрастает, а в рас­пределении по вертикали происходит увеличение ее содер­жания от дна к верхним горизонтам. Максимальное содер­жание тяжелой подфракции во взвеси на этих глубинах отмечается в средней части исследованной толщи воды на горизонте 1 ,0-1 ,5 м, а на глубинах · 10- 15 м максимум смещается к горизонту 2,0 м от дна или формируются два максимума на разных горизонтах. Такая картина характерна для участков действия разрьmных течений, в которых ин­тенсифицируется вынос более легких частиц и увеличивается процентное содержаIЩе частиц тяжелой подфракции в сред­ней, а затем и в верхней части исследованной водной толщи. Указанные закономерности проявляются на всех горизонтах и всех глубинах, но при условии достаточных запасов рыхлого материала на подводном склоне. Над участками валунно-глыбового бенча процентное содержание тяжелых минералов во взвеси резко уменьшается на всех горизонтах, а их распределение по вертикали остается равномерным.

Прямым доказательством существования литодинами­ческой схемы в пределах расчлененного отмелого берега служат опыты с люминесцентными трассерами, проведен­ные нами параллельно с изучением поля взвеси и в пределах тех же участков берега. Первые опыты, осущест­вленные в б�реговой зоне северного побережья Самбийс­кого п-ова, показали, что после северо-западного волнения с высотой волн до 1 м большинство обнаруженных окра­шенных песчинок в донных грунтах сконцентрировалось в центральной части бухты на глубинах 12- 1 5 м (глубже опыт не распрострацялся) в пределах поля мелко- и среднезернистых песков (рис. 1 .4.6) . Расчет волноэнер-

70

Е, дЖ/(М . с)

ggНi}' 40 .. а

6

... - - - ---

ШШ 1 0 2 § з Ш 4 � 5 � 6 1JroЩ1 7 � 8 � g

Рис. 1.4.6. Изменение параметров потока волновой энергии (а) и схема разноса частиц трассера (6) в донных грунтах Филинской

бухты (полигон 1). 1 - крупнозернис1ый песок; 2 - среднезернис1ы;; 3 - мелкозернистый; 4 - место инъекции трассера; 5 - точки опробования донных отложе­ний; 6 - пробы с частицами трассера; 7 - граница валунно-глыбовой от­мостки; 8 - береговая линия; 9 - параметры и направление потока вол-

новой энергии с номерами расчетных участков.

гетических характеристик за период проведения опыта обнаружил наличие зД:есь зоны конвергенции потоков вол­новой энергии, что способствовало формированию разрьш­ного течения и вьпюсу наносов с трассером на указанные глубины (рис. 1 .4.6, а) . ОТРlЩательный (направленный с востока на запад) поток волновой энергии у восточного борта и в центральной части бухты бьm в этот период очень незначительным (в 10,5 раз меньше положигельного) . в приурезовой зоне часть материала продвинулась к востоку -отдельныIe окрашенные зерна обнаруженыI у восточного борта бухты на глубине 2-5 м. Но ни К западу, ни к востоку за

7 1

пределами бухты частиц трассера на подводном склоне обнаружено не бьшо, что свИдетельствует о затрудненности обмена наносами между соседними бухтами.

Изучение путей миграции наносов в пределах экс­периментального участка в южной части Куршской косы проводилось В три этапа. Первый характеризовался преоб­ладанием западного ветра, генерировавшего умеренные волнения северо-западного направления (hcp = 0,7 м; L = 25 м; Рср = 4,3 с) . Расчет параметров потока волно-

� ,

вой энергии на этом этапе показал сушествование здесь однонаправленного потока энергии (рис. 1 .4.7, а) . Окра­шенный люминесцентным красителем среднезернистый песок (Md = 0,28; So = 1 , 18 ) в количестве 3 т бьш инъек­тирован в приурезовой зоне в диапазоне глубин 0,5-2,0 м на западной окраине участка. Анализ образцов взвешенного материала, отобранных по четырем створам на различных горизонтах стандартных глубин, позволил выявить следую­щую картину путей перемещения взвешенных наносов. Мак­симальное валовое содержание зерен трассера (61) зафик­сировано в середине участка, приуроченного к вершине пологой воrнyгости берега, на глубине 3,5 м (рис. 1 .4.7, б) . к западу и северо-востоку количество светящихся частиц резко убьшает, а за границами участка они не обнаружены. Умень­шение валового содержания трассера отмечается и в сторону моря, но с меньшими градиентами. Характерно, что в плане ареал рассеяния трассера вытянуг в сторону моря под значительным углом к берегу и как бы «вписьшается» В ложбину, занимаемую полем мелко- и среднезернистого песка (рис. 1 .4.7, б) .

В придонном слое (0,2 м) распределение окрашенных частиц в плане характеризуется HepaBHoMepHым умень­шением их содержания в сторону открьпого моря В на­правлении с ЮЗ на СВ. Максимальное количество зерен трассера (8) обнаружено вблизи точки инъекции на глу­бине 3,5 м (рис. 1 .4.7, в) . В слое 0,4 и 1 ,0 м плановое распределение меченых частиц принципиально не меняет­ся, уменьшается лишь общее 'КОЛ.j1Чество зерен в образцах

72

ДЖ/(М ' с) а ��illЗ 4

. � . -

б •

Н = 0,2 м

. - •

• . �

• д . - � •

г

•

Н = 1 ,5 м Н = 2,0 м

Рис. 1.4. 7. Изменение параметров потока волновой энергии (а) и схема разноса трассера во взвешенных наносах придонного слоя

(6) и на отдельных горизонтах водной толщи (в-ж). Южная часть Куршской косы.

1 - направление потоков волновой энергии; 2 - направление волнения; 3 - место инъекции трассера; 4 - точки отбора и количество частиц трас­

сера; 5 - образец отсутствует; 6 - частицы трассера не обнаружены.

73

(рис. 1 .4.7, г-д) . Картина, наблюдаемая в слое 1' ,5 м, напоминает таковую для валового содержания. Несколько меньшим становится общее количество частиц в образцах и выравниваются градиенты содержания в сторону моря и вдоль берега (рис. 1 .4.7, е) . В последнем слое (2,0 м) характер планового распределения трассера аналогичен таковому слоев 0,4 и 1 ,0 м (рис. 1 .4.7, ж) .

В период второй серии наблюдений преобладали ветры ССЗ направления, скорость которых достигала 12 м/с. С ними бьmи связаны северо-западные волнения значитель­ной длительности и интенсивности (hcp = 1 , 5 м; Lcp =

= 42 м и Рср = 6,4 с) . Расчетные параметры потока волно­вой энергии свидетельствуют о существовании в этот период на всем протяжении участка, за исключением самого западного его отрезка, энергетического течения, направленного с ЮЗ на СВ.

К сожалению, информативность этой серии оказалась намного ниже предыдущей за счет утери части взвесена­копителей. Однако отмечено, что частицы трассера, по­павшие в зону разрывного течения в прошлой серии, бьmи вынесены им на глубины 1 5-16 м, где и оставались, не возвращаясь в приурезовую полосу.

Ветровой режим в период третьей серии наблюдений характеризовался преобладанием З и ЗСЗ ветров со скоро­стями 14 и 16 м/с соответственно, которые вызывали волнения северо-западного направления (hcp = 1 ,5 м; Lcp = 40 м и Рср = 7,0 с) . Расчеты показали наличие в этот период в пределах всего участка потока волновой энергии, направленного на ССВ. Но, несмотря на то что поступление энергии в береговую зону бьmо максималь­ным, существенных перемещений частиц трассера не про­изошло. Лишь в придонном слое отмечалось некоторое смещение незначительного количества зерен к северо-севе­ро-востоку, но в приурезовую зону этот материал не вернулся. Северо-восточную границу участка частицы трас­сера не пересекали и, следовательно, на Куршскую косу окрашенный песок не;' ПОСТУПал.

74

Ta� образом, в условиях зап�ного и северо-зап�­ного ветров и связанных с ними умеренных волнений северо-зап�ого направления четко прослеживается тен­дeнция преимущественного вьпюса рыхлого материала, взвешенного в двухметровом придонном слое воды, в сторо­ну моря на глубины 10-15 м. Эго можно объяснить лишь действием разрывного течения, генерируемого в зоне конвер­геlЩИИ вдольбереговых течений и приуроченного к веРIШlliе оБШИРНОЙ пологой вогнутости берега. При этом основная масса наносов перемещается в слое воды, расположенном в 1,5 м от дНа, что подтверждает теоретическую схему верти­кальной циркуляции вод в береговой зоне, изложенную в работах И.О. Леонтьева [1989; 1991] . И лишь незначительное количество рыхлого материала, и только в слое 0,2 м, имеет тенденцию к ограниченному вдольбереговому переносу.

Характерно, что окрашенные частицы, обнаруженные в бюксах взвесенакопителей, имеют размерность мелко- и среднезернистого песка. Пляжи и отложения подводного берегового склона на этом участке береговой зоны также представлены песками именно данной размерности. Эго означает, что разрывные течения выносят из приурезовой зоны пляжеобразующий материал, изымая его из бюджета наносов береговой зоны. Подобное распределение частиц трассера в грунтах и во взвеси еще раз подтверждает ранее изложенное предположение о том, ЧТО в пределах песчано­го побережья с расчлененной береговой линией отсутству­ют условия для функционирования протяженного однона­правленного вдольберегового перемещения рыхлого мате­риала даже при абсолютном преобл�ании вдольбереговой составляющей в потоке волновой энергии. Ведущим про­цессом является вынос наносов песчаной размерности разрывными течениями из приурезовой зоны на большие глубины. Причем этот процесс развивается даже при сла­бых волнениях, характерных для периодов проведения экспериментов. Можно лишь предполагать, насколько воз­растает эффект такого перемещения при экстремальных штормах, когда скорость ветра достигает 30-40 м/с, а высота волн 7-8 м.

75

Г л а в а 2

ГЕОЛОГИЯ, ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА БЕРЕГОВ ВОДОХРАНИЛИЩ

2. 1. Особенности морфолитогенеза котловин крупных вод охранилищ

По имеющимся данным [Авакян и др. , 1987; Водо­хранилища мира, 1979] , история создания водохранилищ насчитывает не менее 4000 лет. Однако лишь в ХХ в. водохранилища стали явлением rmанетарного масштаба. Особенно наглядно это проявилось в последние 40-50 лет, в период, когда на земном шаре ежегодно создавалось несколько сотен новых водоемов.

В настоящее время мировой фонд водохранилищ пре­вышает 60 000 водоемов. Их общая rmощадь достигает 400 000 км2 , а полный объем превышает 6 000 кмЗ. Столь масштабное вмешательство человека уже сегодня привело к преобразованию ландшафтов земной поверхности на rmо­щади около 700 000 км2• 3атоrmение речных долин, повы­шение уровня воды в озерах и вызванные этим изменения природных условий на побережье созданных водоемов серьезно затронули социально-экономическую инфраструк­туру на территории с rmощадью порядка 1 ,5 млн км2 [Авакян и др. , 1987; Водохранилища мира, 1979; Avakian, 1998] . При этом особенно значительными оказались пос­ледствия разрушения берегов искусственных водоемов. По последним оценкам [Бурова, 1998] , только в России и только за счет потерь земель национальная экономика теряет до 80 млн долларов (USD) в год. Именно это в основном определило направленность и масштаб исследо­ваний, проводившихся в последние десятилетия.

Результаты исследований [Хабидов и др. , 1999] свиде­тельствуют, что наибольшее значение в формировании рельефа котловин водохранилищ имеют геолого-геоморфо-

76

логические, климатические и палеогеографические условия зоны затопления. Среди наиболее значимых факторов -гидрометеорологические (термический режим и льдообра­зование, ветровой режим) ; гидродинамические волновой (волнение, ветровые и/или волновые течения) и неволно­вой природы (неволновые течения, уровенный режим) ; неволновые (гравитационные, эоловые, биогенные, хемо­генные) и антропогенные факторы. Они приводят к воз­никновенmo и разВИТИЮ волновой, термической и химиче­ской абразии и эрозии; с ними связаны явления переме­щения и аккумуляции наносов под действием волн и течений, оползневые и обвалЬНО-ОСЬПIНые процессы, де­фляция и эоловая аккумуляция, хемогенная аккумуляция, антропогенная денудация и аккумуляция и другие берего­формирующие процессы.

В числе названных факторов ключевую роль играют гидродинамические процессы волновой и неволновой при­роды, в первую очередь ветровое волнение и деятельность постоянных (стоковых) течений. Указанные процессы кон­тролируют динамику водных масс в котловинах искусст­венных водоемов и, как следствие, обусловливают важ­нейшие особенности обстановок рельефообразования и осадконакопления в их пределах.

Гидрологическая зональность крупных водохранилищ

Подводя первые итоги изучения Цимлянского водо­хранилища, с.л. ВенДров еще в 50-х годах (1953; 1955; 1957; 1958) показал, что в котловинах искусственных водо­емов можно вьщелить три основные области, которые по местоположенmo в котловине были названы им верхней, средней и нижней. В основу такого подхода бьmи положе­ны, прежде всего, характер изменения глубин и заметные различия в силе воздействия ветровых волн на берега в выделенных областях.

Позднее с.л. Вендров [1979] несколько уточнил разра­ботанную им схему и предложил вьщелять в пределах котловин водохранилищ глубоководную зону, промежуточ-

77

ную зону средних глубин, мелководную зону в составе собственно мелководной и мелководно-осушной, а также зону выклинивания подпора. Дополнительно, в качестве самостоятельных областей, им бьmи выделены крупные заливы глубоководной и мелководной зон. Согласно с.л. Вендрову, в глубоководной зоне водохранилищ раз­витие ветрового волнения не лимитируется глубиной водо­ема при любом положении уровня воды. Как и на морях, волнение здесь прямо не участвует в формировании релье­фа дна, а энергия волн расходуется, главным образом, у берегов, благодаря чему интенсивность береговых процес­сов в данной области во всех случаях имеет наибольшие для этого водоема значения. Во второй зоне, в области средних глубин, условия развития волнения зависят от положения уровня воды в водоеме: при уровнях, соответ­ствующих или близких к НПУ, местные глубины также не лимитируют развитие волнения, хотя последнее имеет мес­то при низких отметках уровня воды в безледоставный период. Однако и здесь ветровое волнение в общем случае является основной движущей силой процессов развития рельефа и накопления осадков. Постоянные течения на­чинают играть заметную роль в общем комплексе мор­фолитодинамических процессов только в мелководной зо­не, а в зоне выклинивания подпора котловин искусствен­Hыx водоемов значение ветрового волнения в развитии рельефа и формировании осадков становится пренебре­жимо мало по сравнению со значением стоковых течений. для заливов водохранилищ, в зависимости от особенностей рельефа их дна, морфометрии и некоторых других факто­ров, могут бьпь присущи или все, или отдельные черты описанной последовательности гидрологических зон, ис­ключая зону выклинивания подпора.

Ю.М. Матарзин с соавторами [1977а. ,б; 1978] высказали мысль, что идеи с.л. ВеНДРова применимы лишь к водо­хранилищам с линейно-вьпянутой, простой в плане кон­фигурацией котловины и что в некоторых случаях схема дифференциации котловины на области со специфическим гидрологическим режимом может бьпь иной. В частности,

78

для водоемов со сложной или разветвленной конфигу­рацией котловины они предложили различать главный плес и крyrrnые краевые плесы, приуроченные к значительным разветвлениям. Все типы плесов бьmи разделены ими на ГИдрографические районы, в качестве которых авторы рас­сматривают озеРОВИдные расширения и протяженные су­женИЯ, а также средние по размерам плесы и части акваторий, разделенные затопленными водоразделами. В свою очередь, ГИдрографические районы делятся на так называемые морфометрические участки - небольшие кра­евые плесы и части районов, различающиеся по морфо­метрическим показателям и разделенные островами или приуроченные к затопленным природным и искусственным объектам, и заливы в устьях рек. Наконец, в вертикальной структуре названных таксономических единиц - плесов, гидрографических районов и морфометрических участ­ков - Ю.М. Матарзин с соавторами вьщелили глубоковод­ную, мелководную и прибрежную зоны с характерными глубинами, зависящими от параметров действующих волн.

Не обсуждая достоинств и недостатков этих предло­жений, заметим только, что они лишь уточняют схему ел. Вендрова, не меняя ее сути. То же самое можно сказать и об Идеях, высказьmавшихся при разработке «Ка­дастра водохранилищ ссср» [ 1971 ] , в отдельных выпусках серии справочных монографий «ГИдрометеорологический режим озер и водохранилищ ссср» [ 1975; 1976; 1978; 1979] , В.М. Широковым [ 1974] и другими авторами. При­водимые в упомянутых работах данные позволяют вполне обоснованно полагать, что ГИдрологическая зональность котловин крупных водохранилищ - явление общего харак­тера. Исключения из этого правила обычно встречаются в каскадах ГИдроузлов и/или на редких озерах-водохрани­лищах. В первом случае зона выклинивания подпора фор­мируется лишь в верхнем водоеме каскада. На озерах­водохранилищах не только эта, но и мелководная (в терминах сл. ВеНДРова) зона слабо выражена или вообще отсутствует.

79

Как известно [Авакян и др. , 1987; ВодохранилИща мира, 1979] , большинство крyrrnых :Водохранилищ образо­вано в результате подпора рек и частичного затопления их долин. Поэтому, полагая гидрологическую зональность во­дохранилищ явлением универсальным и учитывая черты строения речных долин [Щукин, 1960; Leopold, 1964; Gre­gory, Walling, 1973; Richards, 1982; Easterbrook, 1993] , можно выявить основные особенности среды рельефообразования и осадконакопления котловин искусственных водоемов. для этого необходимо лишь иметь достаточно детальные сведения о динамике водных масс в водоемах или на репрезентативном объекте и интерпретировать выявленные изменения показателей в пространстве и во времени.

Динамические обстановки рельефообразования и осадконак6пления котловин »одохранилиIЦ

Под обстановками осадконакопления традиционно по­нимаются некоторые пространственные геоморфологичес­кие единицы со специфическими условиями накопления осадков [Pettijohn, 1957; Reineck, Singh, 1973] и, как следст­вие, с отличительными особенностями развития рельефа. Вслед за Ю.С. Долотовым [ 1989] более справедливо имено­вать их динамическими обстановками рельефообразования и осадконакопления. Соответственно усиливается акцент на свойства среды, в особенности на ее динамические характеристики и характер движения.

К сожалению, дocтyrrnыe данные о ветровом волнении на акватории водохранилищ и особенностях переноса вод­ных масс стоковыми течениями, необходимые для выяв­ления и идентификации обстановок рельефообразования и осадконакопления в пределах котловин искусственных во­доемов, в большинстве своем имеют обзорный, недостаточ­но детальный характер и не синхронизированы. Кроме того, они получены разными, зачастую не очень надеж­ными инструментами, интеркалибровка которых не про­водилась, и потому почерпнутая из различных источников информации не сопоставима. В этой связи возникла необ-

80

ходимость в проведении серии специальных полевых экс­периментов, для постановки которых бьmо выбрано Но­восибирское водохранилище.

Новосибирское водохранилище - крупный искусствен­ный водоем долинного, наиболее распространенного типа. ОНО бьmо создано СВЬШIе 40 лет назад в результате час­тичного затопления классически построенной долины р. Обь после ее перекрытия в 1957 г. в створе с координа­таМИ 55°N и 830Е. Образовавшийся водоем простирается в генеральном направлении с юго-запада на северо-восток от г. Камня-на-Оби до Новосибирска. Он имеет линейно вытянутую, простую в плане форму и следующие основные морфометрические характеристики: расстояние от створа сопряжения реки с водохранилищем до плотины Но­восибирского гидроузла по равноудаленной от берегов линии - 220 км; полный объем - 8,8 кмЗ; полезный объем - 4,4 кмЗ; минимальная, средняя и максимальная ширина (при объеме 8,8 кмЗ) - 2, 10 и 22 км соответст­венно; средняя и максимальная глубина - 9 и 25 м соответственно; максимальная площадь акватории (при объеме 8 ,8 кмЗ) - 1070 км2; минимальная площадь аква­тории (при объеме 4,4 кмЗ) - 760 км2; протяженность береговой линии - 550 км. Водохранилище расположено вне каскада ГЭС, что делает его гидрологический режим независимым от возмущений, эпизодически возникающих в пределах каскадов [Авакян и др. , 1987; Водохранилища мира, 1979] из-за неравномерности работы смежных стан-ЦИЙ.

Наблюдения, проводившиеся на Новосибирском водо­хранилище в разные по водности (от маловодных до многоводных) годы, включали синхронизированные изме­рения: 1 ) параметров ветровых волн на «глубокой» воде и в прибрежной зоне; 2) скорости и направления постоян­ных течений в придонном слое воды во внутренней об­ласти водоема и на периферии его котловины. Во всех случаях для измерений использовались системы регист­рации параметров волн с однотипнь� eМКOCTHЬ� дат-

8 1

чиками и автономные измерители скорости и направления течений «Поток-2МР» . При измерении волн наибольшее внимание обычно уделялось регистрации их параметров на внешней границе прибрежной зоны, рельеф и осадки которой чутко реагируют на все изменения гидродинамиче­ского режима водоема. Полученные в результате данные (табл. 2. 1 . 1 ) позволили существенно детализировать описанную е.л. Вендровым, Ю.М. Матарзиным и другими исследователями общую картину динамики среды рельефо­образования и осадконакопления в котловине водоемов данного класса.

Анализ данных, приведенных в табл. 2. 1 . 1 , убедительно свидетельствует о том, что в котловине Новосибирского водохранилmца можно выделить три основные области со специфическими условиями среды рельефообразования и осадконакопления (рис. 2 . 1 . 1 ) .

1 . Область преимущественно флювиального морфолитоге­неза, где ведущий фaI'�ОР формирования рельефа, сноса и накопления осадков - постоянные проточные (стоковые) течения. Протяженность этой области составляет около 60-65 КМ. Проведенные геоморфологические и седименто­логические исследования показали [Хабидов и др. , 1999] , что наиболее полным ее геоморфологическим аналогом являются конструктивные дельты рек, в частности дельты выполнения.

2. Переходная область, имеющая протяженность около 15-20 км по левому и 30-40 км по правому берегу водоема. В этой области, в том числе и в береговой зоне, особенности морфолитогенеза обусловлены в основном COBMeCTHЬ� действием волновь� процессов и постояннь� течений. В общем случае, по мере удаления от фронта области преимущественно флювиального морфолитогенеза значение ветрового волнения возрастает, тогда как проточ­Hыe течения играют все меньшую роль. Происходящие изменения вызваны общим увеличением длины разгона волн, увеличением глубин водоема и быстрь� снижением продольного градиента невозмущенной поверхности воды в направлении к плотине гидроузла. В результате в рельефе

82

00 ""

Т а б л и ц а 2 . 1 . 1 Скорость проточного течения (горизоlfГ 0,5 М от дна) и высота волн н а внеumей границе прибрежной зоны

Новосибирского водохранилища

Скорость течения, м/с

Фаза повышения уровня ("ай) Фаза стабилизации уровня (июль) Фаза понижения уровня Высота волны на Удаление (сентябрь) от внешней границе

плотины, Граница прибрежной Граница прибрежной Граница прибрежной прибрежной зоны

КМ (Hsig), М 3атоплсн- зоны Затоплен- зоны 3атоплсн- зоны ное русло нос русло ное русло

Оби Правый Левый Оби Правый Левый Оби Правый Левый берег берег берег берег берег берег

220 1 ,40 - - 0 ,60 - - 0,45 - - - -

200 1 ,50 - - 0,58 - - 0,32 - - - -

180 1 , 10 - - 0 ,45 - - 0,26 - - - -

160 0,75 0,28 0,16 0,38 0,20 0,12 0,21 0,15 0,07 0 ,51 0 ,38 140 0,46 0,20 0 , 11 0,29 0,16 0,07 0,17 0,09 0,05 1 ,2 1 1 ,24 120 0 ,36 0,10 0,05 0 ,25 0,05 - 0,15 0,04 - * *

100 0 ,30 0,04 - 0,19 - - 0,12 - - 1 ,7 1 1,75 80 0 ,24 0,02 - 0,14 - - 0 ,11 - - 1 ,73 1 ,92 60 0 ,18 - - 0,10 - - 0,09 - - 1 ,83 2,09 40 0 ,08 - - 0,06 - - 0,05 - - 1 ,88 *

20 0,04 - - 0,03 - - 0,02 - - 2,00 2,05 1 0 ,02 - - 0,02 - - 0,02 - - 2,50 2,15

П р и м с ч а Н и я: 1. Парамстры ВОДНОГО баланса в период измерения скоростей проточного течения соответствуют СРСДИСМНОГОЛСТНИМ. 2. Высота ветровых волн опрсдслялась при штормах юго-юго-западногоjюго-западного направлений продолжительностью Действия более 6 ч и скорости ветра ]4-]6 ,,/с.

с

/ о 1 0 км L-...J

Рис. 2. 1. 1. Основные обстановки рельефообразования и осадкона­копления в котловине Новосибирского водохранилища.

] - преимущественно флювиального морфолитогенеза; 2 - переходная; 3 - преимущественно волнового морфолитогенеза.

береговой зоны сначала появляются формируемые волнами клифы и узкие ПЛЯЖИ, к которым примыкают или приглу­бые песчаные отмели, или на участках, где абразия проте­кает в породах II -III класса, типичные бенчи. Поступа­ющие в прибрежную зону и переносимые вниз по склону наносы участвуют в построении подводных прислоненных аккумулятивных террас, а рыхлый материал, переносимый волнами и связанными с ними течениями вдоль берега, участвует в построении многочисленных береговых свобод­Hыx и замыкающих аккумулятивных форм рельефа. При этом, как только инициируемые деятельностью ветровых волн процессы начинают превалировать в формировании рельефа и осадков котловины водоема, разнообразие и геометрические масштабы последних быстро возрастают [Хабидов и др. , 1999] .

3. Область преимущественно волнового морфолитогенеза, в пределах которой основную роль в процессах рельефообра­зования и осадконакоrmения играют волновые процессы. Ее отличительная черта - близкое сходство строения берегов и осадков береговой зоны со строением берегов и осадочных толщ береговой зоны бесприливных морей [Ха­бидов и др. , 1999] .

84

* *

*

для крупных водохранилmц характерна пространствен -

но-временная изменчивость факторов, контролирующих

развитие рельефа и накопление осадков в котловине водо­

еМОВ, ветрового волнения и постоянных проточных (стоко­

вых) течений. Эта изменчивость носит универсальный

характер и в значительной мере предопределяет диффе­

ренциацию среды рельефообразования и осадконакопления

водохранилmц на обстановки преимущественно волнового, преимущественно флювиального морфолитогенеза и пере­ходного между ними типа. Естественно, что в зависимости от конфигурации котловины линейные масштабы, соотно­шение отдельных обстановок и соответствующих им обла­стей могут весьма существенно варьировать от водоема к водоему. Однако, если проанализировать данные о форме котловин крупных водохранилmц [Кадастр водохранилmц, 1971 ; Матарзин и др. , 1977а; Grengg, 1975] , то появляются основания полагать, что для · них в большинстве случаев наиболее представительнь� будут обстановки преимуще­ственно волнового морфолитогенеза.

2.2. Экогеолоmческие проблемы на побережь ях кру пных вод охранШIИЩ Сибири

Термин «геоэко)Тогия» впервые применил С. Тролл [Trol1, 1939] в связи с изучением ландшафтов, наметив, таким образом, новое научное направление на стыке гео­графии и экологии. В этом смысле термином «геоэкология» пользуются географы [Пиннекер, 1998] . Геологи, начав применять данный термин с середины 80-х годов, вклады­вают в него несколько иной смысл: это междисциплинар­ная наука об экологических проблемах геосфер, или наука, изучающая закономерные связи между живыми организ­мами, в том числе человеком, техническими сооружениями и геологической средой [Козловский и др. , 1989; Осипов,

85

1993] . Некоторые авторы (геологи) предлагают вместо тер­�a «геоэкология» пользоваться Tep�OM «экогеология» (экологическая геология) [Трофимов, Зилинг, 1995] .

Сооружение водохранилищ, в том числе и на тер­ритории Сибири, значительно изменяет окружающую при­родную обстановку и создает ряд экологических проблем.

Общая характеристика и гидроморфологические показатели водохранилищ

На территории Сибири создан и Функционирует каскад водохранилищ в верхней части р . Енисей - Красноярское и Саяно-Шушенское. Масштабы и характер влияния этих водохранилищ на геологическую среду побережий опреде­ляются, наряду с другими факторами, гидроморфологи­ческими показателями, которые приведены в табл. 2.2. 1 .

Из таблицы видно, что все водохранилища являются глубоководными, со значительной сработкой уровней и очень большой протяженностью береговой линии. Так, общая протяженность берегов эксплуатируемых водохра­нилищ Енисейского каскада ГЭС, включая берега нижнего бьефа Саяно-Шушенской ГЭС, составляет свыше 3300 км. На этом огромном протяжении, начиная с наполнения водоемов и далее при их нормальной эксплуатации, авто­ром наблюдались специфические изменения геологической среды, обусловленные возникновением и развитием экзо­генных геологических процессов (ЭГП) - оползни, обва-

т а б л и ц а 2 .2 .1

ГиДРоморфолопt:ческие показатели водохранилищ Енисейского каскада

Начало и НПУ УМО Максимальная Площадь Протя-Водохра- Длина ВОДНОГО жснность конец за- при глубина зеркала берегов нилищс полнсния, абс. ОТЫ., м НПУ, км ширина, при при при годы НПУ, м км НПУ, км2 НПУ, км

Красно- 1967-ярекое 1 970 243 227 388 105 15 2 100 1560

Саяно- 1978-Шушен- 1990 540 500 290 210 9 360 1250 ское

86

лы, провалы, овраги, суффозия, абразионно-аккумулятив­ные процессы, связанные с изменением гидрогеологи­ческих условий и, прежде всего, с формированием подпора подземных вод [Кусковский, 1971 ; 1977; Кусковский В.с. и др., 1974] . Все водохранилтца - так назьmаемые долинные, горные и предгорные [ВеНДРов, 1970; Широков, 1974] .

Красноярское и Саяно-Шушенское водохранилища -

водоемы энергетического назначения. Однако практически оба водохранилища предназначены для комплексного ис­пользования - энергетика, водоснабжение, транспорт, рыб­ное хозяйство, рекреация.

В плане водохранилища имеют достаточно сложную форму. Красноярское отличается наличием пяти широких озеровидных плесов и трех достаточно узких участков -Приплотинный, Беллыкский и Бузуновский; Саяно-Шу­шенское - наличием в верхней части Шагонарского озе­ровидного плеса, хотя основная часть представляет собой узкий каньон. Таким образом, отличительная особенность обоих водохранилищ - значительное преобладание при­глубых берегов над мелководными участками. Последние имеют место только в верхней части водоемов (Мину­синская и Тувинская котловины) и составляют всего не­сколько процентов от площади водного зеркала [Кус­ковский и др. , 1 974] .

Геологические, инженерно-геологические и гидрогео­логические условия районов водохранилиЩ достаточно сложные, что также определяет масштабы и характер изме­нения геологической среды. ЭГП и изменения в зоне воздействия водохранилищ на геологическую среду (ГС) по интенсивности, особенностям проявления и конечным ре­зультатам отличаются от аналогичных процессов не только на равнинных водохранилищах, но и на подобных водо­хранилищах rOPHbIX и предгорных типов, в том числе на водохранилищах Ангарского каскада гэс.

Схема влияния характеризуемых водохранилищ на ГС по казана на рис. 2.2. 1 . Как видим, в большинстве случаев характер изменения ГС имеет отрицательные последствия. В связи с этим выявление закономерностей изменений ГС

87

>. ]) о: � � . "1: х ::ii g :о 0.. 0 :о s » ш

� 3- ,. '" :J: '" "' g � '" :J:

О S � 1s s :; ., о s :о � :а о.. ., 0.. ..0 :J: .а '"

• о.. :J: t; (') ., '" .а ф :J: '" <:;

'" � " '" <:; ., <:; <:; ", '" � � '" о '" о: s :; <:; '" <:; ., -& :g о.. '" ., s :; :J: Q) " :; :J: ., О 10 ., :J: :о :J: � Ф '" g ., " ., о :о " О -& 0.. � ;.Е :J: � � :J: "1: о.. S :J: О » " '" * '" о "1: '" о '" ., :; " о ., s () о.. '" � <= с <=

0.. 1- "' :J: '" "' "1: "' о: О () со) ., :s: 8 о <{ <:; :S: "' с

G G е 0 е 0 0 0 0 0 е 0 0 Рис. 2.2. 1. Соотношение отрицательного G и положительного е воздействий глубоководных водохранилищ на геологическую среду.

позволит не только более обоснованно :их прогнозировать, но и, возможно, смягчить отрицательные воздействия глу­боководнь� водохранилИIЦ на ГС.

Развитие экзогенных геологических процессов при наполнении и эксплуатации

водохранилищ Енисейского каскада ГЭС

Вопросами формирования берегов Красноярского и Сая­но-Шушенского водохраНИЛИIЦ в разное время занимались сотрудники ЛО «Гидропроект» при проектировании, а затем при наполнении и эксплуатации, кроме автора: С.Г. Бейром, Н.В. Борозенец, АА Горюнов, Ф.С. Зубенко, АИ. Ермо­лаев, Л.Н. Каскевич, АД. Колбутов, И.В. Космаков, В.А Крицкий, М.В. Петров, Н.Н. Петрова, В.М. Савкин, И.С. Сергеенков, В.М. Широков, Д.П. Финаров и др.

Кратко рассмотрим развщие ЭГП каждого отдельного водохраНИЛИIЦа.

88

Красноярекое водохранилище

При наполнении и ЭКСШIYатации водоема на его бере­

гах возникли и получили развитие ранее мало изученн:ые,

своеобразные и не наблюдавшиеся на других водохра­

нилишах процессы - провалы, крупные оползни-сдвиги в скальных породах, провально-суффозионные процессы, об­

валы, суффозия и весьма интенсивные (до 10-12 тыс. м3

на пог. м за период наполнения) специфические процессы переработки берегов. Наряду с этими процессами имели место и традиционные формы обрушения берегов за счет

ветровОЛНОВОЙ абразии как в рыхлых, так и в скальных отложениях, а также оврагообразование.

Исходная информация получена нами путем режим­ных наблюдений за ЭГП и подземными водами, про­водимых около 20 лет. При этом потребовалась постанов­ка специальных работ, которые были выполнены под руководством и при участии автора в составе экспедиций Сибирского научно-исследовательского института энер­гетИКИ (СиБНИИЭ) Минэнерго СССР, а затем Института геологии и геофизики СО АН СССР (позднее Объеди­ненный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН) .

ДО заполнения Красноярского водохранилиша наблю­дения велись на участках берега в районах расположения поселков Лебяжье, Усть-Сьща, Новоселово, Куртак, Даур­ское (рис. 2.2.2) . Главным образом это была профильная система наблюдений. В период наполнения и нормаль­ной эксплуатации водохранилиша исследования прово­дились не только на указанных участках, но и по отдель­ным профилям, заложенным по всему периметру во­дохранилиша, включая залив. В период нормальной экс­плуатации к наблюдениям СиБНИИЭ добавились более детальные наблюдения на отдельных участках с крупномас­штабными съемками, проводившиеся с 1971 г. Ленгидро­проектом, а с 1978 г. - Дивногорской ГМО. С начала 70-х годов к работам подключилась также Красноярская гидро-

89

А

Б

Нiел?,о�'

Б

90

геологическая экспедиция, которая под руководством А.А. Горюнова совместно с автором заложила дополни­тельНУЮ сеть наблюдений (стационары 111 категории, рис. 2.2.2) .

Ежегодно, начиная с 1966 г. (до заполнения) и далее до 1976 г. включительно, а затем в отдельные годы (1978-1993) нами проводились наблюдения не только на этих участках, но и по всему периметру водоема, включая заливы и все вьщеленные инженерно-геологические рай­оны и участки.

В период наполнения Красноярского водохранилища (1967- 1970 гг. ) возникновение первых подвижек определя­лось подъемом уровня, воздействием ветровых волн, ослаб­ленностью пород и их инженерно-геологическими и лито­логическими особенностями. В течение каждого последую­щего года заполнения уровень водоема оказьmался на более высоких отметках, а абразионные формы, вырабо­танные в предьщущий безледоставный период, затоплялись на большую глубину. В связи с этим формирование берегов на преобладающей части водохранилища каждый год воз-

Рис. 2.2.2. Схема расположения участков наблюдений за перера­боткой берегов и развитием подпора подземных вод на Краснояр­

ском водохранилище. Опорные участки наблюдений: 1 - Куртак; 11 - Новоселово; 111 - Даур-

ское; IV - Усть-Сыда. Участки наблюдений (стационары 111 категории): 1 - Каменка; 2 - Жул­гет; 3 - Черемушки; 4 - Приморск; 5 - Убей; 6 - Ижуль; 7 - Куртак; 8 - Трифоново; 9 - Оськин Ключ; 10 - Кома; 1 1 - Новоселово; 12 -Анаш; 13 - Беллык 1; 14 - Беллык II; 15 - Усть-Сыда; 16 - Унюк;

17 - Совхакасия; 18 - Городок. Районы: А - нижняя часть водохранилища; Б - средняя; В - верхняя, Подрайоны: Б! - ЧебаКОDо-Балахтинский артезианский бассейн; Б2 -

бассейн трещинных вод Батеневского кряжа; В! - Сыдо-Ербинский ар-

тезианский бассейн; В2 - Южно-Минусинский артезианский бассейн.

Границы:-- районов; - - - подрайонов. Гидрогеологические створы наблюдательных скважин: а - Приморский, б - Куртакский 1, в - Куртакский 11, г - Новоселовский, Д - Сарагаш­ский, е - Абакано-Перевозный, ж - Краснотуранский 1, з - Красноту-

ранский 11, и - Советско-Хакасский, к - листвяговский.

91

Т а б л и ц а 2.2.2

Развитие обрушеlПlЙ при наполнеlПlИ Красноярского водохранилнща

Подъем уровня Длина обрушенных берегов Год в сравнении Общая длина берегов, км

с бытовым, м км %

1 стадия (наполнение)

1967 7 1 890 73 1 1 1968 75 940 150 16

II стадия (наполнение)

1 969 94 1 190 500 42 1970 100 1 150 700 47

вращалось вновь к начальной стадии, но на более высоких отметках склона.

Во вторую стадию, охватьmающую 1969- 1970 ГГ., про­цессы обрушения берегов резко увелwrnваются по количе­ству, протяженности и объемам, что объясняется особен­ностями уровенного режима в сочетании с инженерно-гео­логическим строением берегов. Протяженность обрушае­мых склонов к концу второй стадии увеличилась более чем в 4 раза по сравнению с первой стадией, достигнув к концу 1970 г. 700 КМ, что составило 47 % от общей протяжен­ности береговой линии (табл. 2.2.2) .

При эксплуатации водохранилища развитие берегов наблюдалось в виде проявления всех береговых процессов, в том числе и обрушений различных размеров. К концу лета 1993 г. берега обрушались почти на всем протяжении, включая крупные и мелкие заливы (рис. 2 .2 .3 , табл. 2.2.3) .

Возникновение оползней и некоторых других нару­шений устойчивости береговых склонов в большинстве случаев носит явно унаследованный характер, Т.е. они приурочены к тем местам, где имели место ранее . Све­дения о древних оползнях, их распространении, генезисе и особенностях развития можно почерпнугь из работы В. С. Кус­ковского [ 1974] .

Повторное оползание скальных блоков происходит как по старым швам, так и по современным, возникающим в

92

Т а б л и ц а 2.2.3

Развитие обрушеJШЙ при эксплуатации Красноярского водохранилища по годам

Длина III стадия (эксплуатация) IV стадия (эксплуатация) обрушен-ных бе-РСГОВ* 1971 1972 1973 1974 1976 1981 1983 1985 1987 1989'- 1993

!см 750 850 930 950 990 1 1 10 1210 1370 1401 1440 1480 % 50 57 62 53 66 74 80 91 93 96 98

*Общая длина берегов при НПУ во все годы - 1 5 О О км; ПОДъем уровня ВОДЫ в сравнении с бытовым - 1 0 0 м.

теле древних оползней. На берегах Красноярского водо­храНЮIИЩа продолжается так называемое «оживление» очень крупных древних оползней, встречающихся главным обра­зом в скальных береговых массивах. Высокая прочность горных пород (песчаники, алевролиты, диабазы и др. ) , сопротивление сжатию которых достигает 100 МПа (по Г.А Голодковской) и более, не может бьпь гарантией устойчивости береговых массивов водохранилища в целом.

При эксплуатации водохранилища развивались провалы и просадки, что свидетельствует о переходе водохранилищ на новый этап формирования, обусловленный измене­ниями гидрологического и гидрогеологического режимов в сочетании с другими природными условиями существо­вания и развития склонов.

Рассмотрим кратко основные ЭГП Красноярского во­дохранилища.

Ветроволновая абразия. Некоторые закономерности вет­роволновой переработки берега в рыхлых отложениях (су­песи, суглинки, пески) выявлены автором вместе с сот­рудниками СиБНИИЭ на примере опорного участка у с. Новоселово (опорный участок П, рис. 2.2.2) .

Большой интерес представляет формирование берега на участке в районе пос. Куртак, который по объему обрушившегося материала, после участка Артумей на Брат­ском водохранилище, занимает в стране второе место. По

93

� 1 Ы 1О [ill]]] 2 1 -_ -1 11 ШШJ 3 � 12 � 4 IZJ 13 � - - - 5

W 6

IV vl 7

W 1 1 8

IA AI 9

94

даннЫМ СиБНИИЭ, за период наполнения общий объем

обрушений на этом участке протяженностью около 1 , 5 км

составил 3,2 млн м3, В 1985 г. достиг 5 млн м3 , а в 1990 г. - около 6 млн м3 •

На Красноярском водохранилище, как и на многих другИХ, в динамике процесса формирования берега хорошо про слеживается стадийность, при этом определяющим фак­тором является уровенный режим водоема. За_ 25 лет нормальной эксплуатации Красноярского водохранилища уже можно проследить чередование маловодных и много­водных циклов, которые, несомненно, наложили свой от­печаток на характер берегоформирующего процесса. За периоды наполнения и эксплуатации (1967-1990 гг. ) мак­симальное отступление берега по участку Куртак составило 462 м при объеме обрушения 17 223 м3/пог. м, по Новосе­ЛОВО - соответственно 154 и 726, Даурское - 59 и 56, Усть-Сыда - 75 м и 1710 м3/пог. м. По данным наблю­дений на стационарах 111 категории максимальная берего­переработка абразионно-обвального типа в супесях и су­глинках за тот же период наблюдений составила 1 50-173 м, а в скальных и полускальных породах - 18-39 м (см. рис. 2 .2.2) .

Оползни. Рассматриваемые водохранилища отличаются от других своеобразными, до этого мало изученными про­цессами. Наибольшую опасность и наибольший интерес представляют крупные оползни различного генезиса и провалы, обязанные .своим возникновением и развитием

Рис. 2.2.3. Состояние устойчивости берегов Красноярского водо-хранилища, 1993 г.

1 - оползни в скальных породах; 2 - оползни в рыхлых отложениях (су­песи, сутлинки) ; 3 - крупные обрушения в рыхлых отложениях; берега аб­разионные и обвально-осыпные, высота уступа 5-30 м; 4 - обрушения в рыхлых отложениях: берега абразионные и обвальные, высота уступа 0,5-5,0 м; 5 - обрушения на делювиальных склонах, сложенных обломочно­щебенчатым материалом, берега абразионные, осыпные, высота уступа 0,5-1,5 м; 6 - абразионные берега в скальных породах; 7 - провалы и про­садки; 8 - сколы; 9 - карст; 1 О - осыпи; 1 1 - скальные берега без об­

рушений; 12 - пологие (1-60) берега без обрушений; 13 - выклинива-ние водохранилища.

95

::;; о о

I L!) N

- - - - -�----

' - ' - ' - ' - :.- ' -,... . --

.

_ . -

<р= 2 5 - 700

0 1 1ZJ 2 О З Рис. 2.2.4. Принципиальная схема образования оползней-сдвигов. 1 - поверхность склона до образования оползня; 2 - то же после опол­зания; 3 - уровни подземных вод; К}, К2 - коэффициенты фильтрации;

('Р - угол наклона плоскости скольжения оползня. НПУ - нормальный подпорный уровень; УМО - уровень мертвого объема, 18-40 м).

искусственным водоемам. Их характеристика и прогнозы дальнейшего развития даны в ранее опубликованных рабо­тах [Кусковский, 197 1 ; 1977] .

Наиболее распространены следующие генетические ти­пы оползней: оползни-сдвиги; оползни соскальзьmания; оползни-обвалы; суффозионные оползни.

Первые три типа встречаются в скальных породах девона, силура и карбона, представленных песчаниками, алевролитами, аргиллитами и диабазами, имеющими от­носительно высокую прочность - сопротивление сжатию достигает 100 МПа. Но это не свидетельствует об ус­тойчивости береговых скальных массивов. Результаты про­веденных наблюдений на Красноярском водохранилище показьmают, что на берегах возникают единовременные смещения масс объемом до 3-5 млн мЗ как В рыхлых, так и в скальных отложениях.

96

Оползни-сдвиги - разновидности оползней соскальзы­ванИЯ, только массив скальных горных пород сдвигается на несколько метров (до 15) , а не до конца, вследствие кругого падения в сторону водохранилища плоскости сколь­жения (трещины, рис. 2.2.4) .

На Красноярском водохранилище выделено 12 ополз­невых участков, из них 4 - с оползнями чреЗВЬГIайного типа опасности (по В.В. Каякину) : удельный объем -100-500 тыс. мЗ на 1 УМ береговой линии.

Следует подчеркнуть, что опасность для жизни и здо­ровья людей может быть также и от нагонной волны, которая при больших объемах скальных пород и катаст­рофическом характере их движения достигает значитель­ных параметров. Так, на Комском оползне общим объемом 3 млн мЗ (0,5 млн мЗ обрушилось в воду) , происшедшем 26 июля 1969 г. на правом берегу в средней части Красно­ярского водохранилища (см. рис. 2.2.2) , образовалась на­гонная волна высотой 8 м. Эта волна, хотя и быстро затухает (в приведенном примере через 18 км ее высота составила уже 3 м) , но приносит большие разрушения.

Нами выявлены основные закономерности возникно­вения и развития оползневых процессов на берегах дли­TeльHo эксплуатируемого Красноярского водохранилища, которые заключаются в следующем:

1. Большая часть оползней (75-80 %) как в рыхлых, так и в скальных породах имеет унаследованный характер, Т.е. они возникают и .Формируются на участках развития древних оползней.

2. Начало возникновения и развития большей части оползневых смещений приурочено к последней стадии заполнения и первым 5-8 годам эксплуатации водохра­нилища (рис. 2.2. 5 ) .

3. Оползневой процесс имеет сложный характер и за­висит не только от особенностей инженерно-геологических условий, но и от геолого-тектонического строения береговых массивов, например от характера падения пород в сторону водохранилища (угол падения 25-700) ; масштабов изме-

97

;:?-

3000 ф ,JJ \о О '" 's; ;:? 2000 Ji u 6. Ji CtI 1- 1 000 ;:? ;:? >. ()

5 9 1 3 17 Год эксплуатации

21

Рис. 2.2.5. Обобщенная кривая развития ополз­невых смещений по бе-

регам водохранилищ.

нений гидрогеологи­ческих условий; ин­TeHcивHocTи фильт­рации; величины подпора; уровенного

режима водохранилища (сработка 16 м) ; градиентов потока подземных вод в береговых массивах; ветроволновой аб­разии и Т.д.

4. При наполнении водохранилища, в связи с открытой фильтрацией поверхностных вод по крупным открыгым (незакольматированным) трещинам в скальные палеозой­ские породы, происходит взвешивание крупных блоков, что в определенных инженерно-геологических и гидрогео­логических условиях приводит к их смещенIllO и опол­занIllO.

5 . Приглубые берега водохранилища способствуют то­МУ, что контрфорсы оползней находятся на склонах террас на значительном расстоянии от положения уровня воды в водоеме, и весь оползневой материал оказывается ниже уровня мертвого объема.

Провалы. Встречаются в сильно закарстованных извест­няках девона и связаны с обводнением обломочно-гли­нистого заполнителя пустот. Провалы имеют круглую или эллипсовидную форму, глубину 15-20 м. Они наблюдают­ся по берегам залива р . Бирюсы и на правобережье в приплотинной части (нижняя часть водохранилища - рис. 2.2.2, А) .

Другие провалы, значительно нарушающие береговые склоны и выводящие их из сельскохозяйственного пользо­вания на ширину до 250 м, обязаны своим происхож­дением подпору подземных вод и суффозии. Они отмеча­ются на правобережье Красноярского водохранилища близ устья рек Кулог, Тесь и на левом берегу у с. Трифоново.

98

Протяженность их составляет 1 5 км, глубина - 4 м. Они

вытянуты соответственно направлениям трещин [Кусковс­КИЙ, 1977] .

Оврагообразование. Эго единственный процесс, серьез­но угрожающий нескольким населенным пунктам на бере­гах Красноярского водохранилища, так как оползни и провалы наблюдаются вдали от поселков. При эксплуа­тации водохранилища интенсивность оврагообразования, как показывают наблюдения, возросла в несколько раз. К сожалению, здесь, по нашему мнению, метод закрепления склонов, подверженных овражной эрозии, выбран про­ектирОВЩиками (Ленгидропроект) неверно, без учета фи­зико-технических особенностей грунтов, на что указыва­лось нами еще до осуществления проекта. Дело в том, что закрепление склона с помощью лотков дает обратный эффект [Кусковский, 1974; 1977] .

Саяно-Шушенское водохранилище

При наполнении Саяно-Шушенского водохранилища (при подъеме уровня на 210 м, см. табл. 2.2. 1 ) крупных оползней не наблюдалось. В это время имели место снеж­ные лавины и ледовая экзарация. Например, одна из лавин на участке правого берега у р. Головань бьmа длиной 1,5 км и шириной 1 50-200 м. Вместе со снегом по склону 40-500 перемещались отдельные крупные обломки, куру­МЫ, деревья.

Однако уже в первые годы эксплуатации водохранили­ща (1990-1993) началась интенсивная переработка берега в Шагонарском озеровидном плесе, возникли первые крупные оползни на берегах каньона. На этом плесе нами выделено восемь участков с интенсивной абразией. Так, на участке берега западнее устья р. Эйлиг-Хем удельная переработка составила 300-900 м3 на 1 пог. м, а потеря земель-пастбищ достигла 3 га на протяжении берега в 8 км.

Крупный оползень-сдвиг обнаружен у устья р. Казыр­Сук, объем его составил около 30 МЛН м3 . Подвижка

99

(сдвиг) массива скальных пород прошла, как и в других оползнях подобного типа, по напластьmанию пород, совпа­дающему с трещиноватостью. Угол падения 65-700. Мак­симальная амплитуда срьта, наблюдаемая в восточном крыле, 6 м (на рис. 2.2.4 показана ПРИНЦЮIИальная схема образования оползней-сдвигов) . Из изложенного можно сделать вьтод, чго при создании и эксплуатации глубоко­водных водохранилищ в сложных геологических, инженер­но-геологических и гидрогеологических условиях Алтае­Саянской области (АСО) возникает и развивается особый тип оползней - оползни-сдвиги крупных размеров, явля­ющиеся разновидностью оползней соскальзьmания (по Г.С. Золотареву) .

* *

*

Таким образом, для того чгобы . правильно оценить инженерно-геологическую обстановку и ее изменения на берегах сибирских водохранилищ, нами показана необ­ходимость изучения гидрогеологических условий. Опыт со­здания и эксплуатации отдельных водохранилищ (напри­мер, Красноярского ) свидетельствует, что до этого при инженерно-геологических исследованиях берегов водохра­нилищ гидрогеологические условия изучались недостаточ­но. Эго приводит к тому, что некоторые экзогенные геологические процессы, происходящие при наполнении и эксплуатации водоема, оказьmаются неожиданными .

На Красноярском водохранилище, скальные берега ко­торого считались ранее устойчивыми, при наполнении ( 1967- 1970 гг. ) и эксплуатации возникли крупные оползни различного типа, которые деформировали склоны на сотни метров в глубь суши. Изучение оползней показало, что их генезис связан исключительно с изменением гидрогео­логических условий береговых массивов. Постановка ре­ЖИМНЫХ наблюдений за подземными водами в естествен­ных и нарушенных условиях, определение параметров во-

100

доносных горизонтов, научный анализ полученных ма­териалов позволил провести принципиально новую оценку инженерно-геологических условий побережья водохрани -люда.

2.3. Эволюция геологической сред ы под возд ействием Ангарских вод охранилищ

Создание искусственных водоемов Ангарского каскада ГЭС внесло определенные изменения в естественные при­родные условия. О существенном изменении геологической основы зоны воздействия водохранилищ, Т.е. самих горных пород и грунтов, пока еще в полной мере говорить рано, ибо с позиций геологического развития время существо­вания водохранилищ ничтожно мало. Однако уже сейчас в горных породах происходят изменения отдельных их свойств. Так, обводнение глинистых пород красноцветно­терригенных формаций в условиях нестационарного изме­нения уровенных режимов, вызывающих резкие колебания уровней подземных вод, приводит к изменениям механиче­ской прочности пород, что прежде всего характеризуется показателями уплотненности и дегидратированности (табл. 2.3. 1 ) . Кроме того, происходит существенное изменение и дРугих физических свойств пород, в частности увеличива­ются плотность, естественная и относительная влажность, уменьшается объемная масса, возрастает набухание (с 4,9 до 10,8 %) . Отмечается также некоторое изменение вели­чины сцепления: если до создания Братского водоема оно составляло 0, 1 8-0,31 , то после 28-летней эксплуатации уменьшилось более чем в 2 раза.

Разупрочнение глинистых пород, происходящее в зоне переменного водонасыщения, сказывается на их химическом составе и некоторых физико-механических свойствах. Хи­мический состав пород в их современном состоянии не­сколько отличается от состава глинистых образований, не подверженных влиянию водоема. В аргиллитах и алевролитах увеличивается содержание основного компонента и умень-

101

...... о t-J

т а б л и ц а 2 .3 . 1

Средние данные основных физико-механических свойств глинистых пород Ангарских водохранилищ*

Временное сопротивление Козф- Показа- Угол

Плот- Объем- сжатию Сцеплс- Коли-Порис- фициент внугрен-Порода насть, иая мае-- тель уп- него ние тость, % ЧССТВО

rjCM3 са, TjM3 дегидра- ЛОТНСН- KrjCM2 образцов Сухое ВоДона- тации насти трения, состоя- СЫЩСН- град.

ние ное

Аргиллиты, алевролиты красно цветных формаций (сохранные) 2,71 2,14 31 804 348 3 ,05 1 ,8 - 0,31 16

То же из зоны переменного Разрушились водонасыщения

2,87 1,83 44 при подготов- 1 ,27 0,52 - 0,13 2 ке к анализам

Аргиллиты и алевролиты уг-леносной формации (со-хранные) 2,65 1 ,88 32 583 423 3 , 14 1 ,76 - - 18

То же из зоны переменного Разру-водонасыщения

2,7 1,75 45 54 шены 1 ,40 0,68 - - 1

Глины угленосной форма-ции (сохранные) 2,68 1 ,81 37 - - 2,7 0,93 17 0 ,208 8

То же из зоны переменного водонасыщения 2,77 I 1 ,64 42 - - 1 ,04 0,48 1 1 0,054 3

*Образцы грунта отобраны в ] 00 - ] 2 0 м от уреза водохранилища с глубин ] 8 - 3 2 м, из зоны переменного водонасыщения.

Illается окислов :кальция, железа, марганца и даже алю­миния.

Подобная тенденция намечается и в глинистых породах угленосной формации на Усть-Илимском водохранилище, однако в связи с небольшим сроком эксплуатации водоема и малой мощностью зоны переменного водонасьпцения эти изменения еще не так значительны. На берегах Иркутского водохранилища, на отдельных учаСТКqХ у верхнего бьефа, в результате колебаний уровня подземных вод в процессе сработки за 25-летний срок в однородных юрских породах сформировался слой выветрелых образований мощностью 1 ,5-2,0 м, прослеживающийся в глубь берега на рассто­яние 370 м. В этих породах произошло снижение угла внутреннего трения с 16-18 до 8-100 и сцепления до 0,05; модуль осадки увеличился в 1 ,5-2,5 раза [Изменения . . . , 1985] .

Обводнение сульфатных и карбонатных пород вызвало интенсивное их вьпцелачивание с образованием в берего­BbIX уступах, сложенных гипсами и ангидритами, пещер протяженностью до 10-12 м. Кроме того, в породах других формаций, обнаженных в приурезовых частях, активизи -ровался процесс физического выветривания, который осо­бенно интенсивно происходит в осеннее время, в периоды частых переходов температуры через 00.

Более существенны изменения рельефа или, точнее, морфометрии склонов и междуречных пространств. Прак­тически полностью затоплено большинство речных террас, т.е. зеркало воды на отдельных участках сопрягается с крутыми склонами, что приводит к их неустоЙЧИВости. В целом, изменилось соотношение участков различной кру­тизны. Так, в пределах зоны влияния ангарских водо­хранилищ доля участков крутизною до 100 уменьшилась до 78 %, в то же время существенно увеличилась площадь территорий с уклонами 10-150, на их долю сейчас при­xoдитcя 18 %. В местах интенсивной переработки берегов образовалось множество обнажений с практически вер­тикальными стенками.

103

Создание водохранилищ с огромными массами воды -аккумуляторами тепла - приводит к резкому измененИ}О мерзлотных условий. Тепловое воздействие водохранилища вызьmает деградацию многолетней мерзлоты, которая про­исходит довольно интенсивно. И хотя на берегах Ан­гарских водохранилищ многолетняя мерзлота не имеет большого распространения, но и здесь отмечаются следы ее уничтожения. Так, на Ангаро-Кашимском междуречье (У сть-Илимское водохранилище) в результате широкого освоения территории (сведение лесов, распашка, стро­ительство дорог и т.п. ) небольшие линзы мерзлоты пере­стали сушествовать вообще. На северном Вилюйском водо­хранилище за первые четыре года мерзлые породы под его дном протаяли на 9 м [Константинов, 1992] .

Кроме того, возникновение крупных водохранилищ вызвало глубокое изме;нение гидрогеологических условий, связанных, в первую очередь, с формированием подпора подземных вод в прибрежной зоне и нового приводо­хранилищного вида их режима. Последствия проявились в разномасштабном и разнонаправленном изменении гидро­геологической и гидрохимической обстановки. Вопрос этот детально изучен С.Х. Павловым [1978; 1983; 1990а, б] . По его данным, общее для значительных участков побере­жий - уменьшение фильтрационных параметров от берега в глубь массивов. При этом, из-за своеобразия проявления разрьmной тектоники, а также широкого развития на скло­нах, связанных с трещиноватостью, рвов различного ге­незиса, на отдельных участках побережья взаимосвязь по­верхностных и подземных вод осушествляется не по нор­мали к урезу, а под углом к нему, по направленИ}О, совпадающему с простиранием высокопроницаемых зон. Наибольшие значения зоны влияния водохранилищ (4-6 км) характерны для участков, сложенных терригенно­карбонатными и терригенными породами, наименьшие -слабо проницаемыми глинистыми грунтами. Динамичность гидрогеохимических границ определяется уровенным ре­жимом водоемов, а высокая активность гидрогеохими­ческих процессов в зонах подпора обусловлена как перена-

104

сьnцением подземных вод растворенным кислородом, так и

увеличением их агрессивности в результате смешения вод

различного состава и минерализа�. Наиболее чутким индикатором изменения геологичес­

кой среды являются экзогенные геологические процессы

(ЭГП) , интенсивное развитие кЬторых в процессе техно­генного прессинга пру�одит к перераспределенfПO напря­жений в массивах горных пород и мгновенному преобразо­

ванию отдельных форм рельефа. Поэтому такие природно­технические системы, как искусственные водохранилища существенно изменили ход развития ведущих ЭГП, в ряде случаев серьезно осложнили экологическую обстановку, что привело к негативным, как правило, необратимым изменениям природной среды в целом.

Создание ангарских водохранилищ стало существен­Hым TexнoгeHHым фактором вторжения человека в гео­логическую среду, вызвавшим катастрофические прояв­ления отдельных геологических процессов [Проблемы ох­раны . . . , 1993; Тржцинский и др. , 1997; Ovchinnikov et al. , 1997] . В результате создания и эксплуата� водоемов образована новая береговая линия, в пределах которой начала развиваться абразия, активизировались карст, оползни, нарушился ход эрозионных процессов, произош­ло засоление грунтов и т.д. (рис. 2 .3 . 1 ) . В соответствии с классификацией А.Б. , Авакяна и др. [Водохранилища . . . , 1986] , касающейся развития ЭГП на берегах, водохра­нилища отнесены к геодинамически неустойчивым' ибо техногенное развитие процессов здесь характеризуется че­редованием стадий активиза� и относительной стаби­лизации. Следует подчеркнуть, что все процессы, за ис­ключением абразии, имеют унаследованный характер, оп­ределяемый взаимодействием естественных и техногенных условий и факторов, среди которых вновь созданные водо­емы являются главными. С другой стороны, все эти про­цессы, включая и абразfПO, в настоящее время не только не затухают, а, наоборот, увеличиваются как по размерам, так и по темпам развития. Существенное влияние на динамику процессов оказывают техногенные колебания уровней во-

105

106

1 / 1 1 1 .- 1 2

0 з 1�1 4 I Gзl 5 � 6 C!J 7 � 8 0 9

доемоВ, особенно залповые сбросы воды. Несоответствие проектнЫХ и фактических уровней водохранилищ обус­

ловливает интенсивное протекание процессов и приводит к

значительным потерям земель. Карст. На берегах Братского и Усть-Илимского водо­

хранилищ продолжает активно развиваться карстовый про­цесс. В результате на больших территориях, особенно в поле развития сульфатных отложений южного Приангарья, широко проявились деформации - провалы, просадки, рвы и т.п. , отмечены нарушения зданий ,и сооружений, отдельные участки стали непригодны даже для агропро­мьШIЛенного использования. Свежие воронки и колодцы имеют глубину до 38 м, а объемы некоторых провалов достигают 7000 мЗ• Активизация процесса носит скачкооб­разный характер, что определяется уровенным режимом водоема.

Интенсивность вьnцелачивания карстующихся пород определяется гидродинамической зональностью и парамет­рами фильтрации. Как показали результаты лабораторных экспериментов, проведенных В.М. Филипповым [ 1988] , скорость выщелачивания гипсов на 2-3 порядка выше, чем доломитов; в то же время она снижается при вер-­тикальной фильтрации вниз по разрезу. По сравнению с зоной аэрации скорость выщелачивания в зоне переменно:­го водонасыщения ниже в 3,4-7,7 раз, а в зоне полного насьnцения - в 12,5 раз. В карбонатных породах в силу меньшей растворимости она возрастает по мере увеличения продолжительности контакта растворителя с породой и в зоне переменного насьnцения больше, чем в зоне аэрации в среднем для доломитов в 1 ,9 раза, для известняков - в 1,2-1 ,3 раза.

Рис. 2.3. 1. Схема развития те:хногенных процессов в зоне влияния Ангарских водохранилищ.

1 - размывы берега шириной более 100 м; 2 - размывы берега шири­ной менее 100 м (по Г.И. Овчинникову); 3 - активизированные оползни; 4 - активизация карбонатного карста; 5 - активизация гипсового карста; 6 - площади активизации линейной эрозии; 7 - свежие суффозионные

воронки; 8 - участки подтопления; 9 - участки засоления грунтов.

107

Активность карстовых процессов не затухает, а имеет тенденцию к площадному распространению как за счет приращения ширины зоны активизации, так и посредством вовлечения в провалообразование новых участков. Ширина этой зоны для сульфатного карста (р-н Хадахана-Мель­хитуя) составляет 4-6 км, карбонатного (Илимская аква­тория Усть-Илимского водохранилища) - 0,5-1 ,0 км. Наибольшая интенсивность провалообразования, в среднем 5-9 и 3-5 провала в год на 1 км2, установлена в приурезовой полосе шириной соответственно 1 ,0 и 0,3-0,5 км. В то же время в период наполнения Братского водо­хранилища в районах гипсового карста в семисотметровой прибрежной зоне за счет резкого изменения гидрогео­логических условий, обводнения зоны аэрации формирова­лось до 200 провалов диаметром от 2 до 10 м. В последние годы активизация процесса обусловлена колебанием уровня подземных вод, вызванного изменениями уровня водохра­нилища. Особенно опасно в этом отношении резкое па­дение уровня, вызывающее повышение градиента скорости подземных вод.

Отмечаются признаки активизации и карбонатного карста, однако интенсивность его развития значительно слабее, а ширина зоны распространения меньше.

В целом, в прибрежной зоне водохранилищ к середине 1997 г. за счет интенсивного проявления карстового про­цесса оказались потерянными более 550 га земель, большая часть которых приходится на Нукутский и Осинский рай­оны области. Если в дальнейшем на Братском водо­хранилище будут продолжаться резкие колебания уровня со значительными величинами перепада, то в ближайшие десять лет будет потеряно еще такое же количество земель.

Оползни. Активизация оползней изучается на побе­режьях водохранилищ с 1962 г. на специально оборудован­ных стационарных площадках. Наблюдения показали, что этот процесс происходит с разной степенью интенсивности и часто определяется YPOBeHHЬ� pe�OM водохранилищ. Наибольшая активизация характерна для деформаций, свя-

108

занных с терригенными осадками ийской свиты ордовика

(окинская акватория Братского водохранилища) , гипс­анГИДРИТОВЫМИ породами кембрия, глинистыми разностя­ми верхнего ордовика (Ангарская акватория Братского водохранилища) и глинистыми осадками силура (У сть­Илимское водохранилище) . Развитие оползневого процесса характеризуется дальнейшим ростом рвов, трещин, разра­станием суффозионных воронок, приуроченных к межбло­KoBым пространствам, образованием вторичных оползне­вых ступенек на стенках срыва. Как показали результаты моделирования напряженного состояния ряда оползневых склонов, вьmолненного методом конечных элементов, имен­но трещинные зоны и межблоковые пространства, запол­HeHHыe рыхлым материалом, - наиболее ослабленные места горных массивов [Проблемы охраны . . . , 1993] .

Развитие многих ранее существовавших оползней плас­тического течения блокового типа (Зырянка, Монастырс­КИЙ, Казачий, Середкино, Бадарма и др. ) происходит в результате продолжающегося разупрочнения глинистых по­род, ускоренного обводнением бывших зон аэрации и приуроченных к ним плоскостей скольжения. Эго проявля­ется, как уже указывалось ранее, в изменении отдельных параметров оползневого рельефа. При эт.ом фактически нигде не фиксируется резкое смещение отдельных ополз­невых ступеней. При моделировании таких оползней не получено также эффекта катастрофически быстрого пере­мещения блоков [Проблемы охраны . . . , 1993] . Сдвиговые оползни развиваются как на ранее деформированных, так и на ненарушенных склонах (Ершовский, Имбейский, Барсунский и др. ) . Они приурочены к участкам развития терригенных и красноцветных пород. Деформация склонов начинается с возникновения циркообразной трещины, от­деляющей часть склона от коренных массивов. Смещение происходит на круглоцилиндрической поверхности и со­провождается разрывом сплошности глинистых пород. Формируются типичные амфитеатры с лестницами ополз­невых ступеней, запрокинугых под склон. Максимальные

109

значения мгновенных смещений составляют первые де­сятки метров.

Динамика оползневого процесса в определенной мере зависит от уровенного режима водохранилищ, что особен­но свойственно Братскому водоему (рис. 2.3 .2) . Отмечено, что, 1981-1982 и 1990 гг. характеризуются низкими уров­НЯМИ, для этих же периодов зафиксировано снижение оползневой деятельности.

Итак, в целом пораженность Ангарских водохранилищ оползневыми деформациями невелика. Пока они еще не оказывают серьезного воздействия на объекты народного хозяйства.

Все оползни (по классификации, предложенной Гид­ропроектом) отнесены к категориям ПОВЬШIенной и уме­ренной опасности с медленным стабильным характером движения. На рис. 2 .3 .3 приведена характеристика видов опасности активизации оползневых процессов на берегах Ангарских водохранилищ. Активизация этих оползней уг­рожает лишь ценным земельным угодьям и водоохранным лесным зонам.

Овражная эрозия. В процессах активизации овражной эрозии водохранилища играют двоякую роль. С одной стороны, при подъеме воды затапливаются низкие выполо­женные (террасированные) участки, уровень водоемов со­прягается с относительно кругыми уступами высоких тер­рас и нетеррасированных склонов. При снижении уровней водохранилищ у существующих оврагов происходит под­вешивание их устий, что, В свою очередь, обусловливает усиление пятящейся глубинной эрозии и увеличение ки­нетической энергии склоновых потоков. Овраги начинают активно расти. В степном Приангарье (Осинский залив Братского водохранилища) скорости их роста увеличивают­ся в 2,5 раза и местами вершины оврагов интенсивно врезаются в приводораздельные выровненные поверхности, занятые агропромьmщенными земляМJL" Ежегодный при­рост эрозионных форм здесь составляет 1 ,2-2,8 м. С другой стороны, создание водохранилищ привело к уве­личению темпов освоения побережий - уничтожается

1 10

..... .....

::i: Jj § со о:; :I: со о а. >. :s: ""

!i; ::i: f-О

404

402

400

398

396

394

392

390

388

386 1"-со о)

о) .,... (") 10 1"- о) .,... (") 10 1"- о) ,.... со 1"- 1"- 1"- 1"- 1"- 00 00 00 00 00 о) о) о) о) о) о) о) о) о) о) о) о) о)

1 [] 1 1 Ш 2 [j] 3 Рис. 2.3.2. Уровенный режим и акгивизация оползней на Братском водохранилище.

Уровень воды: 1 - максимальный; 2 - минимальный; 3 - оползневые смещения .

4

::i: Ii :s: :I:

3 ф 3" ф ::i: u ф Jj

2 со ф :I: м

а r:

О

о (") о) о) Годы

� 1

� 2

[2] 3

[SJ 4

Ш 5

[Q] 6

EJ 7

1 12

почвенно-растительный покров, интенсивно вырубаются леса, прокладываются новые дороги. Практически сплош­ное сведение леса на приводораздельных пространствах Братского и У сть-Илимского водохранилища вызвало ак­Tивизaцию процессов линейной эрозии. Свежие эрози-0HHыe формы, развивающиеся на местах временных лесо­возных дорог, достигают здесь длины 450-500 м при глубине до 2 м [Тржцинский и др. , 1997] .

Создание водохранилищ активизировало процессы вы­ветривания. Хотя сроки существования Ангарских водо­хранилищ и невелики, однако за этот период они способ­ствовали формированию техногенных выветрелых зон, ко­торые по условиям образования можно подразделить на две группы - формирующиеся при прямом взаимодейст­вии человека (например, при вскрытии котлованов) и при косвенном воздействии, приводящем к изменениям гидро­логических, гидрогеологических и прочих условий. Так, в первые годы существования котлованов, вскрывших аргил­литы и алевролиты в основаниях плотин Братской и Иркут­ской ГЭС, скорость их вьmетривания возросла соответствен­но до 1,6 и 1 ,5 м/год. Образование дисперсной (глинистой) подзоны завершается практически за три года. Колебания уровня подземных вод, вызванные изменением уровней водо­емов, привели в течение 25 лет к образованию в зоне переменноro воДонасыщения слоя вьmетрелых дисперсных пород мощностью до 2 м (угленосно-терригенная формация) .

На побережьях ЕGдохранилищ активизировался суф­фозионный процесс. На отдельных участках побережья суф­фозия проявляется и в чистом виде. Наиболее интересен в

Рис. 2.3.3. Схема распространения оползней на берегах Ангарс-ких водохранилищ и оценка степени риска их активности.

1 - оползни в коренных породах (активизация не отмечена); 2 - ополз­ни в коренных породах с признаками активизации; 3 - оползни, возник­шие на ранее недеформированных склонах; 4 - свежие оползни в рых­лых отложениях; 5 - реальная опасность быстрого смещения берега, в том числе с вероятностыо разрушения отдельных сооружений; 6 - уме­ренная опасность (небольшая вероятность разрушения отдельных соору-

жений); 7 - стационары по изучению динамики оползней и их номер.

1 1 3

этом оrnошении участок Aнrapo-Вихоревского водораздела

(прmmотинное левобережье Братского водохранилшца) , где

в результате заполнения водоема изменилось направление

потока подземных вод [Проблемы охраны . . . , 1993] , что обус­ловило возникновение на поверхностях террас р. Вихоревки суффозионных провалов. Подобная группа суффозионных форм появилась и на левобережье Окинской акватории водохраниmnца в районе Большеокинского сужения.

На берегах У сть-Илимского водохранилища заметно усилились скально-обвальные явления. Создание водохра­нилищ, в ПРИНЦJПIе, никак не отразилось на динамике курумов. На отдельных участках лесостепного Приангарья произошло вторичное засоление грунтов.

Таким образом, как следует из всего изложенного, создание огромных водоемов существенно осложняет об­щую экологическую обстановку. Потери земельных угодий за счет размыва и проявления техногенных процессов, вырубка лесов, подтопление территорий, отсутствие кри­териев установления водоохранных зон - все это приводит к изменениям, часто негативным, не только геологической среды, но и природы в целом.

2.4. Эволюция берегов вод охранШIИЩ в у словиях д линнопериод ных колебаний

у ровня вод ы

Формирование берегов водохранилищ начинается уже в период их наполнения. В зависимости от параметров и строения котловины создаваемого водоема, величины при­тока и глубины регулирования речного стока, на крупных водохранилmцах этот период может растянуться на не­сколько лет. Например, Цимлянское и Саратовское водо­хранилища были заполнены за 1 год; Камское, Волгоград­ское и Киевское - за 2 полных года; Горьковское, Но­восибирское и Иркутское - за 3 года; Красноярское - за 4 года; Братское - за 6 лет; Рыбинское - за 9 лет [Кадастр водохранилищ СССР, 1971 ] . Впоследствии, уже

1 14

при нормальной эксплуатации гидроузла, берега искусст­венных водоемов развиваются в условиях длиннопериодных колебаний уровня воды. На водохранилищах, осуществля -ющих: сезонное реryлиpование стока, период таких · коле­баний - месяцы, а при многолетнем реryлиpовании - годы.

СЛ. Вендров [1953; 1955; 1957] одним из первых обратил внимание на влияние колебаний уровня воды в водохранилищах на характер развития их берегов. В после­дУЮщие годы характер этого влияния изучался многими исследователями [Варазашвили, 1972; Гидрометеорологи­ческий режим . . . , 1975; 1976; 1978; 1979; Иконников, 1972; Качугин, 1959; 1961 ; 1975; Кусковский, 1996; Кусковский и др . , 1974; Минервина, Хоситашвили, 1974; Печеркин, 1969; Печеркин и др. , 1980; Динамика берегов . . . , 1976; Рагозин, 1981 ; Финаров, 1974; 1982; Формирование берегов . . . , 1969; 1988; Широков, 1974] . С разной степенью детальности, зачастую высокой, в упомянутых работах описаны геолого­геоморфологические условия развития берегов и особен­ности их эволюции на разных водохранилищах. Однако в подавляющем большинстве случаев отдельные, собыгия эво­люционного процесса никак не привязаны к волновому режиму. Исключение составляют лишь работы В.В. Кузне­цова [ 1976] , И.С. Сергеенкова и А.Ш. Хабидова [1981 ] , но и они сделали лишь первые шаги к пониманию взаимосвя­зeй между тенденциями развития берегов водохранилищ, длиннопериоднь� колебаниями уровня водоемов и вол­HOBЬ� нагрузками на их берега. В этой связи количест­венное сопоставление событий эволюции берега на раз­личных водохранилищах весьма затруднительно, хотя об­щие закономерности прослеживаются легко.

Общие закономерности эволюции берегов водохранилищ

В типичной ситуации затопления сложенного размыва­eмь� породами берегового склона с крутизной более 2-4 о работа волн направляется на выработку в склоне профиля, форма и размеры которого удовлетворяют ус-

115

Н, м .....................

i .. •·•• .. ··Т·· .... \ З-й ГОД

1 0

5 � \ �-и го . .... . \ -...4 1 -й ГОД .

2 \-t't . .... � Начальный уровень

.. - .::.....

��

....,..':':':.:- .... ' . .•..•.... � ...•.•.• �'" I I I I I I I I I

о

- 5

- 1 0

- 1 5 20 40 60 80 1 00 1 20 140 1 60 1 80 L; м

Рис. 2.4. 1. Формирование профиля береговой зоны Новосибирско­го водохранилища в период наполнения водоема.

1 - начальный профиль; 2 - первый год наполнения; 3 - второй год; 4 - третий год, наполнение до отметки НПУ.

ловиям некоторого равновесия с действующими силами. Однако в результате. изменения положения уровня воды происходит перераспределение потока поступающей к бе­регу волновой энергии по вертикали. Если при этом в ходе первоначального наполнения водоема скорость ПОВЬШIения уровня воды в нем преВЬШIает скорость установления равновесия, то формируемые на промежуточных этапах формы рельефа имеют в значительной мере эфемерный характер. Проявляется и остается неизменной лишь общая тенденция к уполаживанию склона за счет постепенного отступания берегового уступа и переноса рыхлых продуктов разрушения берега к подножью подводного склона, где образуется прислоненная аккумулятивная терраса. Подоб­ные явления подтверждаются наблюдениями на Ново­сибирском водохранилище (рис. 2.4. 1 ) .

в обратном случае, при медленном наполнении водо­ема, на каждом гипсом�трическом уровне профиль берего­вой зоны успевает сформироваться и в большей или меньшей степени ПРl;lспособиться к меняющимся усло­виям. В результате ко времени достижения НПУ ак­TивHocTь абразионных процессов должна бьтгь сравнитель-

116

НО невысока. Например, на Рыбинском водохранилище [Кадастр водохранилищ . . . , 1971] после 9 лет заполнения протяженность размываемых берегов не превышала 8,5 % его периметра, тогда как на однотипных с ним равнинных водохранилищах со сроками наполнения 2-3 года аб­разией бьmо охвачено от 30-35 до 50-55 % берегов (Волгоградское, Горьковское, Куйбышевское, Воткинское, Каховское, Камское и др. ) . На Цимлянском водохра­нилище (срок заполнения 1 год) эта величина достигла 65 %.

На затопляемых склонах котловин водохранилищ на дневную поверхность выходят и подвергаются разрушению горные породы с различной устойчивостью к волновым нагрузкам. Характер влияния прочностных свойств этих пород на ход береговых процессов отражают материалы исследований, проведенные на Братском водохранилище в период его наполнения [Пуляевский, 1970] . Изменение уклонов дна в верхней части подводного берегового склона на Братском водохранилище за безледоставный период только одного года составляло: для лессовидных супесей -с 8°30' до 6°00' ; для чистых песков - с 8°00' до 4°20' ; для песков со значительной примесью гравия и гальки - с 1 1 °40' до 6°50' ; для аргиллитов, алевролитов и песчаников разного возраста - с 1 1-17° до 7°-13°40' . Очевидно, что прочностные свойства разрушаемых пород не влияют на сущность процессов приспособления рельефа прибрежной зоны к меняющимся условиям, но в определенной мере контролируют их интенсивность.

Некоторые нарушения в естественный ход развития берегов водохранилищ под действием волн может вносить деятельность неволновых процессов, в первую очередь склоновых. В числе последних заметную роль играют оползневые явления, вызванные обводнением склонов ис­кусственных водоемов при их наполнении [Варазашвили, 1972; Качугин, 1975; Кусковский, 1996; Кусковский и др. , 1974; Печеркин, 1969; Печеркин и др. , 1980; Рагозин, 198 1 ; Финаров, 1974; Формирование берегов . . . , 1988] . Линейные

1 17

масштабы оползней могут бьпь значительными, по при­чине чего некоторые из упомянутых исследователей пола­гают роль волнения в развитии оползневых берегов водо­хранилищ подчиненной. Эго, по нашему глубокому убеж­дению, далеко не так. Даже в тех случаях, когда геологиче­ское строение берега благоприятствует обводнению скло­нов и оползни возникают, на открьпых побережьях работа ветровых волн все равно остается ключевым фактором формирования рельефа береговой зоны. Работа волн явля­eTcя основным механизмом удаления поступающих к урезу масс рыхлого материала, благодаря чему, собственно, опол­зневая активность не затухает или затухает медленно.

Отличным образом происходит развитие берегов водо­хранилищ при затоплении полого наклоненнь� склонов с крутизной менее 2-40. Примеры такого рода можно найти в монографиях серии «Гидрометеорологический режим . . . » [ 1975; 1976; 1978] , в «Кадастре водохранилищ . . . » [1971] и других публикациях. Обычно полого наклоненные склоны не размываются волнами, а формируемые берега остаются нейтральными, реже они получают аккумулятивное раз­витие. Правда, и в этих случаях характер процесса может быстро измениться. Такое отмечалось при затоплении ко­ротких или средней длины склонов, содержащих элементы рельефа с углом откоса выше угла наклона профиля динамического равновесия при характерных для данного водоема условиях развития ветрового волнения. Оче­видно, что по достижении урезом воды подобного эле­мента склон начнет разрушаться волнами, и тогда его эволюция пойдет описанными выше путями, точнее , одним их них.

Хорошо известно, что и после наполнения водохра­нилищ становление рельефа береговой зоны продолжается, переходя в качественно новую фазу. Мы склонны считать, что наиболее исчерпывающую

· характеристику этому пе­

риоду дает термин стадия «юности» . Ее наиболее яркая и важная черта - максимальное распространение абразии. Подобное явление имеет место на всех водоемах. При этом

1 1 8

масштаб распространения абразии в значительной мере контролируется унаследованными особенностями эволю­ции берегов. Например, за 15 лет после создания Ры­бинского водохранилища протяженность размьmаемых бе­регов в его пределах увеличилась лишь на 0,7 % [Кадастр водохранилищ . . . , 1971] . На КуйБЬШIевском водохранилище за тот же срок она возросла на 26 % [Финаров, 1974] .

Следующей, присущей большинству современных во­дохранилищ рассматриваемого типа , стадией развития их берегов является стадия «зрелости» . Несмотря на извест­ную условность такого деления [Морская геоморфология . . . , 1980] , оно все-таки достаточно объективно отражает про­исходящие в береговой зоне изменения. для этой стадии характерно: ( 1 ) общее замедление темпа переработки бере­гов водоемов, (2) многовариантность соотношения про­дольного и поперечного переноса рыхлого материала при возрастании удельной доли вдольберегового перемещения наносов в общем комплексе литодинамических процессов и (3) большее, по сравнению с предшествующими ста­диями, разнообразие элементарных аккумулятивных форм рельефа береговой зоны, образование слоЖных и полиге­нетических форм рельефа [Хабидов и др. , 1999] .

Уже на стадии «юностИ» В развитии берегов водо­хранилищ появляется новый фактор - понижение уровня воды. Отчетливое представление о характере реакции бере­говой зоны на действие этого фактора дает рис. 2.4.2. В целом же, при понижении уровня воды процессы абразии на ранее разрушаемых берегах прекращаются, а на аккуму­лятивных происходит перестройка профиля подводного берегового склона и перемещение донных наносов на более высокие гипсометрические уровни [Хабидов и др. , 1999] . Довольно часто это приводит к образованию берего­вых аккумулятивных форм, большинство из которых имеет эфемерный характер и впоследствии, при ПОВЬШIении уровня воды, разрушается. Крупные аккумулятивные фор­мыI' возникшие при нормальном подпорном уровне и питающиеся преимущественно продуктами абразии берега,

119

Н, м 1 0

5

о

- 5

- 1 0

- 1 5

-20

\

\ 50 I

.......... ....... ....

...

1 00 1�0 290 L, м I

Начальныи уровень :--..... После 1 00 сут 2 ··· ... � . ......

� '"

Рис. 2.4.2. Реакция береговой зоны на понижение уровня во­ДЫ. Новосибирское водохранилище.

1 - начальный профиль; 2 - профилъ, сформировавшийся после 100 дней понижения уровня.

Средняя скорость понижения уровня - 0,01 м/сут, продолжительность по­нижения уровня - 100 сут, общая продолжительность штормов за пери­од - 27 сут, минимальная, средняя и максимальная высоты волны (Hsig)

во время штормов - 0,5, 1 ,1 и 1,9 м соответственно.

в период понижения уровня воды начинают испьпывать дефицит наносов и подвергаются размыву.

Судя по наблюдениям на Новосибирском водохра­нишпце [Хабидов и др. , 1999] , понижение уровня воды способствует проrpессирующему снижению содержания мо­бильных фракций наносов в прибрежной зоне (рис. 2.4.3) в результате селекции и изъятия части рыхлого материала на построение береговых аккумулятивных форм. Эго яв­ление имеет важные последствия. Во-первых, не всегда и не все Еозникшие при понижении уровня береговые акку­мулятивные формы затем разрушаются. В сохранившихся формах подвижный материал консервируется на длитель­ные сроки, в результате чего его запасы постепенно исто­щаются. Эго может стать причиной поддержания абразии берегов водоема в будушем. Во-вторых, на побережьях, где мобильные фракции являются примесью к более крупно­зернистому материалу, их удаление сопровождается возра­станием крутизны подводного берегового склона. Позднее,

120

о 80

r.s: о :с ..о

� � 60 \0 0

_1 .•....•.... � .... _.

--::" .. 2 � .... ...... о -=: $ $ 40 ф ;:J' $ ><

:с !о !О о.

а.-& 20 ф � () о

-2 =: �- -4

-6

�"" � ".

"\.. �

20 40 60 80 1 00 ! 120 L м � т - I I I I

-........ " б

'$ 80 О :с 1 ..о r:; J5 � 60 о -=: $ $ ф ;:J' 40 $ >< :с !о !О о.

...... '" 2' ........ �

_ .... � . ........ � '" ...... а.-& 20 Q)

� � .....

- � ()

о

=: -2 40 80 120 160 200 L м

� I 1 -: I

:ж: -4

-6 -..... "

Рис. 2.4.3. Формирование дефицита мобильных фракций наносов 0,10-0,25 мм и 0,25-0,50 мм при понижении уровня Новосибирс­

кого водохранилища со скоростью 0,02 м/суг. а - подводный береговой склон с валами; б - ровный подводный берего­

вой склон. 1 - 1-й день; 2 - 50-й день. Общая продолжительность штормов - 14 сут, минимальная, средняя и мак­симальная величина Hsig во время штормов - 0,3, 0 ,9 и 1 ,6 м соответст­

венно.

121

при последующем ПОВЬШIении уровня воды и его длитель­ной стабилизации на отметках НПУ, активность береговых процессов возрастает.

Реакция береговой зоны водохранилищ на волновые нагрузки

В проведенном анализе результатов воздействия коле­баний уровня воды на формирование берегов нормального развития крупных водохранилищ обращает на себя вни­мание зависимость характера береговых процессов от ско­рости изменения положения уровня. Она, бесспорно, спра­ведлива не только для периода первоначального напол­HeHия любого водоема, но также и для фаз ПОВЬШIения и понижения его уровня в период нормальной эксплуатации. Если, для простоты, пренебречь деятельностью склоновых процессов, то роль колебаний уровня воды при этом сводится к перераспре:делению потока волновой энергии по профилю прибрежной зоны [Кузнецов, 1 976; Сергеен­ков, Хабидов, 1981 ] . Следовательно, должна существовать тесная связь между показателями развития берегов, собст­венными характеристиками ветрового волнения и скоро­стью изменения положения уровня воды в водохранилище.

для ответа на этот вопрос в 1991-1 997 п. на Но­восибирском водохранилище была проведена серия спе­циальных наблюдений за развитием песчаных берегов во­доема под действием волн в условиях длиннопериодных колебаний уровня воды. Наблюдения включали в себя измерения положения невозмущенного уровня воды в ре­альном режиме времени на специально оборудованных постах, регистрацию параметров ветровых волн, а также промерные работы и топографические съемки. Всего за период наблюдений при колебаниях уровня воды зафик­сировано СВЬШIе 200 собьпий размыва пляжа и аккуму­ляции наносов в прибрежной зоне, вызванных деятельно­стью волн высотой до .1 ,8 м (рис. 2.4.4) .

Как видно из рисунка, ПОВЬШIению уровня воды в водохранилище (область положительных значений d Н / d Т)

122

dYldT, М /СУ1

...-.,.-".б--6---""'n--..-----. О,4

I----lr-*./)-�-''h_--__I 0,3

4

-0,06 -0,04 dH IdT, м /сут

Кривая Hsjg' м 4 5 б 7

0,50 0,70 1 ,20 1 ,80

Кривая 1 2 3

0,50 0,90 1,20

dНldT, м 'сут

0,2 0,3

-0,2 1-----I��r=_--iI�-W'II____=_r

-0,3 I-----II----"�t__--L..-=...

-0,4 I-----II----t-"-��___i

-0,5 L..-___ "--___ -'-___ -'/ dYldT, м /сут

Рис. 2.4.4. Изменение положения береговой линии во время штор­мов при колебаниях уровня Новосибирского водохранилища.

во всех случаях соответствует размыв ПЛJDКа (область от­рицательных значений d У / d Т) , причем его интенсивность растет одновременно с увеличением высоты действующих волн (Hsig) . При понижении уровня воды (область по-

ложительных значений d Н / d Т) наблюдается обратная кар­тина.

Показательно, что фактическое расширение ПЛJDКей (область положительных значений d У / d Т) при усилении штормовой активности (увеличение Hsig с 0,5 до 0,7 м)

опережает «пассивный» прирост их ширины. На наш взгляд,

123

это свидетельствует об участии в формировании пляжей наносов, подаваемых к берегу со дна, и наглядно де­монстрирует роль этого механизма в морфодинамике бере­гов водохранилищ.

* *

*

Длиннопериодные колебания уровня водохранилищ влияют на эволюцию берегов водоемов этого типа опосре­дованио - путем перераспределения потока волновой энер­гии по профилю подводного берегового склона. Геоморфо­логические последствия колебаний уровня обусловлены природными условиями котловин водохранилищ, скоро­стью изменения положения уровня воды и собственными характеристиками ветрового волнения. В общем случае, повышение уровня воды сопровождается размывом бере­гов, а понижение - аккумуляцией наносов в прибрежной зоне, хотя это правило может не соблюдаться, если, на­пример, затоплению подвергаются пологие длинные скло­ны. Другим примером таких отклонений могут стать круп­Hыe аккумулятивные формы, возникшие при нормальном подпорном уровне и питающиеся преимущественно рых­лыми продуктами разрушения берега. В период понижения уровня воды такие формы начинают испытьmать дефицит наносов и подвергаются размьmу.

2. 5. Некоторые закономерности развития береговой зоны Ангарских вод охранилищ

Ангарские водохранилища имеют ряд особенностей, объединяющих их между собой в одну группу. Наиболее общей особенностью является характер рельефа прилегаю­щей территории, эрозионная расчлененность поверхности Среднесибирского плоскогорья долинами крупных рек и их многочисленных притоков, что обусловило сильную изре­занность береговой линии. Наряду с горизонтальной рас­члененностью для рельефа плоскогорья характерен значи-

124

тельный эрозионный врез долин рек, определивший расп­ространение высоких и преимущественно крутых склонов. Большая крутизна склонов создала благоприятные условия для развития абразионно-ак:кумулятивных процессов. Их интенсивность велика. Максимальная ширина размыва за период эксплуатации водохранилиш достигла 200 м. В зону размыва попали ряд поселков, садоводческие кооперативы, сельскохозяйственные угодья и лесные массивы.

Значительное влияние на развитие абразии оказывает уровенный режим водоемов. Его влияние проявляется че­рез амплитуду колебания, скорость подъема и снижения, продолжительность стояния на определенных отметках и Т.д. Отличительная его особенность в том, что максималь­ные отметки в годовом ходе отмечаются в осеннее время. Амплитуда сезонного колебания уровня воды Иркутского водохранилища достигает 3 м, а суммарная, включающая в себя сезонную и многолетнюю, составляет 4,6 м. Следует отметить, что отметок НПУ уровень воды достигал лишь в начальный период эксплуатации, в остальное же время бьш ниже их на 0,14- 1 ,4 м (рис. 2.5 . 1 ) .

За время эксплуатации водохранилища в режиме коле­бания уровня воды выделяются четыре цикла, отлича­ющиеся друг от друга высотными отметками и амплитудой колебания. Первый цикл охватывает период 1962- 1964 ГГ. , второй - 1965-1976 ОГГ. , третий - 1977- 1982 ГГ., четвер­тый - 1983- 1996 гг. За период эксплуатации водохра­нилиша повторяемость уровней воды на высоких отметках (456,0-456,6 м) составила немногим более 1 1 %. в 57 % случаев уровень воды находился на отметках 455-456 м. На самых низких отметках (452,5-454,0 м) повторяемость не превышала 4 %. в период открытой воды эти величины соответственно равны 21 , 62 и около 2 %.

Режим эксплуатации Братского водохранилища - более сложный (см. рис. 2.5 . 1 ) . В годовом режиме максимальные отметки отмечаются в осеннее время. При продолжитель­ном стоянии уровня на высоких отметках в период мак­симальных штормов размываются большие объемы горной

125

457.0

456 .0

455.0

454. 0

::! 453.0

]j 452.0 1:{ о !D 401 .0

н �.� .r I� f

� � � Иркутское водохранилище

IIJI А r 11 11 1 D: 399.0 :I: 1 1/ 1 n 1\ !D 397.0 о

Q. 395.0 >.

ro 393.0 "" f- 391 .0 Q)

,},/ il

Братское водохранилище 1 1 1 1 1 1 I 1 1 1

� 297. 0 О

296.0 Усть-Илимское водохранилище

295.0

294. 0

293.0

292.0 __ N"

<о Q) N f'.. Q)

1 fI 11

�,III � -

Годы

IJ

N сх) Q)

I lf �

11 11 1/

f'.. сх) Q)

J �' JV �

1 I , 11/ i/ 1'>'

�,i� '.

РОЛ

�МOO\�

N Q) Q) <о Q) Q)

Рис. 2.5. 1. Колебание уровня воды Ангарских водохранилищ за период их эксплуатации.

породы на береговых склонах или осушенных отмелях. Минимальные отметки уровня воды зафиксированы в ап­реле. В весенне-летний период при низких отметках уров­ня размыву подверга�тся аккумулятивная часть отмели, сформировавшаяся в осенний период предыдущего года

Отметок НПУ или близких к нему уровень достигает не каждый год. За прошедший период на этих отметках он

126

находился в течение 14 лет из 30. Повторяемость их мала и составляет немногим более 20 %, в период открытой воды - около 28 %. в многолетнем ходе уровня воды в водохранилmце выделяется ряд циклов, характеризующих­ся положением уровня на определенных отметках и раз­личной амплитудой его колебания. Первый цикл харак­теризуется высоким положением уровня воды (в пределах НПУ) и охватывает следующие периоды: 1967- 1968 гг. , 1971- 1974 ГГ. , 1984-1989 ГГ. , 1994- 1995 ГГ. Амплитуда колебания уровня внутри цикла относительно минималь­ной и максимальной отметок изменялась от 1 ,2 м ( 1989 г. ) до 4 м (1971 г. ) . Относительно уровня НПУ эта величина изменяется от 2,1 до 4,3 м. Второй цикл определяется низкими уровнями воды и включает в себя 1969- 1970 и 1990-1993 гг. Максимальная отметка уровня воды на­ходилась ниже НПУ на 1 м (1991 г. ) , а минимальная - на 7,2 м ( 1990 г. ) . Третий цикл ( 1975- 1982 ГГ.; 1996 г.) характеризуется понижением уровня воды в водоеме. В многолетнем ходе уровня воды максимальная амплитуда его колебания составила 9,7 м ( 1982 г. ) , а минимальная -1 ,2 м ( 1983 г. ) . В годовом ходе амплитуда колебания относительно минимальных и максимальных отметок при постоянном понижении уровня изменялась от 1 ,3 м ( 1976 г. ) до 4 м ( 1980 г. ) .

Усть-Илимское ВОДQхранилище по режиму эксплуатации значительно отличается от предыдущих. За время его существования в режиме уровней выделяется три цикла. Первый охватьmает 1977-1983 ГГ. (см. рис. 2.5 . 1 ) . В годо­вом ходе отмечаются две фазы высокого положения уровня воды и две - низкого. Максимально высокие уровни фиксировались в конце мая - начале июня. Второй, менее высокий пик наблюдалея в ноябре-декабре. Низкие от­метки приурочены к весеннему и летне-осеннему пе­риодам. Амплитуда колебания уровня воды изменялась от 1,0 до 3,8 м. Подобный ход уровня воды в водохранилище определил весьма малую волновую нагрузку на береговые склоны в пределах отметок НПУ. Гидродинамические ус­ловия складьmались таким образом, что в течение наиболее

127

штормового периода уровень постепенно снижался. Второй цикл охватывает 1984-1988 гг. Снижение уровня воды происходило в основном в весенний период. В остальное время он находился на отметках, превышающих НПУ на 0,3-0,7 м. Aмrmитуда колебания его за этот период соста­вила немногим более 2 м. Третий цикл ( 1989-1996 гг. ) характеризуется незначительным по амплитуде ( 1 ,5 м) коле­банием уровня воды в водохранилище. Максимальные его значения достигали НПУ, однако продолжигельность сто­яния уровня на этих отметках не превышала 10-15 дней.

Энергия волнения - один из основных факторов в развитии береговой зоны - имеет существенные различия по водохранилищам. На Иркутском, по основной аква­тории, она изменяется от 10-30 до 120 тыс. т ' м; на Братском - от 50 до 900 и на У сть- Илимском - от 50 до 1200 тыс. Т ' М [Пуляевский и др. , 1976; Овчинников, 1997] .

В формировании береговой зоны Иркутского водохра­нилища принимают участие породы различного состава и возраста. В верхней части водохранилища берега на протя­жeHии 12 км сложены глубокометаморфизованными обра­зованиями докембрия. В нижней части водоема, по левому берегу основной акватории и в отдельных частях заливов по правому берегу, формирование береговой зоны идет в отложениях юры (80 км) . Здесь представлены алевролиты, аргиллиты, глины, угли, конгломераты и песчаники. Наи­более прочные при выветривании и размьmе - песчаники, менее прочные - крупнозернистые и гравелистые раз­новидности русловой фракции. Более низкими значениями прочности обладают алевролиты и аргиллиты.

На большом протяжении формирование берегов идет в рыхлых отложениях ( 187 км) , большей частью распростра­ненных по правому и на отдельных участках левого берега. Мощность рыхлых отложений в пределах береговой зоны изменяется от 1 до 20 м. При взаимодействии с водой лессовидных суглинков и супесей, слагающих береговые уступы, происходят процессы набухания, сопровождаю­щиеся раскисанием и «вытеканием» грунта на отмель.

128

Чаще всего это бьmает при оттаивании грунта в весеннее время. В результате в уступах образуются углубления в виде нЮII высотой до 2 м и глубиной в нижней части до 0,5- 1 ,0 м. После этого на задернованных склонах образу­ются нависающие дерново-почвенные карнизы.

Создание водохранилища вызьmает активное развитие абразионных процессС'в. Ими охвачена береговая линия на протяжении 140 КМ, что составляет около 5 1 % от ее общей длины. Площадь потерянных за счет размьmа земель за период эксплуатации (1962-1996 гг. ) - около 350 га. Максимальная ширина размьmа (более 150 м) приурочена к берегам, формирование которых идет в суглинистых отложениях. Исследования показьmают, что интенсивность абразионного процесса в суглинистых отложениях на водо­хранилище не снижается, а, наоборот, отмечается тен­денция к ее увеличению (рис. 2.5 .2) . Большое влияние на интенсивность абразионных процессов оказьmает коле­бание уровня воды. При низких уровнях в водоеме про­исходит «срезка» поверхности осушенных отмелей и соот­ветственно ее углубление. При повышении уровня воды до отметок НПУ резко усиливается абразия береговых скло­нов. Скорость абразии на некоторых участках достигает 3-10 м в год. Если в первые годы эксплуатации водо­хранилища размьmу подвергались склоны крутизной до 4 о, то в последние годы .. стали размьmаться пологие склоны крутизной менее 2 о [Ovchinnikov, 1996] . В процессе углуб­лeHия отмели и увеличения ее крутизны неразмьmаемыIe берега заливов вблизи основной акватории водохранилища, а также пологие береговые склоны на основной акватории водохранилища переходят в абразионные. Значительное влияние на этот процесс оказьmает и скорость подъема уровня после периодических сработок. При меньшей ско­рости увеличиваются волновые воздействия на поверхности береговых отмелей по вертикали.

Размьm берегов, сложенных песчаниками, алевроли­тами и углями юрского возраста, происходил в зоне вы­BeTpивaHия и интенсивной трещиноватости. На участках

129

....... <.J О

457 7

456 6 ::;; ::;; � 455 а!

5 ci' а! ]j :2

о::

� 454 (')

4 со а. о а. >-

� 453 !i5

]j ::х:: о 3 (')

со ::х:: ::;; о 452

:s: а. 2 :s:

:3 451

450 о о "-ф

(") со ф N ц') со ..- '<t "- "- "- со со со ф CI> CI> CI> CI> CI> CI> CI> CI> CI> Годы ..-

1 D 1 1 Ш 2 [i] з Рис. 2.5.2. Динамика берега на участке Ново-Разводная Иркутского водохранилища в зависимости

от колебания уровня воды. Уровень воды: 1 - максимальные отметки; 2 - минимальные; 3 - ширина размыва.

1 60

� 1 40 ::;; т 1 20 Jj � ::;; 1 00 ro -

а. � 80 .D 1-

g � 60 :%: \0 :%:

� 40 о:; ь 20 а. с О

/ ,

/ 11

• ...,..., � /' V

Л ИН ИЯ тренда

� � ....---

Годы

t!) сх) с>

сх) сх) с>

-

о о о N

Рис. 2.5.3. Изменение протяженности размываемых берегов Ир­кугского водохранилища за период эксплуатапИИ и прогноз до

2001 г.

интенсивного волнового воздействия абразия берега сос­тавляла в среднем 0,5 м в год. В сужениях среднегодовая величина размыва не превышала 0, 1 м. Максимальная ширина размыва на этих берегах доходила до 30 м. Разрушение берега происходит в форме обвалов и осьmеЙ. Берега обычно приглубые. Отмели абразионные, ширина их колеблется от 3 до 20 м.

Абразионные берега в большей своей части распрост­ранены в пределах основной акватории водохранилища. Динамика протяженности размываемых берегов в разные периоды эксплуатаI..I;ml водохранилища приведена на рис. 2.5 .3. Анализ кривой показывает, что значительное наращи­вание протяженности происходило в первые годы эксплуа­тaI..I;ml водохранилища (1962-1964 гг. ) . С 1964 по 1976 г. эти значения снизились по сравнению с предьщущим периодом, а в последние годь! шло равномерное их увеличение.

Водохранилище находится в стадии становления, в которой выделяется несколько последовательных фаз, ха-

1 3 1

рактеризующихся неравномерностью развития абразионно­аккумулятивного процесса, зависящего в основном от по­ложения уровня воды в водоеме. В первую очередь Bыд-­ляется фаза развития берегов в начальный период эксплу­атации (1962- 1964 гг.) . Развитие абразионных берегов приурочено к мысовидным уч�сткам, сложенным лессо­видными отложениями и юрскими образованиями. Размы­вы берегов происходили сравнительно равномерно по вре­мени. Следующая фаза (1965-1976 гг. ) характеризуется интенсивной абразионной деятельностью водохранилища. За этот период размьmу подвергались береговые склоны, главньiм образом по основной акватории. Величина размыI­вов изменялась от 10-20 м в юрских породах до 80 м в рыхлых отложениях. В последующей фазе ( 1978- 1981 гг. ) , в условиях постепенно опускающегося уровня воды, про­исходил размьm береговых отмелей и их углубление. Это создало весьма благоприятные условия для активизации абразии береговых склонов при НПУ или близких к нему уровнях.

Фаза формирования берегов за период 1983-1996 гг. имела высокий уровень воды. Углубление отмели в преды­дyrций период способствовало перераспределению энергии волнения. Значительная ее часть расходовалась на размьm береговых склонов. Увеличение уклонов отмели вызвало размыв более пологих береговых склонов. Интенсивность размыва берегов возросла. Скорость отступания бровки берега за год на некоторых участках достигала 3-12 м [Овчинников, 1997; Ovchinnikov et аl. , 1997] .

Исследования, проведенные в последние годы, поз­волили провести районирование береговой зоны по ин­TeHcивHocTи развития абразионного процесса (рис. 2 .5 .4) . Наибольшая протяженность приходится на абразионные берега с шириной размьmа до 10 м - 81 ,2 км; от 10 до 50 м - 44 км; от 50 м . и более - 15 км. Площади размьmа за период 1962-1996 гг. составили около 350 га, из них размьпо приусадебных участков 25 га, пашней 1 14 га и лесных угодий 210 га [Овчинников, 1997] .

132

§IН§ 1 1 I I 1 7

� 2 . . . . � 8

§ з §] 9

Е3] : ' . ' . � 4 1 Q Q 1 10

1 i i 1 5 1. • 1 1 1

1 [ [ 1 6 1 1 1 2

с

1 ю

Рис. 2.5.4. Карта районирования берегов Иркутского водохранили­ща по интенсивности развития абразионного процесса по состоя­

нию на 1996 г. (составил Г.И. Овчинников) . Геологическое строение: 1 - метаморфизованные породы докембрия; 2 -

породы юры; 3 - суглинки лессовидные; 4 - песчано-суглинисто-галеч­ные отложения.

Абразионные берега с lIШриной размыва: 5 - до 10 м; 6 - от 10 до 20 м; 7 - от 20 до 30 м; 8 - от 30 до 50 м; 9 - от 50 до 70 м; 1 О - от 70

до 100 м; 11 - более 100 м; 12 - неразмываемые берега.

133

На Братском водохранилище формирование береговой зоны большей частью идет в скальных и полускальных породах. На их долю из общей протяженности берегов в 6013 км приходится 3723 км (62 %) , из которых 1277 км (21 ,9 % ) - основная акватория и 2446 км (40,8 %) -заливы. В рыхлых отложениях развитие берега происходит на протяжении 2277 км (38 % ) , из которых на основную акваторию приходится 1 035 км (17,3 %) .

в результате многолетней эксплуатации водохранилища ширина размыва берега на некоторых участках, сложенных рыхлыми отложениями, достигла 140-200 м, скальными и полускальными - до 80 м.

За период эксплуатации водохранилища протяженность размываемых берегов составила 2056 км (34,2 %) (табл. 2. 5 . 1 ) . Приращение протяженности размываемых берегов в начальный период эксплуатации шло относительно равно­мерно, но с большой скоростью. В 1966 г . , когда уровень воды достиг эксплуатационных отметок, их протяженность составила около 700 КМ, а к 1975 г. увеличилась до 1300 КМ. С 1975 по 1983 г. увеличение абразионных берегов не происходило. Значительный прирост их начался с 1984 г . , в период высокого положения уровня воды.

Развитие берегов на Братском водохранилище нахо­дится в стадии становления, которая имеет несколько фаз

т а б л и ц а 2 .5 . 1

Протяженность абраЗИОIПlЫХ берегов по Братскому водохраннлишу (1967-1996 гг.)

Протяженность размываемых берегов, км

Участок водохранилища Левый берег Правый берег Сумма

Основная Заливы Основная Заливы

Ангарская акватория 375 263 579 287 1504

Окинские расширения 100 91 78 12 2 8 1 Окинский залив 52 57 109

Ийский залив 73 89 162 Сумма: 600 354 803 299 2056

134

в своем развитии. Фазы развития берега в большей степени определяются уровенным режимом водоема. Различаются: фаза начального формирования берегов при заполнении водохранилища, фаза интенсивной переработки при нор­мальной его эксплуатации на высоких отметках уровня и постепенного затухания размыва к концу полноводного цикла, когда начинает вы:рабатьmаться профиль динамиче­ского равновесия на определенный этап развития берега, и фаза динамики береговой зоны при постоянно опускаю­щемся уровне. В связи с этим при развитии берегов за период эксплуатации вьщеляется несколько фаз, охватьmа­ющих периоды с характерными циклами колебания уровня воды [Овчинников, 1997] .

По результатам исследований, проведенных на Брат­ском водохранилище за период его эксплуатации, произве­дено районирование береговой линии по интенсивности развития абразионного процесса. Установлено, что наи­большее развитие абразия получила в расширенных участ­ках. В Окинских расширениях размывам подвержено около 36 % периметра берега. Максимальные значения достигают 200 м и приурочены к основной акватории, берега которой сложены суглинками. В заливах берега практически не размьmаются. Абразия наблюдается лишь на наветренных склонах в устьевых частях. В этом районе преобладают берега с шириной размыва до 50 м - 254 км, от 50 м и более - 27 км. Наибольшему размьmу подвержены берега Заярского и Балаганского расширений (около 85 % от периметра ) . Максимальные размьmы на отдельных участ­ках, сложенных лессовидными суглинками, достигают 1 80-200 м. Большая часть размьmаемых отложений имеет ши­рину размьmа до 50 м - 750 км. В сужениях за период эксплуатации размьm не превысил 10-15 м. В отдельных местах эта величина составляет 50 м, однако протяженность таких участков очень мала. Общая площадь потерянных земель за счет абразионных процессов - около 4500 га.

В результате исследований установлено, что за период эксплуатации водохранилища на берегах, сложенных скаль-

135

ными И полускальными породами, начинает проявляться некоторое замедление абразионного процесса в связи с тем, что профиль берега врезался в более монолитные толщи отложений. На береговых склонах, формирующихся в рых­лых отложениях, этого не происходит. Объемы размыва достигают на отдельных участках более 2 000 м3 на пог. м берега. Увеличение объемов происходит равномерно от года к году с некоторыми небольшими отклонениями. Если отсту­пание бровки берегового склона в маловодные годы прак­тически отсугствует, то объемы размыва в эти периоды за счет абразии осушенных отмелей возрастают. Чередование периодов высокого и низкого уровней воды создали условия для размывов береговых склонов при уровнях воды, отметки которых ниже НПУ на 1 ,5-2,5 м [Овчинников, 1997] .

В связи с большим поступлением размытого материала происходит активный перенос наносов и их аккумуляция. Мощность потока оказывается неодинаковой на отдельных участках берега и постепенно увеличивается в направлении перемещения наносов. На абразионных берегах увеличение мощности потока привело к уменьшению ширины размы­Ba, а значительное сокращение объема переносимых нано­сов способствовало ПОВЬШIению абразии [Овчинников, Кар­наухова, 1985] . Так, на участке пос. Рассвет, на месте зарождения потока наносов, ширина размыва за период эксплуатации составила более 130 м, а в конце зоны насьпцения потока уменьшилась до 40 м. В этой зоне начинает преобладать аккумулятивный процесс.

В формировании наносов и донных отложений в бере­говой и глубоководной зонах водохранилища участвует в основном материал, поступивший за счет абразии берегов и оползневых смещений. Общий объем только размытого ма­териала за период эксплуатации составил около 130 млн м3 , из которых около 40 % пошло на формирование отмелей и аккумулятивных форм, а остальная часть участвовала в образовании комплекса донных отложений. В верхних час­тях водоема основная роль в формировании донных обра­зований принадлежит твердому стоку рек.

136

Отличительной особенностью Усть-Илимского водохра­нилища от других водохранилищ Ангарского каскада ГЭС является то, что в большей своей части береговая линия формируется в скальных и полускальных породах (76 % ) . Берега в рыхлых отложениях формируются на протяжении 489 км (23,8 % ) . Интенсивность размыва в этих отло­жениях довольно велика по отношению к берегам, образо­вавшимся в скальных и полускальных породах.

Величина размыва не значительна. В начальный период эксплуатации водоема абразия берегов практически отсут­ствовала, что стало следствием снижения уровня воды в наиболее штормовые периоды, а также волногасящих свойств неубранного и плавающего леса. Начиная с 1982 г. размыв берега несколько увеличился. Протяженность аб­разионных берегов за этот период составила около 80 км. Преобладали берега с шириной размыва до 10 м. Мак­симальная величина отступания бровки берега - около 25 м. Размьmы затрагивали преимущественно мыIовыыe участки. В большей части размьmу подвергся маломощный чехол рыхлых отложений, после чего профиль берега вре­зался в коренные породы разной степени вьmетренности и размьm замедлился [Пуляевский, Овчинников, 1986] . Зна­чительную роль в динамике берега начинает приобретать процесс вьmетривания горных пород.

В последующие годы, после изменения режима эксплу­атации водохранилища, размьm несколько увеличился. Протяженность размьmаемых берегов выросла и к 1993 г. достигла 630 км, или 34 % от их общей протяженности, а площадь потерянных земель составила более 600 га. Мак­симальные РElЗмьmы отмечались в суглинках - до 70 м. Аккумулятивные процессы не получили широкого распро­странения. Зафиксированы отдельные аккумулятивные формыI в виде кос и пересьmеЙ. Большая их часть встреча­ется на западном берегу Илимской акватории. Косы обыч­но имеют небольшие размеры.

Формирование отмелей на берегах водохранилища в 1976- 1981 и 1987- 1996 гг. происходило при уровенном

137

режиме, не способствующем интенсивному размыву бере­говых склонов. Водохранилmце вскрывалось ото льда при высоком уровне и минимальной интенсивности ветрового волнения. В течение летнего сезона при низком уровне отмечался слабый размьm отложений отмели и переме­щение наносов на большую глубину. В наиболее штормо­вой период уровень находился на минимальных отметках, а проявляющиеся размьmы деформировали в основном отмель, не разрушая участки береговых склонов на отмет­ках НПУ и выше. Осеннее ПОВЬШIение уровня происходило при наступлении отрицательных температур воздуха, когда образуются забереги и начинается промораживание осу­шенных частей отмелей. В этом случае размьm берегов практически отсугствовал. В начальной стадии эксплуа­тации водохранилmца размьmались береговые склоны при низких уровнях воды. В связи с этим наблюдается доволь­но медленное увеличение уклонов отмели в пределах НПУ и подготавливаются благоприятные условия для более ин­TeHcивHoгo размьmа при высоких отметках уровня воды.

Таким образом, интенсивность развития абразионного процесса значительно снизилась, что связано, в первую очередь, с врезанием пр о филя берега в коренную основу. Режим уровня воды в водоеме в последние годы ста­билизирован.

2. 6. Строение осад очных толщ береговой зоны Новосибирского водохранилища

Проникновение в сугь процессов осадконакопления и понимание особенностей строения осадочных толщ, явля­ющихся результатом деятельности этих процессов, позво­ляют проводить реконструкцию обстановок осадконакоп­ления [Reineck, Singh, 1973] . Благодаря этому уже многие годы сохраняется интерес к изучению современных осад­ков. К сожалению, водохранилmца, в частности их берего­вые зоны, оказались вне внимания ис�ледователеЙ. Скуд­Hыe сведения о струкТуре и текстурах осадков береговой

138

зоны искусственных водоемов можно найти лишь у Л.Б. Иконникова [1972] , Е.Г. Качyrина [1975] , И.А. Пе­черкина и др. , [1980] , Г.И. Овчинникова и Г.А. Карнаухо­вой [1985] и в некоторых дрyrиx работах.

Восполняя указанный пробел, на Новосибирском водо­хранилmце бьUIИ начаты работы, направленные на изу­чение строения осадочных толщ береговой зоны. На пер­вом этапе наибольшее внимание уделялось берегам нор­мального развития водоема, формирующимся под дейст­вием ветрового волнения.

()бстановки осадконакопления котловины Новосибирского водохранилища

и субобстановки его береговой зоны

Ф. Петтиджон [Pettijohn, 1957] определил осадки как продукт источника сноса и обстановки осадконакопления, связав тем самым свойства осадка с геоморфологическими и динамическими (физическими) условиями, в которых происходит его образование. Следовательно, анализ стро­ения осадочных толщ береговой зоны искусственных водо­емов необходимо проводить, отталкиваясь от особенностей строения рельефа, закономерностей его развития и ди­Haмики среды, в котором оно протекает.

Как известно [Ха9,идОВ и ДР. , 1999] , среда рельефооб­разования и осадконакопления котловин водохранилиш неоднородна. В частном случае Новосибирского водо­хранилиша в пределах его котловины можно выделить три основных типа обстановок: преимушественно волнового, флювиального морфолитогенеза и переходного между ними типа. Наиболее представительной (около 70 % площади котловины водоема) является обстановка преимушественно волнового морфолитогенеза, характерный признак кото­рой - наличие в береговой зоне абразионных и разнооб­разных - примкнувших, свободных, замыкающих, окайм­ляющиx и отчлененных - аккумулятивных форм рельефа, образование которых обусловлено деятельностью ветрового волнения.

139

Подобно морским берегам [Долотов, 1989] , на крупных водохранилищах береговая зона области пре�ественно волнового морфолитогенеза дифференцируется на субоб­становки, обычно приуроченные к характерным элементам рельефа. На Новосибирск;ом водохранилище, например, обособляются субобстановки, приуроченные к подводной прислоненной аккумулятивной террасе, внешней зоне ров­ного дна, зоне подводных песчаных валов, приурезовой зоне и собственно пляжу [Хабидов и др, 1999] . Они заметно различаются по условиям образования осадков. Так, первая и вторая соответствуют в пространстве области деформации нерегулярных волн, третья - области разру­шения нерегулярных волн, четвертая - прибойной зоне, где волнение уже трансформируется в регулярное и, нако­нец, последняя - зоне заnЛеска прибойного потока. Оче­видно, что названным субобстановкам должны соответст­вовать осадочные комплексы с вполне определенными и различимыми свойствами.

Первичные структуры и текстуры осадков береговой зоны

г.э. Рейнек и И.Б. Сингх [Reineck, Singh, 1973] пока­зали, что для понимания условий осадконакопления наибо­лее значимыми критериями служат первичные структуры и текстуры осадков. Именно этот вывод и стал отправной точкой исследований, проводящихся на Новосибирском водохранилище.

Побережья озер традиционно относятся [Reineck, Singh, 1973; Обстановки осадконакопления . . . , 1990] к типу побере� низкой волновой энергии. Если взглянуть под этим углом зрения и на водохранилища, то можно ожидать, что в их береговой зоне аллохтонный материал будет представлен преимущtственно тонкими разностями. На самом деле, это не совсем так, хотя на Новосибирском водохранилище наиболее представительные структуры при­брежных и/или пляжевых осадков действительно отличает сочетание в различных пропорциях частиц с размерностью

140

от 1 ,0-0,5 мм (крупнозернистый песок) до 0,05-0,001 мм (мелкий алеврит) . Вместе с тем в осадках пляжа и зоны обрушения волн здесь часто встречаются мощные - до 0,5-0,6 м - про слои гравийно-галечного материала (рис. 2.6 . 1 , 2 .6 .2) . Тщательное изучение источников поступления этого материала показало, что в большинстве случаев он не является автохтонным, а привнесен в результате переноса вдоль берега в волновом потоке [Хабидов и др. , 1999] .

Вообще говоря, обнаружение гравийно-галечных струк­тур в осадках береговой зоны Новосибирского водохра­нилища не было неожиданностью. Известно, что на бере­гах крупных искусственных водоемов волнами переносятся не только гравий и галька, но и валуны диаметром до 1 О см [Печеркин и др. , 1980] . Так что если грубозернистый материал присутствует в области питания береговой зоны водохранилища наносами, он вполне может быть переотло­жен в смежных с ней областях.

Поступающий в береговую зону водохранилищ и пере­носимый в волновом потоке рыхлый материал, отлагаясь, образует аккумулятивные формы рельефа, внутреннее стро­ение которых демонстрирует · необычайно разнообразные типы слоистости. На рис. 2 .6 .3 представлена схема, в обобщенном виде описывающая выявленные на Ново­сибирском водохранилище особенности структуры и харак­тер слоистости осадков в основных субобстановках осадко­накопления береговой зоны водоема. Рассмотрим эту схему детально, заметив, что иллюстрирующие ее фотографи­ческие материалы можно найти в монографии А.Ш. Ха­бидова с соавторами [1999] .

Слоистость осадков пляжей. Толща пляжевых отложений сложена преимушественно песками. В кровле осадков ты­лoBoй части пляжа преобладают мелкозернистые разности. Основной тип слоистости - тонкослоистый песок, отдель­ные слои залегают с небольшим угловым несогласием, мощность их не преВЬШIает 3-4 см. Вниз по профилю, в направлении к фронтальной зоне пляжа, крупность ма­териала постепенно растет, и в приурезовой полосе уже преобладает крупнозернистый песок, часто с примесью

141

Рис. 2.6. 1. Колонка осадков прибрежной зоны Новосибирского во­дохранилища, содержащих прослои грубозернистого материала.

142

Рис. 2. 6.2. Слои гравия и мелкой гальки в подошве, средней час­ти и в кровле осадков приурезовой зоны пляжа на одном из участ­

ков Новосибирского водохранилища. Урез воды - слева.

гравия и гальки. Пляже вые отложения приобретают выра­женную косую слоистость, которая образована срезаю­щими друг друга линзовидными сериями наклонных слоев. Эш серии объединяют по 10- 16 (иногда и более) слойков

143

...... .j>. .j>.

� \ \

Струк-тура (N)

Текс-тура (N)

r"--- .... -.....

ro ro '" '" о; о; t:; t:; с с .а .а Б Б ro ro :т :т о; о; ro о; т :I: О 1:{ t:; Ф ]j а. � ()

4 3,4

1 2

, НПУ I ,

::;;

Внешняя зона (У) ""'1'--;'f-f'.. .......... �I-... _ � r---- ровного дна � о; t:; с Верхняя часть подводного

-------� � .а

Б берегового склона ro :т о; ro :I: .а t:; ro 1-:I: о а. е --'-

2 3,4 2,3 3,4 -- 2,3 5 -- 3,4 -- 5 -- 3,4 4,6 6,7 1 , 3 6 6 6

9 2 3 4,5 6 5,7 8 1 0 6 7, 1 0 8 8 , 13

1 1

о; о; ro ro :I: ro :I: :I: U I:{ Ф ro o :I: a. т О а. 1:{ 5 Ф 0 :s; 1-С а. с

i 7,8 ,

,

1 4

и имеют мощность 35-45 см. Типичный угол наклона слоев 4-7, реже до 200, но иногда он может превышать 30-350. В общем случае величина угла наклона слоев обратно пропорциональна ширине пляжа, причем в его средней, более пологой части, она всегда меньше, чем вблизи уреза. Для тыловой и средней частей пляжа более характерен наклон слоев в сторону водоема, а вблизи уреза слои отдельных серий наклонены в сторону берега.

Типичные элементы рельефа пляжей - штормовые валы, имеющие высоту порядка 0,3-0,4 м при ширине до 4 м; форма валов асимметричная, со сравнительно пологим мористым склоном. В основании возникающих на Но­восибирском водохранилище штормовых валов лежит не­согласно залегающая с подстилающими осадками пачка крупнозернистого песка с субгоризонтальной или даже горизонтальной слоистостью. Типичная слоистость вьпuе­лежащих отложений - косослоистые серии, слои которых падают под углами от 7 (мористый склон вала) до 300 (береговой склон вала) . Вблизи гребня отдельные слойки могут располагаться субгоризонтально.

Слоистость верхней части подводного берегового склона. На песчаных берегах водохранилищ обрушение ветровых волн обычно начинается еще в зоне подводных валов, а

Рис. 2.6.3. Обобщенная схема вертикальной диффереlЩИащш сгрук­тур и характера слоистости осадков береговой зоны Новосибирско-

го водохранилища. Состав осадков: 1 - гравий и галька; 2 - крупнозернистый песок; 3 -

среднезернистый песок; 4 - мелкозернистый песок; 5 - разнозернистый песок; 6 - крупный алеврит; 7 - мелкий алеврит; 8 - пелит. В числи-

теле - преобладающие фракпии, в знаменателе - примеси. Приоритетные типы слоистости: 1 - тонкослоистый песок; 2 - кососло­

истые пески пляжа; 3 - параллельное наслоение песков; 4 - косослоис­тые пески ложбины приурезового подводного вала; 5 - мульдообразная слоистость; 6 - плоскостная косая слоистость; 7 - горизонтальная или субгоризонтальная плоская слоистость; 8 - пологонаклонная косая слоис­тость; 9 - косая слоистость мегарифелей; 1 О - мелкая рифельная слоис­тость; 11 - косая клиновидная слоистость; 12 - слоистость отдельных флазеров и линз; 1 3 - субгоризонтальная параллельная слоистость; 14 -

диагональная слоистость с крутым падением слоев.

145

завершается вблизи уреза воды, где образуется прибойный поток. Рельеф дна этой области прибрежной зоны чрезвы­чайно изменчив , в частности благодаря миграции донных форм вверх и вниз по профилю подводного берегового склона во время штормов. В этой связи мы не будем выделять отдельные ее участки, а рассмотрим строение осадков верхней части склона в целом.

Пляжи водохранилmц повсеместно оконтуривает от­сьПIЬ. Она сложена грубым материалом, формирующим падающие под углом до 30-35 о параллельные слойки осадка. Расположенный мористее участок дна приурочен к зоне исключительно высокой гидродинамической актив­ности. Во время штормов мелкие частицы удаляются отсю­да течениями и потому здесь преобладают крупнозер­нистые, с примесью среднезернистых, пески. В типичном случае пески наслоены параллельно под углом не более 3-5 О. Однако в разрезах встречаются и косослоистые серии с падением под крутыми углами. Последние, по­видимому, можно рассматривать как результат миграции пляжевого уступа при наращивании и отступании пляжа или при колебаниях уровня воды: серии с падением слоев от берега - миграции уступа вниз по склону, а серии с падением слоев к берегу - миграции уступа к берегу. Иногда встречаются пачки песков, содержащие своеобраз­ные структуры из параллельных слоев двухчленного стро­ения (когда нижний базальный слой мелких частиц пере­крывается более крупными) небольшой мощности; подоб­ные текстуры бьmи названы «куплетами» [Clifton et аl. , 197 1 ] . Рифельные текстуры обнаружены в единичных слу­чаях.

Ниже по склону располагается ложбина первого под­водного вала, вьmолненная разнозернистыми, обычно ко­сослоистыми песками. Характерное для них частое изме­нение угла наклона слойков свидетельствует об измен­чивocTи гидродинамических условий в период образования осадка. Специальные исследования [Davidson-Arnott, Green­wood, 1974] позволили связать данный тип слоистости

146

отложений ложбин подводных валов с миграцией рифелей, «дюн» И мегарифелей под действием волн и течений. С рифелями связан и другой, свойственный приурезовым ложбинам, тип слоистости - мульдообразная слоистость разного масштаба. Довольно часто здесь встречаются по­гребенные тонкозернистым материалом с беспорядочной слоистостью микроформы рельефа дна (рифели, песчаные волны и т.п. ) . Вообще говоря, захоронение таких форм рельефа должно быть явлением типичным для водохра­нилищ благодаря быстрому затуханию штормов.

По сравнению с приурезовой ложбиной обращенный к берегу склон первого подводного вала обычно сложен более тонким материалом. Здесь преобладают пески (от мелкозернистого до среднезернистого ) с примесью алев­ритов, иногда весьма значительной. Осадки отличает косая слоистость с крутым наклоном отдельных слоев в сторону уреза. Во время штормов приурезовый вал имеет тен­дeHцию к перемещению вверх и вниз по профилю, из-за чего вблизи его вершины перемежаются косослоистые серии осадков с несогласным направлением и разными углами падения слоев. Иногда они про слеживаются также на гребне вала, хотя в его пределах более типична горизон -тальная (субгоризонтальная) плоская и мульдообразная косая слоистость крупных рифелей. Мористый склон вала устроен просто - формирующие его серии осадков полого наклонены в сторону водоема. Но если вал имел зна­чительные подвижки вниз по склону, в его разрезе появля­ются единичные серии с более крутым и даже обратным падением слоев.

Если приурезовый вал не единичен, то прилегающую к его подошве межваловую ложбину чаще всего ВЬПIолняет рыхлый материал с размерностью частиц от алеврита до крупнозернитого песка; причем с увеличением глубины, в нижерасположенных межваловых ложбинах (при наличии 3-4 и более валов) диапазон крупности частиц сокращает­ся. Осадкам первой межваловой ложбины свойственно три основных типа слоистости: косая слоистость мегарифелей, мелкая рифельная слоистость и косая клиновидная сло-

147

истость. Возникновение мелкомасштабной рифельной сло­истости обусловлено [Davidson-Arnott, Greenwood, 1974] деятельностью вдольбереговых течений, клиновидной -миграцией волновых рифелей. В третьей и последующих ложбинах выражены только два последних типа сло­истости отложений. Для обращенных к берегу склонов подводных валов, вне зависимости от их положения на профиле , характерна плоскостная косая слоистость слага­ющего � материала. Для отложений гребня валов ти­пичны субгоризонтальная параллельная слоистость и сло­истость мелких рифелей, а для третьего и последующих валов - только последняя. Наконец, на мористых скло­нах подводных валов преобладает пологонаклонная (углы падения слоев не превышают 3-5°) косая слоистость; здесь же довольно часто обнаруживаются рифельные тек­стуры.

Слоистость осадков внешней зоны ровного дна. На участке склона, расположенном ниже зоны подводных валов, пре­обладает тонкозернистый материал - мелкозернистые пес­ки с примесью алевритов постепенно сменяются алев­ритами и даже пелитами. Наиболее представительные типы слоистости осадков - пологонаклонная косая (углы па­дения слоев не превышают 1 ,5-2,5°) и субгоризонтальная параллельная. На высоких гипсометрических уровнях, в сложенной мелкозернистыми песками толще, довольно ча­сто присутствуют отдельные флазеры, а на более низких, где на дне преобладают алевриты, - линзы песков.

Слоистость осадков подводной прислоненной террасы. Угол наклона дна на этом участке профиля изменяется с 0,5-1 ,5 до 8- 12° и более. Это находит отражение в строении слагающих террасу осадков, для которых характерна диаго­нальная слоистость с крутым падением отдельных слоев. В результате поперечного переноса наносов к террасе пода­ется довольно значительное количество рыхлого материала. Продолжительное его накопление приводит к избыточным нагрузкам на склон и созданию благоприятных условий для развития оползней. В случае оползания избыточных масс

148

осадка остаточные первоначальные и более поздние накоп­ления разделяет четко выраженная поверхность сбрасывате­ля.

Характер слоистости единичных ппормовых слоев изучал­ся на участках подводного берегового склона, не ослож­ненных подводными валами. Оцененная по глубине про­никновения трассеров :в осадки, мощность проксимальной части таких слоев не превышала 17-20 см, а дистальной -3-5 см, даже в условиях сильного шторма. В проксималь­ной части типичный штормовой слой начинается с грубо­зернистой поверхности размьmа (крупнозернистый песок, реже - гравий) , которая резко переходит в мелкозер­нистые пески. В структуре слоя - снизу вверх - обычно весьма четко выражены субпараллельная, слабоволнистая, а также мелкая рифельная слоистость. Вниз по склону гру­бый материал постепенно выклинивается . Одновременно уменьшается толщина отдельных слойков в вышележащей пачке, и в дистальной части слоистость переходит в тонкое переслаивание мелкозернистых песков и алевритов, к кото­рым иногда примешивается пелит.

* *

*

Береговая зона Новосибирского водохранилища в пре­делах области преимущественно волнового морфолитогене­за дифференцирована на субобстановки рельефообразо­вания и осадконакопления, приуроченные к подводной прислоненной аккумулятивной террасе, к внешней зоне ровного дна, зоне подводных песчаных валов, прибойной зоне и зоне заплеска прибойного потока. Субобстановки характеризуются спецификой и интенсивностью процессов транспорта наносов в охваченной волнением толще воды. Эгому соответствуют вполне определенные результаты дея­тельности гидродинамических, морфо- и литодинамичес­ких процессов - формыI рельефа, состав донных и пляже­вых осадков и их текстурные признаки.

149

Поскольку ДIlliамические обстановки приурочены в про­странстве к определен:ным участкам береговой зоны водо­хранилища, они, очевидно, смещаются вдоль пр о филя как в отдельные фазы волнения и под действием штормов разной силы и направления, так и во время колебаний уровня водоема. Подобные миграции достаточно отчетливо проявляются в строении осадочных толщ водоема, причем особенно ярко - в текстурах осадков пляжа, прибойной зоны и зоны подводных валов.

При анализе особенностей структуры и текстур осадков береговой зоны Новосибирского водохранилища обращает на себя внимание их общность с уже известными [Reineck, Singh, 1973; Долотов, 1989; Обстановки осадконакопле­НИЯ . . . , 1990] . В частности, про слеживается сходство основ­ных черт строения осадков береговой зоны Новосибирско­го водохранилища с осадками берегов морей «низкой» И «высокой энергии» . Таким образом, принимая во внимание общность основных закономерностей формирования бере­гов искусственных водоемов под действием волн, можно достаточно обоснованно полагать, что береговая зона водо­хранилищ является уникальной природной моделью для изучения процессов прибрежно-морского седиментогенеза.

2. 7. Развитие эоловых процессов на берегах оз. Байкал и Братском вод охранилище

и их роль в д инамике береговой зоны

При освоении побережий морей, озер и водохранилищ возникает большое количество проблем, связанных с раз­витием негативных природных процессов, вызванных в большей части хозяйственной деятельностью. Немаловажная роль в формировании береговой зоны принадлежит де­фляции. Значительное по масштабам развитие она получила в береговой зоне Балтийского и Каспийского морей, озера Байкал и других крупных водоемов. В связи с этим на берегах сформировались крупные котловины выдувания, мощные по размерам дюны, происходит активное наступ-

150

ление песка, переносимого ветром, на лесные массивы, жилые строения, водоемы. Создание КРУIПIЫХ водохранилищ многолетнего регулирования способствовало разв� этого процесса и на их побережьях. Поднятие уровня воды оз. Байкал на 1 ,2 м в связи с образованием Иркутского водо­хранилища и значительная амплитуда его колебания привели к активизации эоловых процессов в береговой зоне.

Эоловые процессы в Байкальской впадине отмечались еще В.А Обручевым [1912] в устье р. Селенги. АД. Ива­нов [1966] описал эоловые очаги по юго-восточному побе­режью Байкала между поселками Гремячинск и Усть-Бар­гузин. Кроме того, Н.И. Демьянович [1968] указаны эоло­вые очаги в приустьевых частях рек Верхней Ангары, Баргузина, Томпуды и в бухте Песчаной.

По нашим наблюдениям, эоловые процессы на побе­режье Байкала проявляются во всех основных типах ланд­шaфTa' но в неодинаковых видах и с различной ин­TeHcивHocTью. Наблюдаются следующие виды дефляции: площадная - развевается поверхностный слой на скальных и рыхлых породах в степи и на участках с нарушенным дерново-растительным покровом в лесном ландшафте; оча­говая - на песчаных толщах при формировании дви­жущихся эоловых форм, которые являются наиболее мощ­Hыми по интенсивности процесса.

Перевевание песчаных толщ и формирование дви­жущихся эоловых форм проявляются преимущественно в прибрежной зоне лесного пояса, в местах интенсивной абразии. Последняя, по всей вероятности, послужила пер­вопричиной зарождения эоловых очагов. В северо-запад­ной части 0-ва Ольхон, которая подвергается воздействию ветра «Горная» , встречаются наиболее интенсивно разра­стающиеся очаги дефляции у поселков Хужир, Песчанка, Семь Сосен. Эоловые процессы значительно активизи­ровались в результате хозяйственной деятельности. В п. Хужир наступание песков вызывало перенос улицы, построенной в 1950 г. из вырубаемого на месте строитель­ства леса. Перевевание песков шло вслед за уничтожением растительности. У нетронутого леса движение эоловых гряд

1 5 1

затормаживается до 1 ,8-4,0 см в год. Выдув песка в прибрежной полосе достигает местами 12,4-60 мм/г. За­росшие древние эоловые формы развеваются участками: под зарослями лиственницы остались бугры до 3-5 м высотой, а между ними - коридоры выдувания, ориен­тированные на юго-восток, перпендикулярно берегу Мало­го Моря.

В бухтах Песчаная и Бабушка на западном побережье Байкала в некоторых местах также происходит интен­cивHый вьщув песка со скоростью 2,4-34, 1 мм/год. Корни деревьев обнажаются. Мощность выдутого из-под деревьев слоя достигает 2,0-2,5 м.

Очаги перевевания песчаных толщ по юго-восточному побережью Байкала развиты в районах губы Дагарской, пос. Хакусы, губы Ширильды, в устьях рек Куркавки, Большой Чивыркуй и Малой Сухой, в северо-западной части полуострова Святой Нос, южнее пос. Усть-Баргузин, у мысов Каткова и Повалишина, пос. Горячинск, южнее р . Турки и в приустьевой части р. Селенги. Эоловые гряды наступают на лес, заваливают кустарники и примерно до половины их высоты деревья. По размерам и интен­cивHocTи развития выделяются очаги дефляции у поселков Каткова и У сть-Баргузина. С прибрежной полосы песок частично сдут. В районе мыса Каткова очаг дефляции вдоль берега протягивается на 1300- 1400 м, ширина его порой достигает 200-250 м. Наступление песков на лес происходит отдельными участками-языками. В одном месте песчаная гряда придвинулась к бровке дороги. Средняя скорость ее продвижения за 1969-1975 п. - 3,6 см/год. Вьщувание песка на отдельных участках прибрежной поло­сы за тот же период колебалось от 1 ,5 до 7 , 1 мм/г.

Вьщув песка идет в основном в прибрежной полосе шириной 150-300 м со скоростью, достигающей 8,8 см в год. Сформировались котловины вьщувания от незначи­тельных по объемам переработки до глубоких (5-6 м) и длинных (100-150 м) и песчаные гряды длиной 300-500, шириной 5-15 и высотой 3-5 м. Протяженность захвата эоловыми процессами вдольбереговой полосы достигает

152

500-700 м. В глубь берега эоловые процессы распростра­няются на 50-250 м. В перемещении участвуют песчаные наносы диаметром 2,0-2,5 мм . Мощность эоловых гряд З-6 м. Максимальная мощность сносимого слоя достигает 14,9 мм в год.

Слабое проявление дефляции наблюдается в районе р. Тьш, ceBepH�e р. Томпы, У пос. Максимиха, на побе­режье Байкала в районе оз. Котокельского, пос. Сухое, мыса Облом. В случае уничтожения растительности на этих участках возможно возникновение интенсивной дефляции, так как рыхлые отложения представлены мощными супе­сями и песками. Активизация эолового процесса в берего­вой зоне происходит в весенне-летний период, когда отме­чаются минимальные отметки уровня воды, в связи с чем обнажается прибрежная часть шельфа, углубление которого за счет указанного процесса составляет около 0,5-1 ,5 м. Это вызывает увеличение интенсивности абразии берего­вых склонов в осеннее время при высоком уровне воды и значительных по интенсивности и продолжительности штор­мах.

Изложенное позволяет констатировать, что дефляция относится к числу наиболее интенсивных и распространен­ных экзогенных процессов в береговой зоне оз. Байкал и отличается особо резкой активизацией при нарушении почвенно-растительного покрова и значительном колеба­нии уровня воды. Обнаженные песчаные очаги постепенно расширяются.

Немаловажное значение в преобразовании береговой зоны Братского водохранилища имеют эоловые процессы, развивающиеся большей частью на осушенных отмелях, сложенных песчаными наносами. Такие отмели форми­pyюTcя при размыве комплекса террас в . верховьях рек Ангары, Оки и Ии, сложенных супесчаными и песчаными отложениями, а также древними эоловыми образованиями. Интенсивность процессов определяется прежде всего со­ставом размываемых отложений, сезонным и многолетним колебанием уровня воды, областью питания, режимом ветров над водохранилищем.

153

Интенсивность и территориальное распределение уча­стков эоловой переработки осушеннь� отмелей определя­ются скоростью и преобладающими направлениями ветров западнь� румбов. Большое влияние на развитие эоловь� процессов в береговой зоне оказывает амплитуда коле­баний уровня воды в водохранилище, способствующих значительному осушению отмелей. Она изменяется в те­чение года от 1 , 5 до 5 ,5 м, а в целом за период эксплуа­тации - до 10 м. При таком уровенном режиме про­исходит осушение значительнь� по ширине и площади отмелей, сложеннь� песчаными наносами. Минимальные отметки уровня воды зафиксированы в весенне-летний период, когда наблюдаются значительные по скорости ветры. При создавшихся условиях в формировании берего­вой зоны значительную роль стали играть эоловые процес­сы. За счет эоловой денудации с осушеннь� песчань� отмелей за их пределы вынесены тысячи кубических мет­ров песка. К настоящему времени на отдельнь� участках берега образовались поля эоловь� песков, распространя -ющихся в глубь склона на безлеснь� участках на рассто­яние 50-1 00 м и более. Мощность слоя здесь достигает 50- 1 00 см.

На залесеннь� склонах аккумуляция песчань� наносов происходит вблизи береговь� уступов в виде гряд и дюн. Так, в районе правобережья Калтукского расширения, на залесенном участке берега протяженностью около 4 км ,при воздействии северо-западного ветра на береговом склоне вблизи небольшого абразионного уступа образовалась гря­да. Мощность эоловь� · отложений в ней около 1 , 5 м, ширина от 5 до 25 м, объем аккумулированного материала около 50 тыс. м3 . Ее образование приурочено к периоду 1975-1983 ГГ. , когда отмечалось .постепенное снижение уровня воды в водохранилище. В результате произошло осушение отмели, ширина которой составила 300 м. За счет эоловой денудации углубление зоны осушки на неко­TOPЬ� участках берега изменялось от 5-7 см до 1 ,0 м, что способствовало при последующем ПОВЬШ1ении уровня воды

154

до отметок НПУ в 1984 г. активизации абразионного процесса. В результате этого сформировавшаяся эоловая форма бьmа размыта [Ovchinnikov, 1996] .

Значительные по размерам эоловые дюны образовались в южной части водохранилища, напротив пос. Нельхай. Ширина осушенной отмели, сложенной среднезернистыми

песчаными наносами, в данном районе 500 м, а протяжен­HocTь участка 3 км. Мощность отложений в дюнах достига­ет 3,5 м, ширина их изменяется от 30 до 45 м. За дюнами, на слабозалесенном склоне, на расстоянии 20-30 м раз­вивается площадная аккумуляция эоловых песков. Мощ­ность песка не превышает 5 см.

Формирование небольших по размерам эоловых обра­зований на береговом склоне происходило при воздействии западных и северо-западных ветров на песчаные осушен­Hыe отмели по левобережью Заярского расширения, а также в верхней части Ийского залива. Кроме того, подоб­ные эоловые образования наблюдаются в районе бывшего пос. Артумей при эоловой денудации высоких (до 10 м) абразионных уступов, сложенных пьmеватыми, мелко- и среднезернистыми песками.

Для определения баланса наносов в береговой зоне Братского водохранилища осуществлены комплексные ис­следования в южной части ангарской акватории в районе пос. Рассвет, включающие в себя и наблюдения за эоло­выми процессами. По поперечникам проводилось многора­зовое нивелирование поверхности отмели и берегового склона после штормов в течение как одного сезона откры­той воды, так и ряда лет, характеризующихся различными отметками уровня воды. для определения расхода и соста­ва эоловых наносов в период штормов на осушенной отмели и береговом склоне ставились ловушки, пред став­ляющие собой лотки с перегородками разной высоты. Одновременно велись записи скоростей, направления и продолжительности ветра.

Береговая линия участка исследований имеет форму выпуклой дуги протяженностью 5,5 км, направленную с запада на восток. Берег формируется на склоне крутизной

155

....... v1 0\

l' ".�

"

f-....

IC2Vl1 1 1 lаdQзl11 2 lаdQзl21 3 0 4 . . . .

'.;, .� -.

j

.� . О . О ' 5 � о " о 6 1 5/98 1 7 � 8 1 .... 1 9

'� 1 10 'с§] 15 В 20 � 25 1$ 1 11 В 16 >0 21 -0 26 "-,,\,,.":. 1 12 ���' 1 1 7 � 22 -'EJ 27 C::SJ 13 EJ 18 EJ 23 -EJ 28 '� <';: 1 14 eJ 19 t:::::J 24

5.2%

lаdQзl11 � (}1 (}1

3-8 о. В западной части участка, где высота уступов до­стигает 5-15 м, берег сложен алевролитами и аргиллитами верхоленской свиты кембрия и перекрьп маломощным (0,2- 1 ,0 м) чехлом рыхлых образований. В центре участка береговые отложения пред ставлены переслаивающимися супесями и тонкозернистыми пьmеватыми песками, в вос­точной части - среднезернистым песком (рис. 2 .7 . 1 ) .

Развитие современных эоловых форм на участке обу­словлено наличием субстрата и его очагового перевевания с зоны осушки, чему способствуют господствующее северо­западное направление ветров, морфология берегового от­коса и незалесенность склона. Основное развитие эолового процесса происходит на участке протяженностью 3,6 км, отмели которого сложены среднезернистыми, в основном хорошо отсортированными песчаными наносами (см. рис. 2 .7 . 1 ) . При снижении уровня воды до минимальных отме-

Рис. 2. 7. 1. Морфодинамическая схема эоловых образований и аб-разионных процессов на участке Рассвет.

1 - алевролиты, аргиллиты, песчаники верхоленской свиты кембрия; 2 -аллювиально-делювиальные суглинки и супеси; 3 - аллювиально-делю­виальные пески; 4 - песчаные наносы; 5 - песчано-галечные наносы; 6 - галечные наносы; 7 - высота абразионного уступа берега по состо­янию на 1996 г. (числитель), ширина размыва берега за 1967-1996 гг. (знаменатель) ; 8 - дюнообразные эоловые образования, сформированные в 1969-1973 ГГ.; 9 - песчаные дюны, сформированные в 1969-1996 гг.; 10 - поля эоловых песков, сформированные в 1969-1973 ГГ.; 11 - поля эоловых песков, сформированные в 1974-1996 ГГ.; 12 - песчаные дюны, сформированные в 1974-1983 гг. ; 13 - эоловая песчаная пересыпь, об­разованная в пределах карстовой воронки; 14 - пересыпь, образованная волновыми и эоловыми процессами; 15 - эоловые формы, отделяющиеся от берегового уступа канавой выдувания; 16 - эоловые формы, сомкнув­шиеся с абразионными уступами; 1 7 - эоловые гряды, образованные на песчаной косе; 18 - поля эоловых образований с маломощным слоем пес­чаных наносов; 19 - древние эоловые формы; 20 - места выноса пес­чаных наносов за пределы отмели; 21 - максимальный вынос песчаных наносов за пределы отмели; 22 - роза ветров; 23 - положение бровки берегового уступа в 1980 г.; 24 - положение бровки берегового уступа в 1996 г.; 25 - граница осушенной отмели на летний период 1980 г.; 26 - граница береговых отложений; 27 - граница лесного массива; 28 - граница участков, характеризующихся интенсивностью развития эоло-

вых процессов на осушенной отмели.

157

ток ширина осушенной отмели достигает 100-350 м. По характеру условий формирования выделяются разные фор­мы эоловых образований. При малых скоростях ветра (до 5 м/с) песок на осушенной отмели формирует знаки ряби, напоминающие волновые. Эоловые знаки асимметричны. Скорость перемещения их при ветре 3-5 м/с, направлен­ном перпендикулярно береговой линии, не преВЬШIает 20 см/ч и зависит от состава наносов и направления действия ветра. Расстояние между гребнями изменяется от 5 до 20 см при высоте их от 1 до 5 см. При скорости ветра более 7 м/с рябь начинает исчезать , и песок перемещается сплошным слоем, поднимающимся на небольшую высоту над поверхностью осушенной отмели. Так, при скорости ветра 7-10 м/с высота слоя составляет от 5 до 15 см; при скорости 12-15 м/с максимальная высота подъема достига­ет 50 см и при ветре более 15 м/с - порядка 70 см, а иногда и больше. Значительно насыщенный поток отмеча­ется в приземном слое на высоте 5-15 см.

Выявлена закономерность в распределении состава эоловых наносов во время ветра по высоте потока. В первые часы шторма при северо-западном ветре, скорость которого 10- 15 м/с, отмечено уменьшение диаметра час­тиц от поверхности отмели вверх. Уменьшение диаметра зерен песка в потоке происходит и по ширине зоны осушки на разных высотных отметках. С увеличением времени действия ветра содержание более крупных частиц в потоке увеличивается. Средняя величина сноса песчаных наносов с погонного метра берега при данных ветровых условиях составляет около 6 г/с; на береговом склоне по отдельньnм участкам у бровки абразионного уступа вынос материала колеблется в пределах 1 ,5-2,5 г/с.

Перед абразионньnми уступами, имеющими высоту бо­лее 3 м, с залесенньnм склоном возникает зона ПОВЬШIен­ной турбулентности, в связи с чем на некотором рассто­янии от подножия уступа в поле разрежения ветровых струй песок накапливается в виде вала, идущего параллель­но бровке уступа и отделенного от него канавой ВЬЩУ­вания. Протяженность таких форм изменяется от не-

158

скольких до 50 м. Мощность эоловых накоrшений в них достигает 1 ,5 м. На участках берега с низкими абрази­онными уступами (до 2 м) и с незалесенными склонами происходит аккумуляция в пределах уступа, при этом его профиль вьrnолаживается. Мощность отложений достигает здесь 0,5- 1 ,5 м. На поверхности склона вблизи бровки уступа формируется накоrшение в виде пологих грлд, напоминающих дюны шириной до 5 м и мощностью до 0,7 м.

Значительная часть эоловых наносов выносится за пределы осушенной отмели на береговые склоны, фор­мируя песчаные поля с многочисленными небольшими буграми, образующимися вблизи травянистой и кустар­никовой растительности. Вынос наносов происходит на расстояние 100-200 м, в отдельных случаях - до 700 м [Овчинников и ДР., 1980] . Площади эоловых образований на безлесном склоне за период 1975- 1996 гг. составили около 50 тыс. м2 • Здесь отмечается дифференциация в распределении эоловых наносов по гранулометрическому составу по ширине склона. Более крупные частицы акку­мулируются сразу за бровкой уступа, по мере увеличения пути перемещения их диаметр уменьшается.

Большие объемы песка выносятся по днищу оврагов, активно развивающихся в восточной части участка. Снача­ла формируются небольшие бугры на краевых частях овра­га, а впоследствии происходит полное его заполнение. Средняя величина аккумулированного эолового песка в одном овраге за период открьпой воды составляет около 100 м2 • Продолжительность существования таких эоловых образований исчисляется в основном одним сезоном, так как в весенний период, при таянии снегов, большая часть этих наносов выносится обратно на осушенную отмель, образуя конусы выноса.

Наиболее активно идет формирование дюнообразных форм в средней части участка, где в первые годы сущест­вования водохранилища сформировалась песчаная пере­сьrnь. Береговой склон залесен. Наблюдается интенсивное

159

наступление песка на лесной массив в результате ЭОЛОВОЙ денудации поверхности осушенной части отмели и самой пересьши. В лесном массиве, оконтуривающем залив, сформировалась серия дюн, различных по размерам и мощности. В верховье залива дюны продвинулись в глу­бину леса на 60 м. Дальние формы начали отмирать и зарастать молодым лесом и травянистой растительностью. Мощность наносов в них изменяется от 1 до 3 м. На данном участке берега эоловая переработка в верхней части профиля преобладает над волновой.

На рассматриваемом участке выделяются: неактивные эоловые образования, которые сформировались в глубине лесного массива и стали зарастать растительностью; слабо­активные, поверхность которых начинает зарастать тра­вянистой растительностью и наблюдается слабое переме­щение песчаных наносов; отмирающие, формирование ко­торых шло активно при низких уровнях воды в водо­хранилище, но при его подъеме они попали в зону размы­ва, в результате чего слагающий их материал переносится волнением на другие участки береговой зоны, давая начало новому циклу образования эоловых форм при понижении уровня воды в водохранилище.

На основе результатов повторных нивелировок по по­перечникам установлено, что за период с июля 1978 г. по июнь 1979 г. в движении за счет ветровой денудации участвовало около 16 тыс. мЗ песчаных наносов, из них за пределы отмели вынесено около 10 тыс. мЗ И перераспре­делено на поверхности осушенной отмели около 6 тыс. мЗ• Большое значение при перераспределении наносов имеет положение берега относительно направления ветра и мор­фология осушенной отмели. Так, на первом отрезке берега (0-825 м) (рис. 2.7.2) , где равнодействующая преоблада­ющих ветров подходит почти под прямым углом к бровке, отмечается аккумуляция эоловых песков в пределах зоны осушки. Уменьшение угла ее подхода приводит к эоловой денудации поверхности осушенной отмели и выносу нано­сов за ее пределы (825-2450 м и 2900-3620 м) ; увеличение

160

"'::;;

т­о

1 5

8 0�-L���������77.��������b-.��

:I: ro :I: х Jj т о �-1 5 ::;; ф

� о

-30 о 200 825 1 1 80 2380 2450 2740 2900 362С

Расстояние, м

Рис. 2. 7.2. Динамика эоловых песчаных наносов на осушенной ат­мели участка в районе пос. Рассвет (июнь 1978 г. - июнь 1 979 г.) .

1 - аккумуляция; 2 - размыв.

угла способствует аккумуляции наносов на ее поверхности. Результаты исследований показывают, что от 30 до 60 % эоловых наносов выносится с осушенной отмели за ее пределы, а остальная часть перераспределяется по ее ширине.

Таким образом, в береговой зоне оз. Байкал и Братско­го водохранилиша эоловые процессы приводят к резкому нарушению баланса наносов и формированию новых бере­говых форм рельефа. Образование эоловых форм уменьша­ет нагрузку потока и тем самым может вызывать явление размыва ниже по ходу потока. Любое крупное скопление песка на берегу означает, что по общим законам динамики берегов [Зенкович, 1962] здесь могла бы образоваться аккумулятивная форма достаточно большой площади. Кро­ме того, эоловая денудация осушенных песчаных отмелей, особенно в маловодные годы, способствует активизации абразионного процесса в последующие периоды высокого положения уровня воды.

161

2.8. К арстовые процессы на побережь е Братского вод охранилища

На побережье Братского водохранилшца карбонатные и сульфатно-карбонатные отложения ангарской свиты нижнего кембрия развиты достаточно широко. Они участ­вуют в строении берегов водохранилmца от г. Усолья­Сибирского до Осинского и Унгинского заливов. На этой территории выявлена четкая связь рисунка гидросети с преобладающим направлением разрьmных нарушений, имеющих северо-восточное и северо-западное простирание [Чарушин, 1957] ; установлено широкое распространение рвов отседания [Соколов, 1957] ; достаточно полно охарак­теризованы многочисленные проявления поверхностных и подземных карстовых форм [Гвоздецкий, 1954; Соколов, 1957; Вологодский, 1965] .

В распределении карстовых форм четко про слеживает­ся закономерность значительного их увеличения от террас высокого комплекса к руслу р. Ангары. В естественных условиях часть геологического разреза ВЬШIе зоны насы­щения представляет собой относительно устойчивую от­крытую систему, изменения в которой происходят в те­чение геологического времени. Многочисленные древние карстовые формы в цоколях террас среднего комплекса (18-20 м) находятся в законсервированном состоянии, поскольку располагаются в зоне аэрации территории с недостаточным увлажнением.

С образованием водохранилшца отмечается резкая ак­тивизация карстовых процессов, сопровождающаяся мощ­ными гравитационными деформациями. Особенно интен­сивно это происходит на площади террас среднего комп­лекса, которые после создания искусственного водоема оказались вблизи береговой линии.

Основные формы активизации карстовых проявлений в процессе наполнения водохранилшца рассмотрены в рабо­те Г.П. Вологодского [1975] . Детальное изучение карста с описанием его морфологии, уточнением генезиса, выяв­лением динамики и прогнозированием развития на побе-

162

режье Ангарских водохранилищ проведено В.М. Филmrnо­вым [ 1988] . Однако проявления подземного карста не ограничиваются формами, доступными для непосредствен­ного наблюдения. Они развиты в зоне подпора достаточно широко и хорошо прослеживаются как по данным бурения, так и по ряду ГИдрогеологических параметров.

С наполнением водохранилища, в зависимости от вы­соты подпора, происходит образование новых и увеличение мощности существующих водоносных горизонтов. На пло­щади развития нижнекембрийских карстующихся пород максимальная высота подпора достигает 35 м. Подъем уровня привел к обводнению пород бывшей зоны аэрации, которые отличались ПОВЬШIенной трещиноватостью и за­карстованностью. Трещиноватость пород, имеющая в ос­новном тектоническое происхождение, в зоне аэрации усилилась развитием трещин выветривания и широким распространением древних карстовых форм. В результате этого в полосе подпора значительно возросла водообиль­ность пород.

В прибрежной полосе, шириной до 2 км, преоблада­ющим является высокий удельный дебит скважин. Средние его значения изменяются от 5 до 25 л/с, а максимально возможные превышают 100 л/с. На удалении свыше 2 км от водохранилища водообильность пород резко снижается, и максимально возможная величина удельного дебита сква­жин не преВЬШIает 0,5 л/с. При проведении опытно­фильтрационных работ в зоне подпора стабилизация уров­ня подземных вод наступает в первые минуты от начала опыта и косвенно указьmает на наличие тесной взаимо­связи подземных и поверхностных вод. Снижение водо­обильности пород наблюдается не только при удалении от водохранилища в глубь склона, но и по разрезу. Результаты поинтервального опробования ГИдрогеологических скважин показывают, что зона высокой проницаемости пород огра­ничивается на глубине 30-40 м ниже ложа водохранилища.

Закономерное уменьшение водообильности пород как С удалением от водохранилища в глубь склона, так и по разрезу прослежено достаточно хорошо и при сохранении

163

прочих равных условий является весьма устойчивым. Вы­сокий удельный дебит скважин в прибрежной полосе и резкое уменьшение его значений на 3-4 порядка на расстоянии свьппе 2 км от уреза достаточно определенно свидетельствуют об ослаблении влияния водохранилища на водообильность пород в зоне подпора. Наиболее полное представление о взаимосвязи подземнь� и поверхностнь� вод в зоне подпора дает анализ режима их уровня.

Как во время наполнения, так и в процессе эксплуа­тации водохранилmца уровень KapCTOBЬ� вод с небольшим запаздьmанием повторяет гидрограф водохранилища. За­паздьmание на расстоянии более 1 км не превьппает 2 сут. Анализ кривь� изменения соотношения амплитуд уровней подземнь� и поверхностнь� вод в зависимости от рассто­яния до уреза показьmает, что с наполнением водохра­нилищ увеличивается ширина полосы с тесной взаимо­связью поверхностнь� и подземнь� вод. Это обусловлено обводнением интенсивно трещиновать� и закарстованнь� пород бьmшей зоны аэрации. Увеличение ширины зоны влияния искусственнь� водоемов на подземные воды про­слежено и на глубоководнь� водохранилmцах Сибири со скальными берегами [Кусковский, 1975] .

Анализ дaHHЬ� многолетних режимнь� наблюдений за уровнем подземнь� вод в прибрежной части р . Ангары и в зоне подпора выявил, что на значительной части побе­режья взаимосвязь подземнь� и поверхностнь� вод осуще­ствляется не по нормали к урезу, а по зонам высокой проницаемости, протягивающимся под острым углом или субпараллельно береговой линии [Павлов, 1983] . Проис­хождение этих зон имеет тектоническую природу, а также связано с физико-геологическими процессами - карстом и рвами. Рвы могут быть одиночными, но чаще всего они протягиваются в 2-3-4 и более параллельнь� ряда на расстояние от первь� сотен метров до 1 ,5-2,0 км и более. Их направление согласуется преимущественно с направ­лением долин и системами тектонических трещин северо­восточного и северо-западного простирания. Рвы не всегда выражены в рельефе. Большая часть их скрыта под де-

164

лювием мощностью 4-5 м и выявляется при проведении горных работ [Соколов, 1957] , геофизических исследований [Ященко, 1959; Братское водохранилище . . . , 1963] или, в настоящее время, обнажается на берегах, разрушающихся абразией. Рвы могуг быть пустыми либо заполненными тонкодисперсным материалом. В первом случае они резко увеличивают проницаемость пород, во втором - служат барьером на пути движения подземных вод. В зависимости от сочетания всего многообразия этих факторов движение воды от водохранилища к разным сечениям одного створа, расположенного по нормали к урезу, может бьпь самым разнообразным.

С особенностями тектонического строения прибрежной зоны и развития физико-геологических процессов связано формирование гидрогеодинамических аномалий, выражаю­щееся в депрессионно-купольном строении поверхности уровня подземных вод [Павлов, 1990 а, б] . Гидрогеоди­намические аномалии встречаются обычно в сочетании с геофильтрационными и гидр огеохимиче скими. Происхож­дение геофильтрационных аномалий, как отмечалось выше, вызвано ПОВЬШIенной проницаемостью пород, обусловлен­ной их интенсивной тектонической и экзогенной трещино­ватостью и закарстованностью. Рассмотрим некоторые осо­бенности характера проявлений гидрогеохимических ано­малий.

В естественных условиях, на площади распространения карбонатных и сульфатных отложений, основным факто­ром формирования состава подземных вод в зоне ин­TeHcивHoгo водообмена является вещественный состав во­Довмещающих пород. Поэтому в карбонатных отложениях распространены, главным образом, пресные гидрокарбо­натные щелочно-земельные воды, а в гипсоносных породах повсеместно развиты слабо солоноватые воды сульфатного кальциевого состава. Эга общая гидрогеохимическая ситу­ация, по мере приближения к реке, сильно изменяется под влиянием разгрузки артезианских вод.

Почти на всем протяжении наиболее глубоко врезан­ной части будущего ложа Братского водохранилища суще-

165

ствовали необходимые условия для восходящего движения артезианских вод: гидрогеологические, гидрогеодинамичес­кие и геОЛОГО-СТРYJCГYPные. Сочетание этих условий опре­деляло основные виды разгрузки глубоких артезианских вод: очаговый - в локальных структурах; линейный - по тектонически ослабленным зонам; дисперсионно-конвек­тивный - при фильтрации через относительно слабо­проницаемые слои.

В поле развития карстующихся пород очаги разгрузки соленых хлоридных натриевых вод, приуроченные к ло­кальным cТPYJCГYPaM и зонам нарушений, известны в до­линах рек Ангары, Осы и Унги. Наряду с субаэральными

выходами подземных вод ПОВЬШIенной мИнерализации в долине р. Ангары обнаружены многочисленные прояв­ления скрытых очагов разгрузки глубоких артезианских вод. Подземные воды хлоридного, натриевого или сульфат­но-хлоридного кальциево-натриевого состава с минерали­зацией от 1 , 5-2,0 до 5 - 1 5 г/л и более широко распрост­ранены на глубине 10-30 м от русла р. Ангары. При их вскрытии уровень воды в скважинах устанавливается выше уровня реки. С углублением скважин напор возрастает.

Наиболее обширная по площади, интенсивная по про­изводительности и высокая по минерализации разгрузка соленых хлоридных натриевых вод происходила в районе д. Налюры - о. Осинский - устье р. Осы. Распростра­нение этих вод имело весьма своеобразный характер. Вблизи р. Ангары соленые воды отмечались на высоких гипсометрических уровнях и погружались, часто достаточно резко, при удалении в глубь берега. Такой характер расп­ространения подземных вод глубоких водоносных горизон­тов в зоне интенсивного водообмена в долине р. Ангары, по аналогии с установленным явлением в долинах рек Камы и Волги [Силин-Бекчурин, 1941 ] , определен как гидрогеохимический купол [Павлов, 1978] .

Колебания уровня реки с амплитудой 4-5 м сопровож­дались изменениями гидрогеохимической ситуации в при­брежной зоне. Характер изменений определялся фильт­рационными свойствами пород, видом разгрузки арте-

166

зианских вод, интенсивностью движения подземных вод со стороны междуречий и их качественным составом. Влияние уровенного режима реки на разгрузку подземных вод глу­боких водоносных горизонтов хорошо пр о слеживается в местах их сосредоточенного выхода. Исследования, прове­денные на курорте Усолье-Сибирское, показали, что мине­рализация воды усольского родника в период паводка не преВЬШIает 40 г/л, тогда как в межень она увеличивается до 80 г/л [Крутикова и др. , 1970] .

Итак, в формировании химического состава подземных вод в долине р. Ангары участвовали три составляющие: подземные воды, двигающиеся со стороны междуречий, подземные воды глубоких водоносных горизонтов и по­верхностные воды, между которыми на значительном про­тяжении реки существовала тесная взаимосвязь. Неустой­чивый режим уровня р. Ангары приводил к постоянному пере формированию напоров, что обусловило высокую про­странственно-временную изменчивость гидрогеохимичес­кого поля в прибрежной зоне.

Изменение гидрогеологических условий, происшедшее с наполнением водохранилища и выразившееся, прежде всего, в ПОВЬШIении уровня подземных вод и обводнении интенсивно трещиноватых и закарстованных пород быв­шей зоны аэрации, в значительной степени преобразовало гидрогеохимическую ситуацию в прибрежной зоне. Фор­мирование подпора сопровождалось продвижением прес­ных вод в глубь склона повсюду, в том числе и на участках, где породы обогащены водорастворимыми солями. Учиты­вая это обстоятельство, а также то, что в период эксплуа­тации водохранилища водообмен между подземными и поверхностными водами усилится, был дан благоприятный прогноз существенного улучшения качества подземных вод в зоне влияния водохранилища, включая и площадь рас­пространения гипсоносных отложений [Братское водохра­нилище . . . , 1963] . Также бьm сделан вывод, что разгрузка артезианских вод в районе д. Налюры - устье р. Осы после наполнения водохранилища значительно уменьшится либо вообще прекратится [Малий, 1969] .

167

В действительности увеличение зоны насьпцения в процессе наполнения водохранилmца не сопровождалось повсеместным и пропорциональным ростом мощности прес­ных вод. Особенно ярко это проявилось на площади развития карстующихся пород кембрийского возраста, где мощность пресных подземных вод претерпевает значитель­ную изменчивость. Уровень карстовых вод во время напол­HeHия водохранилmца поднимался почти одновременно с его уровнем. Вместе с этим происходило ПОВЬШIение гип­coMeтpичecкиx отметок проявления разгрузки подземных вод глубоких водоносных горизонтов.

Таким образом, на площади интенсивного проявления гидрогеохимического купола минерализация и химический состав подземных вод зоны подпора в период наполнения водохранилmца формировались в основном за счет сме-: шения инфильтрационных вод с поднимающимися к по­верхности минерализованнь� водами глубоких водонос­ных горизонтов. ПОВЬШIение гипсометрического уровня проявлений разгрузки артезианских вод с различной ин­тенсивностыо отмечалось на значительной части террито­рии распространения кембрийских отложений.

На стадии эксплуатации водохранилmца годовые и многолетние колебания его уровня вызывают перефор­мирование напоров, что обусловливает высокую дина­мичность гидрогеохимических границ в зоне подпора. В период подъема уровня, даже при низком его положении, граница раздела пресных и соленых вод находится зна­чительно ниже ложа водоема. При сработке водохра­нилmца гидрогеохимическая граница поднимается к повер­хности и тем интенсивнее, чем ниже опускается уровень водохранилmца.

ВЬШIе были рассмотрены особенности проявления в зоне подпора Братского водохранилища трех основных, из четьrpех сформулированных д.с. Соколовым [1962] , ус­ловий развития карста. В результате проведенного анализа можно сделать следующие вьтоды. Карбонатные и суль­фатно-карбонатные отложения, развитые в зоне влияния водохранилmца, в значительной степени поражены кар-

168

стом. Несмотря на резкую неоднородность и анизотропию

фильтрационных свойств, в целом они обладают весьма высокими гидрогеологическими параметрами. Карстовые воды отличаются тесной взаимосвязью с поверхностными

водами. На значительной части побережья эта взаимосвязь осуществляется не по нормали к урезу, а по зонам высокой проницаемости, протягивающимся обычно субпараллельно береговой линии. Основными факторами формирования состава подземных вод зоны подпора являются ионно-со­левой комплекс водовмещающих пород и процессы сме­шения инфильтрационных вод с поднимающимися к по­верхности артезианскими водами и подземными водами, двигающимися со стороны междуречий, а также их загряз­нение.

Представляет значительный теоретический и практи­ческий интерес то, каким же образом закономерности формирования и распространения подземных вод зоны подпора в нижнекембрийских карбонатных и сульфатных отложениях реализуются в современных карстовых процес­сах. В.М. Филипповым [1988] показано, что активизация различных проявлений карста в зоне подпора, часто сопро­вождающаяся мощными гравитационными деформациями, имеет унаследованный характер. Коррозионно-гравитаци­онные и коррозионно-суффозионно-гравитационные про­валы, активизировавшиеся в условиях лодпора, приуроче­ны к карстовым воронкам и карстовым рвам, форми­рующимся чаще всего по древним и современным тре­щинам механической разгрузки склонов. В связи с этим он предлагает выделить в самостоятельный тип карста при­долинный карст районов разгрузки (отседания) склонов и глыбовых оползней. Установленная им закономерность ак­тивизации карстовых деформаций на расстоянии до 1-2 км от уреза водохранилища хорошо коррелирует с прояв­лением высокой водообильности нижнекембрийских пород на этом же удалении от берега.

В активизации карстовых процессов в данном случае, со всей очевидностью, основную роль играет высокий энергетический потенциал подземных вод зоны подпора.

169

Он реализуется в фильтрационном потоке, распространяю­щемся по зонам высокой проницаемости, протягиваю­щимся субпараллельно береговой линии и разделенным между собой рвами отседания, заполненными слабопро­ницаемым тонкодисперсным материалом. Величина ко­эффициента фильтрации в таких зонах изменяется от первых сотен до более 1000 Mjcyт.

Чередование зон с высокой и низкой проницаемостью, а также резкая неоднородность фильтрационных свойств пород в пределах одного карстового блока приводят к тому, что в отдельных крупных трещинах или их системах, служащих естественными каналами для карстовых вод, на участках изменения их проницаемости возможен местный перепад напоров, вызывающий отклонение от линейного закона фильтрации. Такой процесс наиболее активен в зоне переменного насыщения. В этих условиях при изме­нении направления движения подземнь� вод на противо­положное (подъем-спад уровня водохранилища) проис­ходит интенсивный вьпюс заполнителя кapCTOBЬ� поло­стей, вызывающий активизацию унаследованного карста.

Наряду с активизацией KapCTOBЬ� проявлений унасле­дованного характера в зоне подпора активно протекают и коррозионные процессы. Роль современной коррозии в формировании KapCTOBЬ� форм в зоне влияния водо­хранилища оценивалась В.М. Филипповым [1988] . В ре­зультате вьmолнения серии экспериментов по вьnцела­чиванию, моделирующих различные гидродинамические зоны с разнообразными фильтрационными параметрами, им определены скорости вьnцелачивания для OCHOBH� литологических разностей карстующихся пород, развить� в регионе. Установлено, что в гипсах для образования из волосной трещины полости шириной 1 м необходимо 12-40 лет и от 15 дО 5З тыс. лет - в известняках и доломитах. Приведенные данные показывают, что за время существования водохранилища (зо лет) в гипсах возможно формирование достаточно крупнь� KapCTOBЬ� полостей коррозионного типа, способнь� проявиться на поверх­HocTи. На площади распространения гидрогеохимического

170

купола, представленного солеными хлоридными натри­евыми водами, агрессивность которых по отношению к сульфатным породам значительно ПОВЬШIена, это время может быть значительно меньшим [Павлов, Филиппов, 1993] .

Таким образом, с наполнением водохранилища в зоне подпора на площади распространения карстующихся пород резко ПОВЬШIается интенсивность физико-химических про­цессов в системе «вода-порода» . Происходит значительное увеличение масштабов геологической деятельности подзем­HbIX вод, связанное с большим приращением объемов пород, подвергающихся интенсивному промыванию, и осо­бенно с ПОВЬШIением растворимости сульфатных и карбо­HaTHbIX отложений в водах, высоко агрессивных по отно­шению к ним.

Высокая агрессивность подземных вод зоны подпора к сульфатным и карбонатным породам обусловлена, с одной стороны, внедрением огромных масс низкоминерализован­HbIX инфильтрационных вод, с другой - смешением вод различного состава и минерализации, в KOTOPbIX присутст­вуют соли, ПОВЬШIающие растворимость этих пород. В подземных водах зоны подпора наряду с хлоридами нат­рия, значительно ПОВЬШIающими растворимость гипса, ча­сто содержатся другие соли, присутствие KOTOPbIX в гораздо большей степени, иногда более чем в 2 раза, по сравнению с хлоридами натрия увеличивает гипсовую емкость воды. К таким солям относятся хлориды и нитраты магния. Их присутствие в подземных водах зоны подпора на рас­сматриваемой территории достигает иногда достаточно больших концентраций. Однако эта сторона вопроса в KOHкpeTHbIX условиях наименее изучена. Исследование процессов взаимодействия подземных вод зоны подпора, имеющих сложный состав, формирующийся в процессе смешения различных природных вод и под влиянием сельскохозяйственного и ПРОМЬШIленного загрязнения, с карбонатными и сульфатными породами позволяет оценить масштабы их современной геологической деятельности в зоне влияния одного из крупнейших водоемов мира.

171

Г л а в а 3

ИССЛЕДОВАНИЯ МЕЛКОМАСШТАБНЫХ ПРОЦЕССОВ

ДИНАМИКИ БЕРЕГОВОЙ ЗОНЫ

3. 1. Натурные исслед ования взвешенных наносов и мелкомасштабных форм рельефа д на

в прибрежной зоне

Мелкомасштабные процессы :играют определяющую роль в перемещении частиц наносов в береговой зоне океанов, морей и крупных водоемов. Мы используем тер­мин «мелкомасштабные» для гидродинамических и ли­тодинамических процессов, имеющих пространственные масштабы от размеров отдельной частицы наносов до приблизительно 1 м. Такой интервал пространственных масштабов, как правило, охватывает толщину турбулентно­го волнового пограничного слоя, а также характерные размеры донных форм волновой природы (рифелей) , часто встречающихся на подводном береговом склоне.

для исследования мелкомасштабных процессов дина­мики наносов в придонном слое береговой зоны проведена серия натурных экспериментов на исследовательском по­лигоне КО)Jпуса инженеров армии США, расположенном в штате Северная Каролина на Атлантическом побережье США (the U.S . Атту Corps of Engineers Field Research Faci1ity, Duck, North Carolina, U.S.A. ) . для сбора данных использовался разработанный авторами подводный изме­рительный комплекс, который включал в себя: датчик давления (PS) - для измерения параметров волнения, трехкомпонентный акустический доплеровский измеритель скорости (ADV) , акустический измеритель концентрации взвешенных наносов - для получения вертикального про­филя концентрации наносов в придонном слое (АСР) , акустическая линейка - для измерения донных форм (МТА) . Последнее устройство представляет собой набор

172

"'�f---- Нормаль к берегу ---....

Дно

Рис. 3. 1. 1. Схема измерительного комплекса. ABS - акустический измеритель концентрации взвешенных наносов; ADV � трехкомпонентный акустический доплеровский измеритель ско­рости; МГА - акустическая линейка для измерения донных форм (1 , 2 , 3 - секции линейки); OBS - турбидиметр; PS - датчик давления; TS -

датчик температуры; UAS - блок управления и сбора данных.

акустических излучателей, смонтированных на жестком основании в одну линию с равным интервалом.

Кроме того, в состав КОМШIекса входят: датчик темпе­ратуры воды, турбидиметр - для измерения уровня све­топроницаемости (мутности) воды, а также подводная видеокамера - для визуального мониторинга состояния дна и придонного слоя при благоприятных условиях осве­щенности. Схема измерительного КОМШIекса приведена на рис. 3 . 1 . 1 . Описанный КОМШIекс последовательно разверты­вался в различных точках поперечного пр о филя подводно­го берегового склона как в зоне обрушения волн, так и в зоне их трансформации, на глубинах от 1 до 5 м. В местах расположения КОМШIекса проводились также отборы проб наносов с поверхности дна.

173

Данные, полученные для широкого спектра параметров волн и течений, демонстрируют значительные вариации как в уровнях концентрации взвешенных наносов, так и в геометрии донных форм.

Теоретические предпосылки

для установившегося однонаправленного пот.ока тран­спорт взвешенных наносов на заданной глубине рассчиты­вается как произведение скорости воды на их концент­рацию. Однако в присутствии поверхностных волн ско­рость воды и концентрация взвешенных наносов изменя­юTcя не синхронно (с задержкой или опережением по фазе) . Таким образом, возникает компонента транспорта, явно зависящая от флуктуационных (т.е . изменяющихся во времени, а не осредненных) компонент скорости и кон­центрации. Полученные результаты показывают, что при­сутствие этой когерентной компоненты может приводить к весьма значительному переносу наносов в направлении, отличном от направления осредненной скорости течения [Jaffe et а1. , 1985; Hanes, 1988; Vincent et а1. , 1991 ] . Кроме того, исследование коспектров скорости и концентрации выявило зависимость когерентного транспорта от частоты [Hanes, Hunt1ey, 1987] .

Впервые важность асинхронного флуктуационного взве­шивания и перемещения наносов была отмечена и тео­ретически выражена в параметрической форме Р. Дином [Dean, 1973] .

D = (3. 1 . 1 )

где D - параметр (число) Дина; НЬ - высота обрушаю­щейся волны; w - скорость свободного оседания наносов; т - период волны.

При небольших значениях D наносы перемещаются к берегу, однако при достижении некоторого критического значения направление транспорта меняется на противопо­ложное, Т.е. в море. В основе этой параметризации лежит

174

предположение о том, что взвешивание наносов про­исходит во время прохождения волнового гребня. Таким образом, величина и направление результирующего транс­порта наносов зависит от того, какая доля взвешенных наносов успела осесть до того, как произойдет смена направления потока при переходе от гребня волны к ложбине. В качестве концептуальной модели параметр Дина наглядно демонстрирует «эффект памяти» , присущий процессу взвешивания наносов, который приводит к уже упоминавшемуся сдвигу концентрации по фазе. Кроме того, в числе Дина нашли отражение некоторые парамет­ры, важные для описания указанного эффекта, а именно: высота (горизонт) взвешивания наносов, скорость свобод­Hoгo оседания, период волны. Тем не менее для прак­тических расчетов мгновенного транспорта наносов в ус­ловиях нерегулярного волнения параметр Дина применять­ся не может.

Обсуждение натурных данных

Концентрация взвешенных наносов. Полученные несколь­ко лет назад натурные данные свидетельствовали о том, что значительные вариации концентрации взвешенных на­носов происходят на более низких частотах, чем частота поверхностного волнения, а именно на частотах, связанных с волновыми группами [Hanes, 1991 ] . Новые наблюдения, выполненные за пределами прибойной зоны, подтвердили этот результат. Вариации концентрации наносов на часто­тах волновых групп наблюдались даже тогда, когда в энергетическом спектре волнения полностью отсутствовали инфрагравитационные составляющие (рис. 3 . 1 .2 и 3 . 1 . 3) . На рис. 3 . 1 .2 представлен энергетический спектр концент­рации взвешенных наносов на расстоянии 1 см от дна. Следует особо отметить высокие значения спектральной плотности концентрации на низких частотах, при прак­Tичecки полном отсутствии аналогичных компонент в спектре придонной скорости (см. рис. 3 . 1 . 3 ) . Обнаружено

175

()

N� с:; --

..':::.. s-s ::r со Q. 1-:з:: Q) ::r :з:: О '" .а 1-() О :з::

Ь с:; t: (J; со :з:: .а с:; со Q. � Q) t:

()

1 ,2

1 , 0

0 ,8

0,6

0,4

0,2

о 0, 05 0 , 1 0 , 1 5 Частота, Гц

0,2 0,25

Рис. 3. 1.2. Спектр концентрации взвешенных наносов на рассто­янии 1 см от дна.

Сrшошная ЛИНИЯ - KorepeHTHoctb с квадратом ПРИДОННОЙ скорости > 0,6.

также, что подобные низкочастотные вариации могут ста­новиться доминирующими в спектре концентрации [Thos­teson, 1997] . Более того, на этих частотах наблюдается высокая когерентность между квадратом придонной ско­рости для огибающей, описывающей волновые группы, и концентрацией (см. рис. 3 . 1 .2) . Причем пик концентрации слегка сдвинуг по времени назад относительно пика огиба­ющей. Эги результаты можно объяснить, аналогично пара­метру Дина, действием «эффекта памятю>, но на большем масштабе времени. Интересно отметить, что, вообще гово­ря, не очень сложно выявить, оценить и концептуально описать те дополнительные факторы, связанные с прохож­дением волновых групп, которые обусловливают «эффект памятю> взвешенных наносов. Среди таких факторов мож­но назвать вариации в интенсивности турбулентности,

176

(,) 14 N u :;; 12

�

s-

t; 1 0 о а. о '" (,) .D 8 1-(,) О :I: 6 ь r:::; r:::; (J: со 4 :I: .D r:::; со а. 2 !;; ф r:::;

() о 0,05 0 , 1 0, 1 5 0,2 0,25

Частота, Гц

Рис. 3. 1.3. Спектр придонной скорости с доверительным интерва­лом 80 %.

флуодизацию частиц песка (что повышает эрозионный потенциал дна) , влияние донных форм, устойчивость при­донного пограничного слоя и Т.д.

На рис. 3. 1 .4 показана фаза частотной переходной функции между концентрацией взвешенных наносов и низкочастотной огибающей квадрата скорости (в отсутст­вии инфрагравитационных движений) в придонном слое. В области низких частот зависимость фазы от частоты хо­рошо аппроксимируется линейной функцией. Этот вывод весьма важен, поскольку линейное изменение фазы по частоте соответствует постоянному сдвигу по времени.

Донные формы. Изучение мелкомасштабных особенно­стей рельефа дна проводилось на основе . измеренИЙ про­филя его поверхности акустической линейкой (МТА) . Пример результатов приведен на рис. 3 . 1 . 5 . На нем сплош­ные линии показывают последовательные положения про-

177

1 00

50

q ro Q. '- О ro-'" ro е

- 50

- 1 00

- 150 О

J

1\ \ i

V 0,05 0 , 1

�V'�V-''vVJ\1 0, 1 5

Частота. Гц 0,2

,.

0,25

Рис. 3. 1.4. Фаза частотной переходной функции между концент­рацией взвешенных наносов и квадратом низкочастотной огибаю­

щей скорости в придонном слое.

филя дна с интервалом в 1 МИН. Измерения вьmолнены вне прибойной зоны, на глубине 3,9 м, при следующих волно­вых условиях: Нто = 0,50 м, Тр = 10,7 с, крупность дон­ных наносов в поверхностном слое Dso = 0,19 мм . Цент­ральная часть акустической линейки имела большое разре­шение, что позволило зафиксировать на соответствующем участке дна вариации рельефа более мелкого масштаба (рис. 3 . 1 . 5 , нижний график) . Линии последовательных измерений на нижнем графике рис. 3 . 1 . 5 смещены от­носительно друг друга по вертикали на 1 мм для улуч­шeHия читаемости.

Мелкомасштабный рельеф дна представлен донными формами главным образом двух типов: малыми волновыми рифелями высотой до 2 см и длиной от 10 до 1 5 см, мегарифелями высотой 5-10 см и длиной 75-150 см. В

178

20 15

1 0

5

:. О u

ф- -5 t- - 1 0 о u О 50 1 00 1 50 200 :а ro 5

1 00 1 1 О 1 20 1 30 1 40 Горизонтальное расстояние по направлению к берегу, см

Рис. 3. 1.5. Суперпозиция малых волновых и мегарифелеЙ.

некоторых случаях дно покрывали формы только одного типа, в других наблюдалась суперпозlЩИЯ обоих типов (рис. 3. 1 . 5 , верхний график) .

Интересно отметить, что при параметрах волнения Нто = 0,50 м, Тр = 10,7 с и крупности наносов п5о = = 0, 19 мм, т.е. в условиях схожих с приведенными на рис. 3 . 1 . 5 , но в непосредственной близости к мористой границе прибойной зоны (глубина 1 ,6 м) , малые волновые рифели практически отсутствовали. Дно покрывали только ме­гарифели (рис. 3. 1 .6) . для данного случая, по-видимому, предел перехода от взвешенного транспорта к слоистому придонному движению наносов, так называемому sheet flow, уже преВЬШIен.

Для описания изменения размеров донных форм во времени используется понятие эквивалентной высоты ри-

179

5

::о О

() ro 6 -5 () О Jj (1)

5

О

-5 1 00 1 1 0 120 1 30 140

Горизонтальное расстояние по направлению к берегу, см

Рис. 3. 1.6. Дно, покрытое только мегарифелями.

фелеЙ. Эквивалентная высота - это высота синусоиды, имеющей стандартное отклонение, равное измеренному. Нижний график на рис. 3. 1 . 7 показывает изменение экви­валентной высоты рифелей в течение 16 мин при парамет­рах волнения Н то = 0,55 м, Тр = 9 с, на верхнем пред­ставлена вариация квадрата скорости в придонном слое за тот же период. Наблюдается эффект уменьшения эквива­лентной высоты рифелей после прохождения волновой группы. Особенно хорошо это четко прослеживается для мощной группы волн на 7-9-й минугах записи.

Взаимодействие донных форм и взвешенных наносов. На рис. 3 . 1 . 8 приведена серия вертикальных профилей концен­трации взвешенных наносов, полученных за тот же интер­вал времени, что и данные рис. 3. 1 .7. Уровень концент­рации выражен посредством градаций серого цвета, так что наиболее темные области соответствуют наивысшим зна-

180

0,7

� 0,6 u

� � 0 5 о:: _ ' CtI ):!> ::1: Ф � с; 0,4 ф ф с; -& � � О, З :S:

� 0,2 (') о 2 4 6 8 1 0 1 2 1 4 1 6 Время , мин

Рис. 3. 1. 7. Влияние групп волн на эквивалентную высоту ри­фелеЙ.

чениям концентрации. Хорошо видно, что концентрация увелwrnвается при прохождении волновых групп, о чем уже упоминалось ранее. Кроме того, следует отметить, что наиболее резкий скачок значений концентрации прак­Tичecки совпадает по времени с перепадом в высоте рифелей.

* *

*

Результаты проведенных наблюдений показывают, что наиболее существенные (значимые) изменения концент­рации взвешенных наносов происходят на масштабах вре­мени, совпадающих с периодами волновых групп. Донные формы разнообразных размеров и геометрии имеют такую

1 8 1

::Е

50

45

� 40 ro :r <:{ 35 ь � 30 :r а: � 25

ro

а.. 20

1 5

1 0

5

о 2 4 6 8 1 0 1 2 14 1 6 Время, МИН

Рис. 3. 1. 8. Динамика вертикальных профилей концентрации взве­шенных наносов.

же динамику. Часто наблюдались ситуации, в которых за время прохождения одной группы волн происходило уменьшение амплитуд рифелей или их полное стирание. Кроме того, процессы изменения концентрации взвешен­ных наносов и эволюции донных форм, по-видимому, связаны между собой. Проводимые исследования позволя­ют достичь лучшего понимания механизмов мелкомасштаб­HЬ� литодинамических процессов и их роли в транспорте наносов в береговой зоне. Дальнейший прогресс на этом пути связан с совершенствованием измерительной аппара­туры, в частности с повышением ее разрешающей способ­ности в пространстве и во времени, а также методик обработки дaHHЬ�.

182

3.2. Достоинства и нед остатки энергетического подход а

к прогнозу транспорта наносов

Энергетический подход к транспорту наносов бьm раз­работан Бэгнольдом для поступательных потоков и затем адаптирован Инманом, Боуэном и Бэйлардом для волно­вых потоков. Притягательность энергетического подхода заключается в простоте формул и почти очевидности ос­новной идеи - чем сильней волновой режим, тем больше наносов движется. Анализ натурных экспериментов и мо­дельных оценок, опубликованных в последнее время, пока­зывает, что нет однозначного мнения о действенности и пригодности энергетического подхода для прогноза транс­порта взвешенных наносов [Foot et аl. , 1995; Russell et аl. , 1996] . В одних случаях предсказанный расход взвешенных наносов хорошо совпадает с измеренным, в других -отличается не только по величине, но и по направлению. Наиболее полная последняя проверка энергетического под­хода по экспериментальным данным, проведенная в рамках программы MAST-2' G8M, обнаружила значительные рас­хождения между теоретическими и экспериментальными результатами для большинства наблюдавшихся волновых режимов [Soи1sby, 1995] . Причины этих расхождений неяс­ны до сих пор.

Цель настоящей работы - продемонстрировать и про­анализировать возможные причины расхождения теорети­ческих и экспериментальных флуктуаций расхода взвешен­Hыx наносов различных временных масштабов под дейст­вием нерегулярнь� волн.

Эксперимент

Совместный российско-германский эксперимент «Нор­дерней-94» бьm проведен на северном берегу острова Нордерней (Восточные Фризские острова) в Северном море в октябре 1994 г. [Ktinz et аl . , 1995] . Приборы монтировались на трубах диаметром 0, 1 м, замыть� ниж-

183

::;; :0-(3= m о: I

2

� О D­>-

е - 1 ф I

Qf 8- -2 ь � -3 I о: О Ь -4 о ro а..

- 5 о 40

Уровень в фазу прилива

Точка обрушения волн

/ Уровень при отливе

80 1 20 1 60 200 Расстояние от берега, м

Рис. 3.2. 1. Профиль дна и точки измерений в эксперименте «Нор­дернеЙ-94» .

ним КОНЦОМ В песок. Приливные колебания уровня моря с размахом 2,4 м давали доступ к датчикам во время отлива и позволяли вести измерения при глубинах от 0,5 до 2,5 м в зоне обрушения волн зыби и ветровых волн. Приборы устанавливались в точках М]А и М]> уклон дна между которыми составлял около 0,01 (рис. 3 .2. 1 ) . Дно состояло из песка со средним диаметром 0,23 мм .

Концентрация взвешенного песка, возвышения свобод­ной поверхности и две горизонтальные компоненты ско­рости частиц воды измерялись синхронно в точках М]А и М] оптическимИ турбидиметрами [Косьян и др. , 1995] , датчиками давления и электромагнитными двухкомпонент­ными датчиками соответственно с частотой дискретизации 4,5 Гц в течение 1 ч и с частотой дискретизации 18,2 Гц в течение 20 мин. Концентрацию измеряли на горизонте 8- 1 О см над дном, а скорость - на горизонте 1 8-20 см над дном.

184

Обработка данных

Экспериментальные (измеренные, Qe (t» и теорети­ческие (предсказанные, Qr (t» величины расхода наносов поперек берега бьmи получены умножением соответствую­щей концентрации взвешенного песка (ce ( t) И Cr ( t » на измеренную нормальную к берегу компоненту скорости частиц воды (и (t) ) . Осредненные по времени расходы наносов, обусловленные гравитационными и инфрагра­витационными волнами, рассчитаны путем интегрирования соответствующих частотных диапазонов коспектров ско­рости и концентрации.

Теоретические концентрации найдены по формуле Бей­ларда [Bai1ard, 1981 ] , упрошенной исключением из нее уклона дна, который незначителен в условиях наших экс­периментов:

(3.2. 1 )

где Pw и Ps = 2650 кг/м3 - плотности воды и частиц песка соответственно; es = 0,02 - коэффициент эффективности; f w = 0,01 - фактор трения; Ws = 0,028 м/с - гидравличе­ская крупность частиц песка.

Необходимо отметить, что количественное сравнение измеренных и предсказанных расходов взвешенного песка не вполне корректно, так как все величины измерялись только в одной точке, отстоящей от дна приблизительно на 10 см, а предсказанные являются осредненными по глу­бине. Поскольку основная часть взвешенных наносов пере­мещается в придонной области, такое сравнение следует рассматривать только как первое приближение.

Параметры донных рифелей вычислялись по формулам Нильсена [Nielsen, 1979] . Тип донных рифелей устанав­ливался по диаграмме Канеко [Капесо, 198 1 ] .

Спектральные оценки, рассмотренные в работе, выпол­нены с шириной спектрального окна 0,01 Гц и имеют около 70 степеней свободы.

185

Результаты и обсуждение

На рис. 3.2.2 представлены следующие спектральные характеристики для серии 49, типичной для деформирован­ных, но еще не обрушающихся волн, когда дно покрыто двумерными рифелями: спектр нормальной к берегу ком­пoHeHTы скорости частиц воды (Su) ' теоретическая (Sc/) и измеренная (Sce) концентрации взвешенных наносов; функ­ция когерентности (GcJ и сдвиг фаз (FcJ между концен­трацией и скоростью; измеренный (COceJ и теоретический ( С 0c/J коспектры концентрации и скорости; спектр флук­туаций расхода наносов в степени 0,5 (S��5 ) дЛЯ сравнения с коспектрами; функции когерентности между измерен­HыMи и теоретическими концентрациями и расходами взве­шенных наносов ( G Q/Qe' Gctce) ·

Сдвиг фаз между концентрацией и скоростью составля­eT -л/2 на основной волновой частоте. Следовательно, последняя не дает вклада в расход наносов, так как осредненное по времени произведение скорости на кон­центрацию на этой частоте равно нулю. Сдвиг фаз на частотах инфрагравитационных волн близок к нулю. Песок взвешивается со дна путем выброса .вихреЙ с захваченными ими песчинками из-за гребней донных песчаных рифелей в момент смены направления скорости [Пыхов и ДР . , 1997] . Собьпия взвешивания происходят обычно один раз за период волны и приурочены к моменту времени перехода от гребня волны к ложбине: Предсказанное направление расхода в области частот гравитационных волн противопо­ложно измеренному. Величины и направления измеренного и рассчитанного расхода наносов на частотах инфра­гравитационных волн совпадают удовлетворительно.

Когерентность между измеренными и теоретическими флуктуациями концентрации (Gc/ce) невелика, а когерент­ность между расходами ( G QtQ) составляет 0,6-0,8 и сви-

детельствует об определяющей роли флуктуаций скорости в формировании флуктуаций расхода взвешенных наносов.

186

1 0 _ _ _ _ о Su 0,3 u

_

Sce <D

---

SCt , u :; 0,2 "

N N L.. :; '" 0, 1 (f)�0> (f)"" 0 , 1 (f)"'- 0,01

1 Е-3 О

Gcu 3, 1 4 0,8 Fcu 1 ,57 " 0,6 :if

(!)() а.

О =. 0,4 I.!..() 0,2 -1 , 57 О -3 . 14

0,2 - СОси - эксперимент 0 ,5 --- СОси - теория

N 0, 1 5 SO.5 0,4 N :; ';:: , си :;

...... '" 0 ,1 '-

'" =. 0,3 IS> -() . " о О ()

() 0,05 (f)

О 0,2

-0,05 0 , 1 G QtQe

..,0> 0 ,8 u' Рис. 3.2.2. Спект-(!) а

О> 0,6 ральные харак-

а- теристики для

(!) 0, 4 случая двумер-ных рифелей на 0,2 дне. Серия 49.

О 0,01 0, 1 (, Гц

187

Сравнение коспектров со спектрами флуктуаций расхода показывает, что результирующий расход наносов на поря­док меньше среднеквадратичной величины флуктуаций расхода, и, значит, небольшие ошибки измерения скорости и концентрации могут привести к катастрофическим ошиб­кам в результирующем расходе.

На рис. 3 .2 .3 показаны аналогичные спектральные ха­рактеристики для серии, типичной для внешней границы зоны обрушения, когда дно покрьпо трехмерными ри­фелями в фазе их стирания. Когерентность между концен -трацией и скоростью достаточно велика на основной вол­новой частоте, сдвиг фаз равен -л/4 на основной волно­вой частоте. Песок со дна взвешивается за счет турбулент­ных вихрей, образующихся благодаря нестабильности при­донного пограничного слоя в фазу замедления потока [Пыхов и др. , 1997] . Рассчитанный расход наносов на частотах гравитационных волн имеет противоположное на­правление, чем измеренный, а направления расхода за счет инфрагравитационных волн совпадают, несмотря на то :ТО когерентность между рассчитанными и измеренными рас­ходами велика для гравитационных волн и низка для инфрагравитационных. Это можно объяснить сдвигом фаз, так как на частотах инфрагравитационных волн сдвиг фаз близок к нулю и совпадает с используемым в формулах Бейлорда, а на частотах гравитационных волн - нет.

На рис. 3 .2.4 приведена эмпирическая зависимость сдвига фаз между концентрацией и скоростью частиц воды на основной волновой частоте от фактора подвижности, характеризующего состояние дна вне зоны обрушения волн. Эта зависимость демонстрирует изменение сдвига фаз на частотах гравитационных волн от -л/2 для случая рифельного дна до -л/4 в случае стирания донных форм при более сильных волновых режимах [Pykhov et аl. , 1997] .

В зоне обрушения волн подобных зависимостей по­лучить не удается по причине отсутствия когерентности между флуктуациями концентрации и скорости. По мере приближения волн к берегу когерентность уменьшается и

188

1 0 4

u <D , U ::;; ....... N N

L ::;; "" 2 ",О> (J)�

(J) 0 , 1

(J)"'-

0 ,01 О - Gcu --- Fcu 3, 14

0,8 1 ,57

c::t :> 0,6 ro " Q. Q) О :;

0,4 ц."

0,2 -1 ,57

О .. -3, 1 4

0,2 - со - зкспе-cu римент 2

N --- со cu - теория .

::;; 0, 1 _ _ _ _ SO.5 N ....... ::;; L cu ....... "" L "" :; о LI) -

" . :> О с> "

() (J)

-0, 1

-0 ,2 О 1 G

",О> QtQe

с;- 0,8 G Q) CtCe Рис. 3.2.3. Спекг-

сО> 0,6 ральные харак-

Q теристики ДЛЯ Q) 0,4 случая стирания

0,2 рифелей. Серия

13 . О

0,01 0, 1 (, Гц

189

q ('о а. ::о­м ('о -е-'­:s: ID q U

о

5 6

- 1 ,57 '---....... -f.J---r----т---т---т----г о 40 80 120

Фактор подвижности

Рис. 3.2.4. Зависимость разности фаз ('Реи) между концентра­

цией взвешенных наносов и нормальной к берегу компонентой

скорости частиц воды на частоте подходящих волн от фактора по-

Р suJ.I движности F т = ( ) d· Ps - Р g

1, 2 - 2п рифели с прямолинейными гребнями; 3 - 2п рифели с сину­соидальными гребнями; 4-6 - зп рифели.

практически равна нулю в зоне обрушения основного числа волн. Как показано в работе Р.Ф. Косьяна и др. [ 1998] , в зоне обрушения волн взвешивание наносов обус­ловлено макротурбулентными вихрями и собьпия взве­шивания не привязаны к конкретной фазе волны.

Таким образом, наши данные демонстрируют, что ри­фели являются стабилизатором дна, транспорт наносов в данном случае должеа бьпь близок к нулю на частотах ветровых волн, что никак не совпадает с предсказаниями энергетического подхода. Направление измеренного транс­порта в данном случае имеет направление, определяемое ошибками измерений и статистическими ошибками расчета фазовой функции. Следовательно, совпадение измеренных и рассчитанных направлений расхода в отдельных случаях несет случайный характер. Для гладкого дна сдвиг фаз между измеренной концентрацией и скоростью составляет -.n/4 на частотах гравитационных волн, что приводит к направлению транспорта, противоположному предсказа­ниям энергетического подхода. Во внутренней части при-

190

бойной зоны практически отсугствует когерентность между концентрацией и СКОРОСТЬЮ,и величины измеренных флук­туаций расходов носят случайный характер, определяемый, как и для рифельного дна, ошибками измерений и ста­тистическими ошибками фазового спектра. Возможные пу­ти улучшения энергетического подхода - учет его в формулах сдвига фаз между концентрацией и скоростью вне зоны обрушения волн и рассмотрение скорости дис­сштации при обрушениИ волн вместо донного трения внугри прибойной зоны.

В защиту энергетического подхода свидетельствует тот факт, что значительная часть взвешенных наносов пере­носится не волновыми компонентами скорости, а сред­ними по времени течениями. В этом случае направление расхода всегда предсказывается точно.

3.3. Перенос взвешенных наносов в береговой зоне вод охранилищ

В береговой зоне наиболее представительных дина­мических обстановок рельефообразования и осадконакоп­ления крупных водохранилищ (обстановок преимушествен­но волнового морфолитогенеза) движение вод осуществля­ется в виде ветровых волн и возникающих при их разру­шeHии и взаимодействии друг с другом разного типа волновых течений. По данным наблюдений [Пышкин, 1973] , на искусственных водоемах наибольшую повторяе­мость имеют ветровые волны высотой до 1 м, хотя при сильных штормах здесь могуг образовываться и более. высокие (3,0-3,5 м) волны. Например, на Новосибирском водохранилище повторяемость волн с высотой H'ig до 1 м составляет приблизительно 88 % (общая продолжитель­ность действия - около 74 суг/год) , а волн с высотой H'ig 2-3 м и свьшrе 3 м - менее 1 и 0,07 % соответственно (продолжительность действия - 0,8 и 0,06 суг/год) [Ха­бидов и др. , 1999] . Близкая по величине повторяемость ветровых волн разной высоты отмечается и на других во-

191

дохранилищах [Авакян, Шарапов, 1977] . Очевидно, что в формировании берегов водохранилищ ключевую роль игра­ет деятельность волн высотой до 1 м, вызываемых слабыми или средней силы ветрами.

Проведенные ранее исследования [Кhabidov et аl. , 1995] убедительно показали, что слабые и средние по силе штормы действительно имеют сушественное значение в развитии рельефа береговой зоны искусственных водоемов, поскольку при типичных для водохранилищ углах подхода волн к берегу (порядка 10-50 °) они способны иници­ировать высокоактивные литодинамические и связанные с ними морфодинамические процессы. При этом, как оказа­лось, в общем комплексе литодинамических процессов доминирует перенос наносов во взвешенном состоянии. В этой связи представляется важным изучение особенностей транспорта взвешенных наносов в береговой зоне водо­хранилищ и в первую очередь - вертикальной структуры поля взвеси в охваченной волнением толще воды.

Некоторые сведения о литодинамике береговой зоны искусственных водоемов можно получить из работ с.г. Бейрома и В.М. Широкова [Формирование берегов . . . , 1969] , ля. Каскевич [ 1970] , Б.А ПЬШIКИНа [1973] , г.и. Ов­чинникова и Г.А Карнауховой [1985] и немногих других публикаций. Однако ни в одном из упомянутых исследо­ваний задача изучения транспорта взвешенных наносов в волновом потоке специально не ставилась. Впервые (для водохранилищ) она возникла лишь при проведении серии специальных полевых экспериментов на Новосибирском водохранилище в связи с работами по проекту «Междуна­родное сотрудничество для изучения транспорта наносов и эволюции берегов» Управления морских исследований США

Полигоны

Полевые эксперименты проводились на двух полиго­нах, развернутых на о. Шумской Кордон ( <Подкова» ) Новосибирского водохранилища (рис. 3 .3 . 1 ) . Выбор места

192

,..... \D w

с � 5.0--:::: ----- 2.0:=-

---1.0---

_\·�:�:��::/\(:��j;��Яfj �!y о.., V х ... у . --:I..

@ CD @ о 1 00 м L--J

11 -=::; -- 5.0 / --=:::::3 0 : �� � 2.0 �S С . . o � з.о �

� 1 � 5

� 2 " 6

� 3 ШiНШШШ 7 1 1:::::: 1 [ШJ (.::::::: 4 1 В r.;;.::;.:; ..

.. _ .2 .0 '� -- ·'=т,. !ш������m�[�шlli!mш1f

mn-:�.

о 25 м L---J

Рис. 3.3. 1. Схема размещения береговых полиго­нов ивэп СО РАН на о. Шумской Кордон, Но-

восибирское водохранилище.

1, II - номера полигонов. 1 - изобаты; 2 - клиф; 3 -

авандюна; 4 - подводный песчаный вал; 5 - береговая аккумулятивная терраса; 6 - ОС1ровной бар; 7 - пляж;

8 - основные створы наблюдений (1 полигон) .

размещения полигонов определили присущие им геомор­фологические особенности береговой зоны и характер сла­гающих ее наносов.

Первый из полигонов имеет следующие особенности. 1 . Состав пляжевых и донных осадков прибрежной

зоны преимущественно песчаный. В отложениях пляжа доля мелкого гравия никогда не преВЬШIает 9 %, тогда как содержание собственно песчаных фракций колеблется от 87,9 до 95 %, алевритов - от 3,4 до 12 % . В осадках песчаной размерности доминируют средне- и мелкозер­нистые пески, содержание которых может достигать 58,2 и 36,5 % соответственно.

2. Береговая линия полигона образована системой мел­ких дуг. Экспозиция берега обусловливает подход ветровых волн к внешней границе участка (при господствующих на данном водоеме штормах) под углом от 1 0- 1 5 до 30-40 0.

3 . В пределах полигона представлены все основные типы песчаных берегов водохранилищ - от интенсивно размьmаемых, с полностью разрушенным пляжем и ак­TивHыM клифом высотой до 2-3 м, до аккумулятивных с отмершим клифом, береговой аккумулятивной террасой, развитой авандюной и сравнительно широкими песчаными пляжами. Крутизна подводного берегового склона варь­ирует от 0,45 до 20, а средний уклон составляет 1 , 5 о. В рельефе склона отчетливо выражены 2-3 подводных пес­чаных вала с шириной основания до 40-50 м и от­носительной высотой гребня порядка 0,5-0,6 м. С этими валами генетически связан и «островной бар» , форми­рующийся на восточной периферии участка. С внешней (мористой) стороны склон окаймлен подводной присло­ненной аккумулятивной террасой, бровка которой располо­жена на глубине 2-3 м, а подножие уступа - на глубине 7-8 м.

Второй полигон размещен в центральной части слабо­вогнутой береговой дуги на западном побережье острова. Характерными элементами рельефа здесь являются: хорошо развитая авандюна высотой до 2 м; широкий - до 30 м -

194

rurяж; подводный береговой сюrон, имеющий углы наюrона до 2 о в верхней части и 0,6-0,80 - в нижней, и окаймля­ющая его с мористой стороны прислоненная терраса, бровка и подножие уступа которой расположены на глу­бинах 2,0-2,3 и 5 м соответственно. Подводные валы в рельефе сюrона не выражены. Гранулометрический состав наносов, слагающих пляж и . подводный береговой сюrон второго полигона, близок к составу рыхлого материала первого полигона. Медианный диаметр поверхностного слоя наносов в тыловой части пляжа варьирует от 0 ,12 до 0, 1 5 мм, в его средней части - от 0,14 до 0 ,18 мм, в нижней части вблизи уреза - от 0,30 до 0,40 ММ, на глубинах 0,5 м - от 0,28 до 0,36 мм, 1 м - от 0,20 до 0,25 мм, 1 ,8-2,0 м -- от 0, 16 до 0 ,18 мм. Поскольку на втором полигоне проводились наблюдения за вертикальной дифференциацией наносов в охваченной волнением толще воды не только по крупности, но и по плотности и окатан -ности частиц, отметим, что: ( 1 ) суммарное содержание тяжелых минералов в донных осадках соответствующих точек подводного берегового склона изменялось от 12,93 до 3,41 % и (2) в составе осадков преобладали частицы 2-3 юrасса окатанности (по Л.Б. Рухину) , содержание хорошо окатан­НbIX частиц 4 класса не превьШIало 27-28 % .

На первом полигоне наблюдения вьmолнялись на ста­ционарных рамных постах, которые устанавливались в прибрежной зоне между урезом и бровкой подводной прислоненной аккумулятивной террасы. Посты оборудова­ны датчиками емкостного типа для измерения параметров волн, приборами «Поток-2МР» для измерения скорости и направления течений на горизонте 0,1 м от дна, а также сменными кассетами седиментационных ловушек длитель­ного наполнения. Кроме того, с мобильной платформы, оснащенной тремя датчиками ACM-200PD и пневмати­ческим пробоотборником взвешенных наносов, велись из­мерения мгновенных скоростей течения во внутренней области волнового потока и определялись короткопериод­ные флуктуации концентрации взвеси.

195

На втором полигоне большинство измерений про­водилось с мобильной платформы, которую дополнительно оборудовали датчиком параметров волн емкостного типа, оптическими датчиками обратного рассеяния - турбиди­метрами (OBS) дЛЯ определения концентрации взвешен­HЬ� наносов и пневматическим пробоотборником для взя­тия физических проб взвеси. В точках измерений установ­лены рамные посты с тремя сменными кассетами седимен -тационнь� ловушек. Литология пляжевь� отложений и ДOHHЬ� осадков во всех случаях изучалась по пробам, которые отбирали перед началом эксперимента, во время штормов и в межштормовые периоды.

Особенности гидродинамики береговой зоны в период эксперимента

Первый полигон. Во время эксперимента на полигоне наблюдалось три слабь� шторма, которые бьmи вызваны ветрами со скоростью до 10 м/с. Во всех случаях угол подхода волн к внешней границе прибрежной зоны состав­лял 20-25 о, причем во время первого шторма господство­вал ветер юго-юго-западного направления, а при последу­ющих штормах он развернулся на 130-140 о и подходящие волны испытывали значительное влияние островного бара. Наибольший интерес представляет именно первый из штормов, имевший продолжительность фазы развития око­ло 5 ч, фазы стабилизации - 26 ч и фазы затухания - 3 ч. Основные сведения об этом шторме пред ставлены в табл. 3 .3 . 1 .

Второй полигон. Наблюдения на втором полигоне про­ведены во время шторма юго-западного направления в фазу его стабилизации. Отобранные данные охватывают период длительностью около 1 О ч. Средняя скорость ветра в фазу стабилизации волнения составляла 1 1 ,5 м/с, а максимальная достигала 14 м/с. При этом волны высотой до 1 , 1 м подходили к внешней границе прибрежной зоны под углом порядка 50-55 О. В результате трансформации BeТPOBЬ� волн в прибрежной зоне возникли течения, ос-

196

Т а б л и ц а 3 .3 . 1

Гидродинамические условия эксперименга, полигон 1

Область подводно- Глубина, Высота Скорость течения, м/с го берегового волн Частота, Гц

склона м Hsig' м v и V

Внешняя зона ровного дна 0,5 0,55-0,65 0,4-0,5 0,05-0,12 0,07-0,14 0,08-0,17

Зона подвод-Hыx валов 1 ,0 0,30-0,40 0,4-0,5 0,08-0,22 0,10-0,23 0, 10-0,30

Прибойная зона 1,8 0,25-0,35 0,4-0,5 0,20-0,34 0, 12-0,25 0,21-0,40

П р и м с ч а н и С. lJ - вдольбсрсговая компонента мгновенной СКОРОСТИ1 течения; u -поперечная компонента мгновенной скорости течения; V - результирующая скорость течения, осредненная за период 5 6 с.

редненная во времени результирующая скорость которых варьировала от 0,23-0,34 до 0,09-0,15 м/с в ее верхней и нижней частях соответственно (табл. 3 .3 .2) .

Несмотря на некоторое сходство гидродинамических условий в период проведения экспериментов на первом и втором полигонах, между ними, однако, имеется сущест­венное различие. Оно состоит в том, что на втором полигоне хоть и слабо, но повсеместно доминировал попе­речный перенос водных масс, тогда как на первом полиго-

т а б л и ц а 3.3 .2

Гидродинамические условия эксперименга, полигон 11

Область подводно- Глубина, Высота Скорость течения, м/с го берегового волн Частота, Гц м Hsig' м склона v и V

Внешняя зона ровного дна" 0,5 0,4---'0,6 0,3-0,5 0,29-0,43 0,35-0,51 0,14-0,27

Зона подвод-ных валов 1 ,0 0,5-0,9 0,3-0,5 0, 14-0,21 0 ,18-0,27 0,21-0,34

Прибойная зона 1,8 0,8-1 ,1 0,3-0,5 0, 10-0,18 0 ,15-0,22 0,42-0,64

П р и м е ч а н и е. Усл. обозн. см. В табл. 3 .3. 1 .

197

не в области обрушения волн преобладал продольный перенос. Подобные различия исключительно важны для понимания особенностей генезиса и закономерностей раз­вития форм рельефа береговой зоны водохранилищ вообще и Новосибирского в частности.

Литодинамика прибрежной зоны в период эксперимента

Первый полигон. Уже в период развития шторма в прибрежной зоне начался размыв дна, активизировались процессы взвешивания и переноса наносов. По данным отбора проб взвешенных наносов седиментологическими ловушками наибольшая концентрация взвеси повсеместно наблюдалась в придонном слое. В направлении к поверх­ности воды содержание взвешенных наносов убывало, но, вопреки ожиданиям, не монотонно: локальное возрастание концентрации взвеси отмечалось и во внутренней области охваченной волнением толщи воды. Последующие наблю­дения позволили проследить это явление вплоть до началь­ной стадии фазы затухания волнения (табл. 3 .3 .3) .

т а б л и ц а 3.3.3

Масса взвешенных наносов (Q, г) в прибрежной зоне, профиль N2 4

Глубина 0 , 5 м Глубина ] , 0 м Глубина ] ,8 м Гори-

ЗОНТ над Фазы шторма Фазы шторма Фазы шторма ДНОМ, м

WG WS WD WG WS WD WG WS WD

0 ,1 380,2 426,8 277,3 47,3 75,5 5 1 , 1 37,2 59,6 36,5 0,2 123,7 160,7 70,0 34,0 47,9 29,2 25,3 33,7 2 1 ,4 0,3 148,3 209,2 70,2 39,2 55,8 30,0 3 1 ,3 39,2 20,7 0,4 79,6 101,7 34,2 27,7 47,7 2 1 ,4 23,9 27,5 15,8 0,5 38 ,4 67,7 18 ,3 19,4 42, 1 18,0 1 8 ,3 27,0 15,1 0,8 - - - 13,4 2 1 ,0 11 ,5 17,7 23,1 10,6 1 ,0 - - - 9,5 15,1 9 ,1 12,4 19 ,4 4,3 1 ,4 - - - - - - 3,2 5 ,4 < 1 ,0 1 ,8 - - - - - - < 1 ,0 2 ,1 < 1 ,0

П р и м с ч а н и с. Фазы шторма: WG - развития (начальная стадия), WS - ста­билизации, WD - затухания (завсршающая стадия).

198

Т а б л и ц а 3 .3 .4

Изменение медианноro диаметра взвешенных наносов во времени и по глубние, профилъ Н2 4

Мсдианный диаметр наносов, мм

Глубина, м Горизонт над Фаза шторма дном (Z/H)

WG WS WD

0,5 0,00 0,34 0,34 0 ,34 0,10 0,28 0,33 0,25

0,25 0,23 0,27 0 , 16 0,50 0,15 0,16 0 , 12

0,75 0,14 0,16 0,12 1,00 0,14 0,14 0,12

1 ,0 0,00 0,29 0,29 0,20 0,10 0,23 0.27 0 , 18 0,25 0 ,18 0,25 0 , 14 0,50 0,12 0,14 0 ,12

0,75 0 , 11 0 , 13 0,07 1 ,00 0,10 0 , 13 <0,05

1,8 0,00 0 ,18 0 , 18 0 , 18 0,10 0,14 0,16 0,12

0,25 0,12 0,12 0 , 10

0,50 0,10 0 1 1 0 ,05

0,75 0,07 0,10 <0,05 1 ,00 <0,05 0,10 <0,65

Судя по данным гранулометрического анализа проб взвешенных наносов из седиментологических ловушек, во всех случаях во взвешенное состояние переходили частицы крупностью до 0,2 мм . Наибольшую крупность - от 0,25 до 0,33 мм - имела взвесь в зоне обрушения ветровых волн. В направлении к внешней границе прибрежной зоны медианный диаметр взвешенных наносов снижался (табл. 3 .3.4) .

Несколько иная картина вертикального распределения концентрации взвешенных наносов была выявлена при отборе взвеси пневматическим пробоотборником (длитель-

199

ность около 420 с) . Ее отличали собьпия кратковременного обогащения взвеси мобильными фракциями наносов на отдельных горизонтах. При этом по сравнению со смеж­ными горизонтами содержание таких фракций возрастало на 3- 5 % и особенно четко прослеживалось не по распре­делению d50, а по значениям d25 - d10 . Следует заметить, что в большинстве случаев собьпия обогащения взвеси мобильными фракциями наносов были локализованы в тех же слоях воды, где имело место возрастание концентрации взвеси.

Эти данные хорошо согласуются с результатами наблю­дений за транспортом люминесцентного меченого песка, который бьm заблаговременно выгружен в прибрежной зоне полигона на профиле Ng 7, расположенном в 70 м от профиля Ng 4. В частности, нефракционированный оран­жeBo-кpacHый трассер с медианным диаметром 0,33 мм выгружен в области между урезом воды и береговым склоном первого подводного вала, светло-желтый меченый песок крупностью 0,25-0,5 мм - в зоне подводных валов, а светло-желтый песок крупностью 0,1-0,25 мм - на нижележащем участке профиля. По окончании шторма в седиментологических ловушках, которые не извлекались из воды 34 ч, на глубине 0,5 м обнаружено 1 16 зерен трассера, на глубине 1 м - 55, а на глубине 1 ,8 м - 16 зерен. Число зерен, найденных в поверхностных осадках дна в тех же точках (0,5, 1 и 1 ,8 м глубины) , составляет 21 , 7 и 4. Вертикальное распределение частиц трассера дано в табл. 3.3 .5 .

Второй ПОЛИГОН. На втором полигоне наблюдения про­водились в трех точках подводного берегового склона с глубинами 0,5, 1 ,0 и 1 ,8 м соответственно. Судя по полу­ченным данным (табл. 3.3 .6) , вертикальное распределение концентрации взвешенных наносов в период измерений характеризовалось монотонным ее убыванием в направ­лении от дна к поверхности воды. Вместе с тем здесь неоднократно фиксировались кратковременные собьпия воз-

200

Т а б л и ц а 3.3 .5

Вертикальное распределеШlе частиц трассера во взвешеШIЫХ наносах, про­филь N2 4

Количество частиц трассера, ШТ. Глу-

бина, Горизонт Над ДНОМ, м м

0,0 0,1 0,2 0,3 0 , 4 0 , 5 0 , 6 0 , 7 0,8 0,9 1 , 0

0,5 2 1 27 25 34 17 13 - - - - -1 ,0 7 1 1 16 10 7 5 2 3 1 1 1 1 ,8 4 4 7 2 2 1 - - - - -

растания концентрации взвеси во внугренней области вол­нового потока (по сравнению со смежными горизонтами) .

Аналогичные тенденции отмечены при изучении вер­тикального распределения взвешенных наносов по круп­HocTи' удельному весу и окатанности. Хотя в целом за

т а б л и ц а 3 .3 .6

Вертикальное распределеШlе концентрации взвеси на 11 полигоне по резуль­татам измерений турбидиметром (OBS) и отбора проб взвеси, про филь 1

Концентрация взвешенных наносов, г/л

Горизонт Глубина измерения, м над дном

(Z/ll) 0, 5 J , O 1 , 8

Sa Smax Sa Smax Sa smax

0,025 * * * * 2,5 6,3 0,05 * * 4,3 15 ,1 1 ,6 4,3 0 ,1 6,3 27,7 2,8 10,6 1 ,2 3 , 1 0,2 5,9 22,3 1 ,8 7 ,2 1 , 1 3 , 8 0,3 5 ,2 24,1 1 ,6 8 ,8 0,5 1,9 0,4 4,3 * 1,0 4,3 0,2 0 ,7 0,5 * * 0,5 3 ,0 <0,1 *

0,6 3 ,7 20 0,2 1,2 <0,1 *

0 ,7 3 ,4 18 <0,1 0,7 * *

0,8 3,1 18 <0,1 0,5 * *

П р и м: с ч а н и С. S а - концентрация взвешенных наносов, осредненная за период 4 2 0 с; S тах - максимальная концентрация взвешенных наносов за период. • - измерения на данном горизонте не ПрОВОДЮIИСЬ.

201

r--> о r-->

Гори-

т а б л и ц а 3 .3 .7

Изменение состава взвешенных наносов по крупности, удельному весу и окатаввости, профиль 1 (фаза стабилизации пrrорма, обобщениые данные за 10 ч)

Глубина 0,5 м Глубина 1 , 0 м Глубина 1 ,8 м

ЗОНТ над Содержание ДНОМ Содержание Содержание Содержание Содержание Содержание (Z/H) d25/d50, тяжелых окатанных

d25/d50, тяжелых окатанных d25/d50, тяжелых

окатанных мм минералов, % частиц, 96/шт. ММ минералов, % частиц, 96/шт. мм минералов,

частиц, 96 /шт. 96

0,0 0 ,34 12,93 27,92 0,23 7,92 21 ,13 0 , 18 3 ,41 12,5 1

0,05 0 ,32/0,43 2 1,04/22,37 25, 16/28 ,04 0,23/0,31 12,31/13,73 17,14/20,32 0, 17/0,21 7 ,18/8,42 9, 14/10,6

0 ,1 0,33/0,41 19,92/20,32 2 1 ,3 1/23,2 0,21/0,26 1 1 , 14/12,65 12,04/21,5 0, 17/0,23 5,22/6,53 7 , 1 1/11 ,5

0,2 0,33/0,45 17,06/24,35 15,71/28,5 0,2/0,29 8 ,58/13,55 7,25/9,75 0 ,16/0,2 2, 14/2,75 3 ,04/5,2

0 ,3 0,3 1/0,4 15,8/16,34 14,02/15 ,96 0,2/0,25 5 ,54/6,53 3 ,15/4,3 0, 16/0,2 1 ,24/2,01 0,54/1,1

0 ,4 0,27/0,34 10,1 1/12,4 13,3/15,2 0 ,18/0,21 3,04/4,3 0,72,4,73 0, 15/0 ,18 0,97/1 ,33 4 шт.j1 1 ШТ.

0,5 0,23/0,29 8 ,33/9,75 13,03/15 ,1 0, 17/0,21 2 ,96/3,83 0,25/0,7 0 ,13/0, 16 0 ,52/0,7 3 шт.j10 ШТ.

0,6 0,22/0,27 7 ,1 1/9,05 12,00/16,77 0,15/0,2 0,68/2,14 5 шт./12 ШТ. 0 ,13/0,16 Сл. 1 шт./4 ШТ.

0,7 0,22/0,27 4,91/6,26 1 1 ,01/14,00 0,15/0,2 0,72/1,58 4 шт./9 ШТ. 0 ,12/0,15 » 2 шт./4 ШТ.

0,8 0,2/0,25 3,51/4,55 10, 15/12,3 1 0,14/0,19 Сл. 4 шт./10 ШТ. 0 ,12/0 ,14 » 2 шт./5 ШТ.

0,9 0 ,17/0,21 2 ,14/3,47 7,92/9,14 0 ,14/0,18 » 3 шт.j7 ШТ. 0 ,1 1/0,14 » 1 ШТ.j3 шт.

1 ,0 0 ,15/0,21 1 ,94/3 ,04 5 , 13/6/35 0, 13/0 ,18 » 2 шт.j7 ШТ. 0, 12/0,14 » 1 ШТ./3 ШТ.

П р и м с ч а н и с. Содержание тяжелых минералов и окатанных частиц: в числителе - в интегральной пробе (ссдимснтологичсскис ловушки), в знаменателе - наибольшее в раздельных пробах.

период наблюдений в толще воды отчетливо про слеживает­ся уменьшение этих параметров в направлении от дна к поверхности воды, аномалии структуры поля взвеси здесь также имели место (табл. 3 .3 .7) .

* *

*

Слабые и средней силы штормы, повторяемость кото­рых на водохранилищах наиболее велика, играют сущест­венную роль в развитии берегов искусственных водоемов. Возникающие во время таких штормов течения вполне достаточны для размыва дна, транспорта и переотложения донных осадков. При этом в общем комплексе ини­циируемых деятельностью волн литодинамических про­цессов особое место принадлежит переносу наносов во взвеси.

Хотя значения вертикального распределения концент­рации взвешенных наносов, крупности взвешенных частиц, их плотности и окатанности в целом удовлетворительно согласуются с известными теоретическими построениями и результатами лабораторных экспериментов [Анциферов, Косьян, 1986; Косьян, Пыхов, 1991 ; Chatelus et аl. , 1998; Bedforms . . . , 1989; Dohmen-Janssen et аl. , 1998; Janssen, Ribberink, 1996; Кatapodi et аl. , 1994; Koomans et аl. , 1998; Manso et аl. , 1998; Nielsen, 1983, 1992; Tanczos, 1996] , реальная модель движения рыхлого материала во взвешен­HoM состоянии представляется более сложной. Последнее обусловлено существованием локальных возмущений вер­тикальной структуры поля взвеси. Природа подобных воз­мущений пока не вполне ясна, и, вероятно, понадобятся новые экспериментальные исследования для ее всесторон­него изучения.

203

Г л а в а 4

ПРИБОРЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

4. 1. Электромаrnитый д атчик д ля измерения скорости вод ного потока

возле д на

Исследование транспорта осадочного материала в бере­говой зоне моря является актуальной океанологической задачей и непосредственно связано с экспериментальным измерением поля скоростей взвесенесущего водного потока (придонных гравитационных течений, орбитальных волно­вых скоростей) . Эффективность вьmолнения этих работ зависит от качества проводимых инструментальных иссле­дований.

Для · измерения орбитальных скоростей в береговой зоне широко используются электромагнитные датчики. При­мер такого датчика - измеритель «Магсh-МсВimеу» [Model 5 12 ОЕМ] . Существенный недостатк приборов данного класса - чувствительность к близости дна или поверхности воды, а также к присутствию других предметов непосред­cTBeHHo рядом с ними. Высокая чувствительность к окру­жающим датчик предметам связана в основном с наличием достаточно сильного электромагнитного поля в простран­стве вокруг измерительной головки.

Теоретические основы измерений

Работа электромагнитных измерителей скорости водно­го потока основана на использовании такого физического явления, как возникновение поперечного электрического поля в проводнике при перемещении его перпендикулярно направлению силовых линий магнитного поля [Яворский, Детлаф, 1990] . Это явление обусловлено воздействием силы Лоренца на движущиеся заряды:

204

F = q[vB] ,

модуль которой F = IqlvB sina,

где q - электрический заряд носителя тока (положитель­ный или отрицательный заряд ионов жидкости) ; v -скорость потока зарядов (ионов жидкости) ; В - магнитная индукция; а - угол между векторами v и В.

Сила Лоренца всегда перпендикулярна скорости заря­женной частицы и вектору магнитной индукции, а ее направление обусловлено знаком заряда частицы. В резуль­тате ее действие приводит к пространственному разде­лению разноименно заряженных движущихся частиц и появлению ЭДС, определяемой законом Фарадея. На­водимая ЭДС пропорциональна магнитной индукции, дли­не движущегося в магнитном поле проводника и скорости его перемещения. В случае электромагнитного датчика скорости потока длина проводника - это расстояние между электродами датчика, а скорость перемещения -скорость потока жидкости.

Таким образом, при заданной величине магнитной индукции и фиксированном расстоянии между электро­дами разность потенциалов, наводимая на электродах, является функцией только скорости водного потока.

Магнитное поле в таких датчиках создается, как пра­вило, с помощью катушек индуктивности, работающих на переменном электрическом токе. При поступательном дви­жении водной среды относительно знакопеременного маг­нитного поля в ней наводится знакопеременная разность потенциалов, что исключает появление поляризационных эффектов в жидкости. Однако при приближении датчика ко дну или поверхности происходит изменение плотности магнитного поля вокруг �лектродов. Как следствие, на электродах появляется паразитная составляющая разности потенциалов. Уменьшение возникающей при этом погреш­ности электромагнитного датчика - основная проблема при разработке измерителей скорости водного потока,

205

реализующих принцип перемещения проводника в маг­нитном поле [Guza et al. , 1988] . Один из возможных путей снижения погрешности - локализация магнитного поля вокруг измерительной головки.

Принцип локализации магнитного поля На рис. 4. 1 . 1 показана качественная картина силовых

линий магнитного поля катушки индуктивности (основного рабочего элемента измерительной головки) при прохож­дении через ее обмотку электрического тока. Из рисунка видно, что плотность силовых линий магнитного поля максимальна в области полюсов катушки и в сердечнике. В связи со значительной удаленностью полюсов друг от друга и большим магнитным сопротивлением окружающей среды магнитное поле на своем пути от истока к стоку занимает довольно большой объем.

Рис. 4. 1. 1. Силовые линии магнитного поля катушки ИндyIcrив­ности при прохождении через ее обмотку электрического тока.

206

о

Рис. 4. 1.2. Силовые магнитные линии системы из трех катушек. 1 - центральная катушка L]; 2 - экранирующая катушка L2 ; 3 - экра­

нирующая катушка Lз; 4 - магнитомягкий сплав (шаЙбы-прокладки).

Рассмотрим поведение силовых магнитных линий в системе из трех :катушек (рис. 4. 1 .2) . Катушки собраны и подключены так, что осевое магнитное поле катушек L2 и Lз направлено навстречу магнитному полю :катушки L] и частично компенсирует его. В результате, в силу принципа суперпозИЦЮl, вектор магнитной индукции В системы :ка­тушек будет равен векторной сумме:

В = В] + В2 + Вз, (4. 1 . 1 )

где В] ' В2, Вз - векторы магнитной индукции катушек L], L2 , Lз соответственно.

Катушки L2, Lз выполняют функцию активного экрана осевого магнитного поля :катушки L] (в проекц:ии на ось О О] предыдущее выражение примет скалярный вид: В = В] - В2 - Вз) , а также обеспечивают частичное боко-

207

® v

Рис. 4. 1.3. Результирующая структура силовых линий магнитного поля системы катушек.

В - вектор магнитной индукции; V - вектор скорости потока жидкости

(направлен за лист) ; F L - сила Лоренца; G) е положительно и отри­

цательно заряженные частицы.

вое экранирование. Шайбы-прокладки 4, изготовленные из магнитомягкого сплава, служат для усиления радиальной составляющей магнитного поля и вьmолняют функцию стока-истока последнего. Подбором значений индуктив­ности катушек L2 и Lз можно добиться значительного уменьшения величины индукции магнитного поля датчика вдоль оси 001. Результирующая структура силовых линий магнитного поля организованной таким образом системы катушек представлена на рис. 4. 1 . 3 . Как следует из рисун­ка, максимальные значения напряженности магнитного поля могут иметь место в зонах расположения электродов, а минимальные - вдоль оси катушек.

Баланс системы катушек индуктивности . Рассмотрим поведение магнитного поля системы кату­

шек индуктивности в системе координат Х О У (рис. 4. 1 .4) .

208

у �

У О R2

�

h2

�'/////-. R01 �//////,;; О '"

� х R1 � h1

�////� � � F

\ hз

Rоз � Rз

...

Рис. 4. 1.4. Схема конструкции системы катушек ИндyIcrивности датчика течений.

Здесь ось О У совпадает с центральной осью симметрии, а ось ОХ проходит по верхнему краю центральной катушки.

Выражение (4. 1 . 1 ) в проекции на ось О У примет вид

В (у) = Bj (y) - В2 (у) - Вз (у) . (4. 1 . 2)

Известно [Яворский, Детлаф, 1990] , что величина маг­нитной индукции на оси, проходящей через центр плоско­го витка с током, находится по формуле

В . = ;f.toIR! з 2 ' (4. 1 . 3 )

1 2 (R; + Н ) / где fl - относительная магнитная проницаемость среды; flo - магнитная постоянная; 1 - ток в витке; R - радиус

209

витка; Н - расстояние по осевой линии от плоскости витка до точки, в которой определяется индукция.

Результирующая магнитная индукция В катушки явля­eTcя суперпозицией индукции входящих в нее витков с током, поэтому

n q-1 р- 1 В = 2: Bi = 2: 2: Bk, т ' i = 1 k= O m=О

где q - число горизонтальных слоев витков; р вертикальных слоев витков в катушке; n = pq витков в катушке; Bi - индукция i-ro витка.

(4. 1 .4)

число число

Необходимо также учитывать, что материал обмоточ­ных проводов обладает диамагнитными свойствами, умень­шающими значение инр;укции магнитного поля. Введенный коэффициент е k учитывает уменьшение индукции маг­нитного поля, обусловленное диамагнитными свойствами материала обмоточных проводов.

Поскольку радиус И координата текущего витка изме­няются дискретно (Ri =Ro + md; Н = у + kd (рис. 4. 1 .5 » , . I v можно записать выражение для индукции всеи катушки в виде суммы: �

q-1 р- 1 В (у) = Ii;I 2: 2: k= O m=О

(4. 1 . 5 )

где d - диаметр проволоки; h - высота катушки; Ro -

радиус начала обмотки; R - радиус окончания обмотки; т - номер вертикального слоя; k - номер горизонтально­го слоя; у - точка на оси О У, дЛЯ которой рассчитывается значение индукции магнитного поля; q = h/ d - число шагов суммирования по вертикали ( «+» в случае уве­личения расстояния от точки у, «-» В случае уменьшения) ; р = (R - RO ) / d - число шагов суммирования по гори-зонтали; 1 - ток в катушке; ek - коэффициент ослабления поля k-ro слоя витков ВЬШlерасположенными q-k слоями:

210

ил (Ю - R�) е - -----"-k - (q - k) d '

у R. у

1

md Ro Н

d � О

I( • • • • X.��� I�

i�·x.�.�.)

. I� · · 1>:< kd ; • • !j � '� � Рис. 4. 1.5. Схема изменения радиуса и координаты текущего

витка системы катушек.

где u - масштабный коэффициент, подбираемый эм­пирически (порядка 0,003) ; причем при k = q, ek = 1 .

Уравнение баланса системы катушек имеет вид В (у) = О и с учетом (4. 1 .2)

B1 (y) - В2 (у) - Вз (у) = О. (4. 1 .6)

Его физический смысл заключается в отсутствии индукции магнитного поля в точке у.

Согласно уравнению (4. 1 .5 ) , а также принимая во внимание то, что катушки соединены последовательно и токи в них равны, можно записать:

qг1 Рl- 1 2 flfloI � � ek1 (R01 + тd) B1 (y) = -2

- &о �O « R01 + тd) 2 + (у + kd) 2 ) З I 2 ' (4. 1 .7)

211

И далее, поскольку система катушек симметрична, имеем:

n2 = nЗ , R02 = Rоз, R2 = Rз, h2 = hз ·

Отсюда

где 1 - ток в системе катушек; у - расстояние по оси О у от начала координат до точки, в которой определяется индукция магнитного поля; F - толщина магнитомягкого слоя; ROl ' R02 - начальные радиусы обмоток катушек L] и L2; Rp R2 - конечные радиусы обмоток катушек L] и L2 ; hp h2 - высоты обмоток катушек L] и L2 ; d - диаметр проволоки обмотки катушек; Рр Р2 - максимальные числа шагов суммирования по горизонтали; qp q2 - максималь­ные числа шагов суммирования по вертикали; n] = p]q] число витков в центральной катушке L] ; n2 = nз = P2q2 -

число :витков в экранирующей катушке L2 (L3) :

q] =

р] =

ek] =

ek2 =

ek2 =

!!.!.. h2 d '

q2 = d; R] - RO] .

d ' Р2 uл(Rf - Rб])

(q2 + k) d ,

uл(R� - Rб2 ) (q2 - k) d

,

1 , k = q2 ; еkз

R2 -R0 2 .

d

о � k < q] ; (4. 1 . 10)

О � k < q2 ;

uл(R� - Rб2 ) (q] + 2k) d

Теперь, задав параметры катушек hl ' ROl ' Rp R0 2 ' R2 , диаметр проволоки d, параметры у, F, u и используя

212

уравнения (4. 1 .7) -(4. 1 . 10) , а также уравнение (4. 1 .6) в качестве граничного условия, можно получить высоты об­моток экранирующих катушек h2 и hз , количество витков в катушках L] , L2 И Lз и отношение с = n] / n2 •

Теоретические выкладки и предложенная методика рас­чета параметров системы катушек позволяют определить оптимальный набор конструктивных характеристик изме­рительной головки электромагнитного датчика течений.

Лабораторный эксперимент

в лаборатории литодинамики береговой зоны моря Южного отделения Института океанологии бьm изготовлен опытный образец описьmаемого датчика. Эксперименты с датчиком проводились в пластмассовом баке емкостью 30 л. Цель лабораторных исследований заключалась в срав­нении показаний нового датчика с показаниями имеюще­гося стандартного электромагнитного датчика скорости потока. Эксперименты показали, что при касании новым датчиком дна выходной сигнал не изменялся, а при при­ближении к стенке бака на расстояние 1 см изменялся на 1 0- 1 5 мВ (максимальная амплитуда выходного сигнала датчика 10 В) , Т.е. дополнительная погрешность показаний датчика бьmа около 0,1 % . У стандартного датчика сигнал ошибки составлял 5 В (50 %) при расстоянии от датчика до стенки бака 5 см. При этом чувствительность обоих датчиков к скорости потока имела примерно одинаковую величину.

Проверка стабильности удержания нуля при воздейст­вии различных возмущающих факторов (изменение окру­жающей температуры, влияние времени) также дала хо­рошие результаты.

На рассмотренный датчик поданы заявки на Полез­ную модель и Изобретение. На Полезную модель получе­но положительное ре�ение [Дунец, Косьян, Подымов, 1998] . Заявка на изобретение проходит экспертизу во ВНИИГПЭ.

213

* *

*

Полученные результаты могут найти практическое при­менение при создании чувствитеЛБНОГО элемента электро­магнитного дaгrnкa скорости водного потока, предназна­ченного для измерений на мелководных участках.

Использование измерителей течений с предложенной системой локализации магнитного поля позволит про­изводить качественные исследования в непосредственной близости от дна, а также даст возможность применять их в сложных приборных комплексах при изучении пространст­венных характеристик перемещения взвешенных наносов.

4.2. НАТУРНЫЕ ИЗМЕРЕНИЯ КОНЦЕНТРАЦИИ И КРУПНОСТИ ВЗВЕШЕННЫХ НАНОСОВ

В БЕРЕГОВОЙ ЗОНЕ АКУСТИЧЕСКИМ МЕТОДОМ

Синхронные измерения концентрации и крупности взве­шенных наносов имеют весьма важное значение как для понимания процессов переноса рельефообразующего ма­териала в прибрежной зоне, так и для их математич€:ского моделирования. Например, хорошо известно, что осред­ненная по времени концентрация взвешенного материала на заданном горизонте определяется, с одной стороны, вертикальным турбулентным массопереносом, с другой -свободным оседанием частиц под действием гравитации. Известно также, что скорость оседания сильно зависит от размера частицы. Профили концентрации и крупности взвешенных наносов, полученные экспериментально, поз­воляют вычислить вертикальный расход наносов, обуслов­ленный оседанием, что, в свою очередь, обеспечивает непрямую оценку величины турбулентного массопереноса, которую достаточно трудно измерять, особенно в натурных условиях.

На сегодняшний день имеется значительный объем данных о концентрации и крупности взвешенных наносов, полученных в основном с помощью пробоотборников вса-

214

сывания или стационарных наносонакопителей [Nie1sen et а1. , 1982; Анциферов, Косьян, 1986] . Однако подобные устройства не могли обеспечить хорошего разрешения в пространстве и во времени и, кроме того, их применение вносит различного рода возмушения в природную обста­новку. С этой точки зрения дистанционные, в том числе акустические методы зондирования взвеси обладают суще­cTBeHHЬDМ преимуществом.

Высокочастотный сонар был введен в практику натур­ных литодинамических исследований береговой зоны око­ло 20 лет назад [Huff, Fisk, 1980] и с тех пор широко используется для измерения вертикальных профилей кон­центрации взвешенных наносов [Vincent et а1. , 1991 ; Thome et а1. , 1991] . Сравнительно недавно А. Хей и Дж. Шенг продемонстрировали возможность одновременных изме­рений как концентрации, так и крупности взвешенных наносов при использовании набора акустических излучате­лей разной частоты, работающих синхронно [Нау, Sheng, 1992] . Высказанные ими идеи положены в основу обсужда­емой здесь работы.

В настоящем разделе рассматриваются методика и результаты одновременных натурных измерений вертикаль­ных профилей концентрации и среднего размера частиц взвешенных наносов с помощью двух синхронно работа­ющих акустических приборов. Кратко описаны теорети­ческие основы таких измерений, приводятся сведения по составу и характеристикам использованной аппаратуры, а также по месту и внешним условиям эксперимента. Пред­ставлены вертикальные профили концентрации и средней крупности взвешенных наносов, полученные в результате измерений при различных гидродинамических условиях.

Теория акустических измерений и аппаратура

Техника акустического зондирования взвеси основана на том, что некоторая часть энергии короткого высокоча­стотного звукового импульса, распространяющегося в тол­щe воды, непрерывно отражается взвешенньDМИ наносами.

215

Интенсивность энергии отраженной акустической волны зависит от многих факторов, но главным образом от концентрации и размеров частиц. Скорость звука является постоянной и известной, следовательно, сдвиг по времени между прямым и отраженным импульсом связан с рассто­янием от источника. Следует отметить, �стический импульс имеет конечную ширину луча распространения и длительность, поэтому полученный сигнал характеризует свойства взвеси не в конкретной точке пространства, а в некотрром малом «отражающем» объеме вокруг нее. В устройствах, реализующих описанный принцип, генератор импульсов играет также роль приемника, преобразующего интенсивность отраженной энергии в электрический сиг­нал. Такой излучатель-приемник, далее называемый транс­дьюсером, посьmает акустический импульс, а затем в те­чение некоторого времени регистрирует его «эхо» . Выход­ной аналоговый сигнал трансдьюсера (вольты) , как пра­вило, преобразуется с заданной дискретностью в цифровую форму, что обеспечивает возможность компьютерной обра­ботки данных.

Связь между величиной выходного сигнала трансдью­сера в момент времени t и параметрами взвеси в отражаю­щем объеме, находящимся от него на расстоянии r, тео­ретически описывается так называемым «акустическим урав­нением отражения» :

V2 (r) = Sys . г 2 . Ет (r) . С (r) . Lw(r) . Ls (r) , (4.2. 1 )

где r = ctl2 - расстояние (м) от трансдьюсера до центра отражающего объема при скорости звука с, м/с; V (r) -величина выходного сигнала, В; С (r) - концентрация взвешенных наносов в отражающем объеме, кг/м3; Lw(r) - коэффициент ослабления сигнала водой на пря-мом и обратном пути; Ls (r) - коэффициент рассеивания сигнала взвешенными наносами на прямом и обратном пуги; Fт (r) - коэффициент отражения, показьmающий, какая доля интенсивности энергии акустической волны отражает­ся назад к источнику, у2/кг; Sys, V2 - аппаратная констан-

216

та, интегрирующая в себе особенности конструкции прибо­ра, влияющие на выходной сигнал, мЗ • Ее значение опре­деляется калибровкой в однородных условиях.

Коэффициент отражения Fm связан с размером частиц во взвеси следующим соотношением:

J а2 . ЧJ2 (kа) . р(а) ' da

Fm = -"-0 ________ _

PsJ аЗ . р (а) . da о

(4.2.2)

где а - радиус частицы; Р• - плотность наносов; р (а) -функция плотности вероятности размеров частиц; 1р (ka) -эмпирическая функция безразмерного акустического вол­нового числа ka, определяемая в специальных лаборатор­ных экспериментах [Lee, 1994] . Если предполагать, что взвешенные наносы имеют лог-нормальное (нормальное в 1/'-единицах) распределение размеров, то значение Fm будет полностью зависеть лишь от четырех величин: пара­метров нормального распределения (fl'l" а '1') ' частоты им­пульса трансдьюсера и плотности наносов, две из которых являются известными .

Коэффициент рассеивания Ls зависит от крупности и концентрации наносов:

r

Ls (r) = ехр ( -4 f as . С (r) . dr) , (4.2 .3) о

где a/as имеет вид, схожий с (4.2.2) , но с другой эмпири­ческой функцией x (ka) [Lee, 1994] .

Коэффициент ослабления сигнала Lw(r) =

= ехр ( -4 . a w . r) содержит эмпирический член a w, за­висящий от частоты акустического импульса и температуры воды [Lee, 1994] .

для выхдногоo сигнала, прошедшего аналого-цифровое преобразование, уравнение отражения (4.2. 1 ) для i-ro дис­кретного отсчета записывается в форме

217

Fm (i) exp ( - 2 0r ' as (i) ' С и» , С и) =

= ( V2 (i) r2 (i) /Sys) exp (4 (aw' r (i) + l и - 1 » +

+ 20Г ' as ( i - 1 ) с и - 1 » , (4.2.4) ,

где 1 ( ; - 1 ) - значение интеграла в коэффициенте рас­сеивания Ls для i - 1 отсчета; ог = с/ (2 . f s) - простран­ственное разрешение измерения при частоте дискрети­зaции f s ; г и) = i . ог + toc/2, где to - пауза между моментом генерации прямо го и началом приема отражен­Hoгo импульса.

Как следует из уравненцй: (4.2.4) и (4.2.2) , с помощью одного трансдьюсера невозможно получить полную инфор­мацию о взвеси, вместе с тем использование трех близко расположенных излучателей, работающих на разных часто­тах, позволяет определить как концентрацию ( С) , так и параметры распределения размеров частиц (а 1'" #1") ' От­метим также, что уравнение (4.2.4) требует начальных условий для i = 1 . Обычно предполагается, что вблизи трансдьюсера концентрация взвешенных наносов пренеб­режимо мала: С ( 1 ) = О.

в настоящее время широкое распространение получил метод акустического измерения только концентрации, в котором параметры крутпюсти взвешенных частиц счита­ются известными и равными соответствующим величинам на поверхности дна [Vincent et а1. , 199 1 ; Thome et al. , 1991 ] .

В данной работе предпринята попытка одновременного измерения концентрации и среднего размера частиц взве­шенных наносов двумя трансдьюсерами с разными часто­тами акустических импульсов. При этом стандартное от­клонение размеров частиц на всех горизонтах считается равным его значению на дне. Такая гипотеза в свете имеющихся натурных данных кажется более правдоподоб­ной, чем предположение о полной идентичности парамет­ров распределения размеров частиц во взвеси и на дне.

для вьпюлнения измерений бьm использован акус­тический анализатор взвеси (ААВ) , который имеет в своем

2 1 8

составе два трансдьюсера: 0,97 и 2,35 МГц и обеспечивает пространственное разрешение 7,4 мм (f s = 1 00 кГц) . Эгот прибор бьm moбезно предоставлен профессором С. Винсен­том.

Практика показала, что для трансдьюсеров с опе­рационной частотой близкой к 1 МГц рассеиванием сигна­ла взвешенными наносами можно пренебречь, даже если их концентрация очень высока (до 30 г/л) [Нау, Sheng, 1992] . Это важное наблюдение позволяет сушественно упростить акустическое уравнение отражения для трансдь­юсера 0,97 МГц: Fт] (i) . С и) = ( V] ( i) . r2 (i) /Sys) exp (4 ' aw ' ' и» · (4.2 .5) ]

Выразив из этого уравнения концентрацию и подставив результат в уравнение (4.2.4) для второго трансдьюсера (2,35 МГц) , получим

ln (K 2 и) / К] и» = ln (Fт2 и) / Fт] и»

(4.2.6)

где Kj (i) = ( Vj (i) . r2 (i) /SYSj ) exp (4 ' a w . . , и» и j = J = 1 , 2 для трансдьюсеров с частотой 0,97 и 2,35 МГц соответственно.

Поскольку переменная fl<p не входит в уравнение (4.2.6) непосредственно, необходимо сделать некоторые дополни­тельные предположения о его членах ln (Fт2 и) / Fт] и» и (as и) / Fт] и» , которые являются неявными функциями 2 неизвестного среднего размера частиц и известного стан­дapTHoгo отклонения G '1" В данном случае значения этих величин рассчитывались для широкого интервала значений fl<p (2-4) при постоянном значении а<р (0,34) , а затем

аппроксимировались линейными функциями вида Afl<p + В. Следует обратить внимание на еще одно важное обсто­

ятельство. Система уравнений (4.2 .5) и (4.2.6) может при­меняться лишь в том случае, если импульсы обоих транс-

219

дьюсеров зондируют в то'П:юсти одну И ту же область пространства и/или если параметры взвеси (С, f.1<p' а<р) на каждом фиксированном горизонте от дна считаются одно­родными по всей зоне работы прибора. На практике последнее условие обеспечивается путем осреднения пер­вичных данных за достаточно продолжительный период времени.

Натурные измерения

Натурные измерения выполнялись на исследователь­ском полигоне Корпуса инженеров армии США, располо­женном на Атлантическом побережье (the U.S . Лrmу Corps of Engineers Field Research Faci1ity, Duck, North Carolina) . Эти работы составляли часть общей исследовательской программы факультета Инженерной океанографии уни­верситета Флориды (Coastal and Oceanographic Engineering Department, University of F1orida) в рамках комплексного натурного эксперимента DUCK

Измерительный 'комплекс, включавший в себя датчик давления (дц) , электромагнитный измеритель скорости течения (ЭИТ) , акустический анализатор взвеси (ААВ) , а также устройство управления (УСУ) , бьm развернут вне прибойной зоны у основания мористого склона подводного берегового бара на глубине 5 м. Расстояние от дна до поверхности трансдьюсеров ААВ варьировалось от 55 до 70 см из-за локального размыва или аккумуляции. Схема расположения и конфигурации измерительного комплекса приведены на рис. 4.2. 1 .

Вариации размеров частиц донных наносов в месте размещения установки хорошо описывались нормальным распределением с параметрами: f.1<p = 2,76; а<р = 0,34.

Измерения проводились сериями длительностью 20 мин при различных внешних условиях. Общее число серий 70. В каждой из них акустический анализатор взвеси ге­нерировал «мгновенные» вертикальные профили отражен-: ного сигнала с частотой 2 ГЦ, которые подвергались среднеквадратическому осреднению по серии (корень из

220

2

4 86 см

47 см

Ориентация ААВ (вид сверху) rb] 2,35 МГц

5 см 0,97 МГц

77/7777/77/77777 Берег

Рис. 4.2. 1. Схема расположения и конфигурация измерительного комплекса.

1 - акустический анализатор взвеси (АЛВ); 2 - электромагнитный изме­ритель скорости течения (ЭИТ); 3 - датчик давления (ДД); 4 - несу­щая щтанга; 5 - горизонтальная рама; 6 - устройство сбора данных и

управления.

среднего квадрата величины) , а затем :инвертировались в профили концентрации и средней крупности взвешенных наносов согласно процедуре, описанной выше.

Обсуждение результатов

К сожалению, результаты только 12 серий могут рас­сматриваться как реалистичные. Большой объем данных забракован из-за критических помех в выходном сигнале,

221

Номер серии

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 1 12

Т а б л и ц а 4.2 .1

Гидродинамические условия эксперимекra

Высота волн Период волн Глубина D, м Число под-Нто' м Тр' с ВИЖНОСТИ М

2,09 10,7 5,3 741 ,6 1 ,99 9,8 4,9 717,3 2,08 10,7 5 ,42 716,1 2,05 9,8 5 ,23 706,1 1 ,97 9,14 5 ,34 621 ,0 2,07 6 ,1 5 ,49 5 10,7 1 ,79 9,14 5 ,48 497 , 1 1 ,5 1 1 1 ,6 4,58 464,0 1 ,99 5,6 5 ,49 428,6 1 ,88 5 ,82 5 ,52 395,6 1 ,64 4,7 4,38 335,3 1 ,39 5 ,56 5 ,49 209, 1

обусловленных присугствием в толще воды аномально крупных рассеивателей (рыбы, водоросли, мусор и т.п. ) . Кроме того, описанный метод давал неприемлемые резуль­таты ДЛЯ очень высоких и очень низких значений концен -трации, а также в непосредственной близости от дна, на горизонтах ниже 2,5-3,0 см. Такой эффект может быть вызван как нелинейным поведением измерительной систе­мы, особенно при низких концентрациях, так и недостат­ками базовой теоретической модели.

Сведения о гидродинамических условиях удачных се­рий приведены в табл. 4.2. 1 , причем для их систематизации и последующего сопоставления данных использовалось зна­чение так называемого числа подвижности М (Mobility Number) . Число подвижности характеризует отношение возмущающих сил (касательного напряжения) , действу­ющих на частицы наносов на поверхности дна, к ста­билизирующей силе тяжести [Nielsen, 1992] :

222

u2 М = ь

(s - l ) g . d ' (4.2 .7) ,

где и ь - максимум придонной горизонтальной скорости воды, рассчитанный по линейной теории волн для измерен­Hыx высоты Н то И периода Т р; s = 2,65 - относительная плотность наносов (отношение плотностей наносов и воды) ; d = 0,147 мм - размер частиц, равный среднему диаметру наносов в поверхностном слое дна; g = 9,81 м/с - уско­рение свободного падения.

Результаты измерений представлены на рис: 4.2.2. По­лученные данные, несмотря на их ограниченный объем, позволяют сделать некоторые важные выводы о вертикаль­ных профилях концентрации и средней крупности взве­шенных наносов в прибрежной зоне.

Прежде всего, следует отметить, что средняя крупность наносов во взвеси меньше среднего размера частиц на поверхности дна. Средняя разность этих величин, рас­считанная для всего набора данных, составляет 0,02 мм (0, 1 81/1) , а максимальная 0,033 мм (0,291/1) , что значительно преВЬШIает максимальные вариации среднего размера час­тиц, полученные при анализе большого числа донных проб, взятых в месте расположения установки: 0,008 мм (0,081/1) . Таким образом, выявленное различие следует при­знать значимым.

Средняя крупность взвешенных наносов быстро умень­шается по вертикали в непосредственной близости от дна (до горизонта 4,5 см) , а затем меняется весьма незна­чительно и, по-видимому, может рассматриваться как пос­тоянная. Крупность наносов во взвеси на всех горизонтах увеличивается при росте гидродинамической нагрузки, приближаясь для высоких значений числа подвижности к своему значению на дне - 0, 148 мм (2,761/1) . В то же время для относительно мягких волновых условий (малые зна­чения М) она сушественно меньше: 0,12-0, 125 мм.

Полученные профили концентрации в целом демонст­рируют экспоненциальное уменьшение ее значений с рос­том расстояния от дна. Концентрация меняется от 0,25-0,4 г/л на уровне 3 см от дна до 0,13-0,25 г/л на уровне 10 см. Интересно отметить, что эти данные оказались мало

223

1 6

1 4 10

1 2

1 0 12

8

6

::! () 4 (1)

-I 1::[

Ь 2 Q) :s; 0 , 1 1 I 0 , 1 2 [J: � 1 6 () () (1)

о..

1 4

1 2

1 0

8

6

4

2

224

8 � q

ф

Р (!j

\ Ф

}> d \ Ф

� Ф I Ф \ GI

11 - М = 600 - 800 0--0 М = 400 - 600

)( х М = 200 - 400

0 , 1 3 0, 1 4 0, 1 5 0, 1 6 Средний диаметр частиц, мм

8 rr 6 \ Ф

q ф

q ф \ cr � \ � q

ф \ �

�

1 0 -1

Концентрация, г! л

9

1 0 -о

чувствительными к вариациям значений числа подвиж­HocTи.

Более подробное обсуждение результатов эксперимента, а также проблем, связанных с теорией, методикой и тех­никой акустических измерений концентрации и крупности взвешенных наносов приведено в работе [Mamsin, 1996] .

* *

*

Описанная методика и аппаратура для акустических измерений параметров взвеси позволила получить натур­ные синхронные вертикальные профили концентрации и среднего размера частиц наносов с хорошим пространст­венным разрешением (0,7 см) при различных гидроди­намических условиях. К сожалению, достаточно большой разброс данных при их ограниченном объеме не позволяет вывести надежных эмпирических зависимостей, описыва­ющих изменение концентрации и средней крупности час­тиц с высотой над дном, а также получить достаточно точные оценки значений вертикального массопереноса.

Следует отметить, что на сегодняшний день сделано не так уж много попыток подобных измерений, а публикации их результатов практически отсутствуют. По-видимому, это объясняется тем, что акустические измерения взвешенных наносов вообще и их крупности в частности представляют' собой весьма сложную задачу как в теоретическом, так и в техническом плане, поскольку слишком много разнород­ных факторов влияют I1a конечный результат. Вместе с тем огромные потенциальные возможности метода очевидны. Можно надеяться, что дальнейшие теоретические работы и новые натурные эксперименты приведут к его совершенст­вованию и широкому внедрению в практи:ку береговых исследований.

Рис. 4.2.2. Вертикальные профили среднего размера и концентра­ции взвешенных наносов, измеренные акустическим методом.

Данные сгруппированы по значению числа подвижности (М). Цифрами обозначены номера серий.

225

4.3. Измерение концентрации взвешенных наносов в береговой зоне моря методом турбидиметрии

До настоящего времени отсутствует строгое матема­тическое ОIШсание закономерностей движения двухфазного потока. Отыскание ЭМIllipических зависимостей, ОIШсыва­ющих процесс транспорта наносов, невозможно без прове­дения инструментальнь� измерений концентрации взвеси. Следовательно, выбор достоверного способа измерения мrHoBeHHЬ� значений концентрации взвешеннь� нано­сов - одна из актуальнейших задач.

Оптические методы, являющиеся наиболее быстродей­ствующими, позволяют проводить исследования высокоча­CTOTHЬ� нестационарнь� процессов в придонном слое, где перемещаются достаточно крупные частицы неорганичес­кого происхождения (> 100 мкм) в довольно высоких концентрациях (> 10 г/дм3) .

Существуют два OCHOBНЬ� метода определения концент­рации взвешенного в воде материала, базирующихся на оп­тическом принципе: измерение ослабления потока светового излучения (турбидиметрия) и измерение световой энергии, рассеиваемой часТШJ,aМИ под углами, отличными от нулевь� по отношению к направлению падающего света (нефело­метрия) . Нефелометры малопригодныI для измерений в бере­говой зоне моря, поскольку их калибровочные характеристики сильно зависят от размеров взвешеннь� в воде частиц.

Метод измерения ослаблениЯ потока светового излу­чения наиболее пригоден для мrHoBeHHЬ� измерений вы­coкиx концентраций взвешеннь� наносов и отыскания ЭМIllipических зависимостей, ОIШсывающих процесс транс­порта наносов в береговой зоне.

Краткая теория турбидиметрии

В основе турбидиметрии лежит закон Бугера, в соот­ветствии с которым начальный поток излучения Ф о' про­шедший в некоторой среде путь 1, ослабляется этой средой до уровня Ф по формуле

226

Ф = Фоехр ( -el) , (4.3. 1 )

"де е - показатель ослабления светового потока данной средой. Основное уравнение турбидиметрии можно записать как

1 10 S = ЬА z ln l' (4.3 .2)

2 здесь Ь = "3 Ps; Ps - плотность наносов; А - параметр,

характеризующий состав взвешенных наносов; 10 и 1 -

выходные сигналы турбидиметра для «чистой» воды И воды со взвесью соответственно. При этом линейная зави­симость между концентрацией взвеси и измеряемой ве­личиной ln (Io/I) сохраняется только при условии, что во время измерений остаются неизмененными и соответству­ющими условиям калибровки следующие параметры: сос­тав взвешенных наносов (параметр А) , плотность зерен Ps' база прибора 1, параметр 10' характеризующий оптические свойства чистой воды. Из четырех названных параметров только измерительная база 1 является жестко контро­лируемым параметром при конструировании турбидиметра. Состав взвешенных наносов и плотность зерен Р s обус­ловливают методическую ошибку турбидиметрического ме­тода, величину которой можно оценить по данным экс­периментальных исследований и результатам тарировок. В общем случае параметр 10 также приводит к дополнитель­ной методической ошибке. Но если в конструкции из­мерительной системы предусмотреть дополнительный ка­нал, который давал бы информацию об оптических свойст­вах воды, методическую ошибку, вызванную изменением параметра 10 , можно существенно уменьшить.

для контроля параметра 10 необходимо точно опре­делить понятие «оптические свойства воды» . В нашем случае под оптическими свойствами воды подразумевается прозрачность не чистой воды, а воды с той частью взве­шенных наносов, которая не оседает, а переносится вместе

227

с потоком воды. Известно, что переносимую часть взвеси составляют частицы с диаметром менее 100 мкм, т.е. для фиксирования 10 необходимо создать такую дополнитель­ную зону измерения, Б которой присутствовали бы только частицы взвеси диаметром меньше 100 мкм.

для проведения экспериментальных турбидиметричес­ких исследований разработаны и изготовлены два тур­бидиметра [Косьян и др. , 1995] . При их создании не ставилась задача ограничения размеров конструкции, по­этому турбидимеТРрI получились громоздкими и тяжелыми.

Важные для турбидиметрии результаты HaтypHЬ� исследований

Турбидиметры использовались в нескольких натурных экспериментах. Во время российского натурного экспе­римента «Новомихайловка-93» вьшвлена ярко выраженная взаимосвязь колебаний концентрации взвешенных песча­ных наносов и кинетической турбулентной энергии в придонном слое прибойной зоны [Pykhov et аl. , 1995] . По полученным данным измерений также вычислены и оцене­ны временные и пространственные масштабы турбулент­ных вихрей, образующИхся при разрушении волн.

Результаты российско-германского эксперимента «Нор­дерней-94» подтвердили существование турбулентного ме­ханизма взвешивания песка. Кроме того, определены мас­штабы изменчивости турбулентной кинетической энергии и концентрации взвешенных песчаных наносов [Kos'yan et аl. , 1997] .

Анализ записей показал наличие случаев резкого уве­личения концентраций взвешенного песка, совпадающих по времени с соответствующими турбулентными флукту­ациями перпендикулярной берегу и вдольбереговой состав­ляющих скорости.

Типичный пример случая взвешивания твердых частиц приведен на рис. 4 .3 . 1 . Разрушеllие волн рассыпанием гребня происходило на глубине h = 2,36 м. Увеличение турбулентных флуктуаций скорости и всплеск концент-

228

�- 3,0 .

4'OL 2,0

! 1 ' : 1 _ _ _ _ _

- 1 , OV � 0'5r

- - о �

::::! -0,5 1 ,0 u

"-

::;; О ::.--1 ,0 \ 0,5

� ::;; - -::. О

- 0,5 1 0,0 � 8,0 (5 6,0 4,0 2,�

t�������:::::=�����:::=:��::::::::;-680 685 690 695 700 705 Рис. 4.3. 1. Пример единичного момента взвешивания.

7 10 t, с

Запись сделана при ветровом волнении с преобладающе� высотой Н s =

= 1 ,07 м, средним периодом Т р = 8,7 с, на глубине h = 1 ,53 м. ни) - высота колебаний свободной поверхности; и(t) и u' (!) - перпендику­лярная берегу составляющая скорости и ее турбулентная компонента; ии) и и'и) - вдольбереговая составляющая скорости и ее турбулент-

ная компонента; Си) - концентрация взвешенного песка.

229

- -

:::J

- -

:::J

0,5

о

- 0,5

0,5

о

- 0,5

- 0,5

697,5 698,0

о

698,5 t, с

- 1 с; - 1 ,2 м

0000 0,5

v: м/с

Рис. 4.3.2. Временные масштабы турбулентных вихрей.

рации могли быть вызваны горизонтальной адвекцией в район датчика турбулентных вихрей с захваченным песком.

На рис. 4 .3 .2 представлена хронограмма турбулентных пульсаций скорости и их годограф для случая, который демонстрировался на рис. 4.3 . 1 . Конец вектора турбулент­ной компоненты скорости, показанной на годографе, опи­сывает два полных цикла в течение одной секунды. Это указывает на прохождение мимо датчиков цепочки из четырех вихрей (см. нижнюю правую часть рис. 4.3 .2) . При этом соседствующие вихри вращаются в противоположных направлениях.

230

Рис. 4.3.3. Соотношение раз­меров вихрей и средней глуби­

ны.

Оценка пространствен -ных масштабов турбулент­ности позволила выявить вихревые структуры от 1 до 10 м. Прохождение вихре­вой структуры через точку измерений соответствовало случаям интенсивного взве­шивания песка. Линейные размеры отдельных вихрей изменялись от 0,3 до 1 , 5 м

:::; 2,0 >:!;; Ф о.. Х � 1 ,6 о.. ф :::; '" � 1 , 2 >:!;; S 3 ..а а 0,8 \о S C\J I 0,4

1 ,0 1 , 5 2,0 Расстояние от дна до поверхности, м

2,5

и были различными внутри одной вихревой структуры. Для выявления взаимосвязи между размерами вихрей и рассто­янием между дном и поверхностью использовались мак­симальные, а не средние значения размера вихрей в структуре, так как определить, как проходил турбулентный вихрь в районе датчика - центральной частью или краем, было невозможно. Зависимость между размерами наиболь­шего вихря в серии и расстоянием между дном и поверх­ностью отражена на рис. 4 .3 .3 . Она показывает, как растет с увеличением расстояния между дном и поверхностью диаметр вихрей. Эта зависимость подтверждает классичес­кую идею о пропорциональности между размерами вихря и параметрами потока.

Точно установить размеры турбулентных и песчаных вихрей можно путем использования для измерений объем­ной решетки, расстояние между датчиками в которой ориентировочно выбирается по рис. 4 .3 .3 . Так, при изме­рениях в прибрежной зоне с расстоянием от дна до поверхности 2 м наибольший диаметр вихрей составит 1 , 1 м (см. рис. 4.3 .3) . для того чтобы зафиксировать экстремальные значения вихрей турбулентности и концен­трации, длина каждой грани измерительной решетки дол-

231

жна быть не менее ПОЛОВЮIы наибольшего диаметра вих­рей для конкретных условий исследований. В данном случае она должна быть не менее 0,55 м. Тогда расстояние между измерителями на каждой грани будет 0,275 м, если всего измерителей на этой грани - три. Приблизительно подсчитанные размеры решетки накладывают достаточно жесткие требования на размеры измерительных приборов, установленных на ней. Заметим, что размер вихрей в пределах одной вихревой структуры может бьпь различен.

После проведенных комплексных оценок результатов обработки натурных данных стало ясно, что турБИдиметры старой конструкции непригодны для исследований прост­ранственно-временных характеристик вихревых образова­ний. Их габаритные размеры позволяют разместить не более двух приборов в рассчитанном объеме измерительной решетки. Это послужило толчком для разработки новой конструкции турБИдиметров с уменьшенными размерами.

Структурная блок-схема турбидиметра

для наглядности структурная блок-схема турБИдиметра разбита на две основные части (рис. 4 .3 .4) : подводный блок и надводный блок В состав подводного блока входят: источник эталонного напряжения, компаратор (диффе­ренциальный усилитель сигнала ошибки) , согласующий усилитель, модулятор, генератор, жестко стабилизирован­ный усилитель тока с петлей · отрицательной обратной связи, два источника света с ДЛЮIой излучаемой световой волны л = 0,67 МКМ, канал оптической отрицательной об­ратной связи и измерительный канал, каждый из которых включает фотоприемник, усилитель фототока и демодуля -тор с фильтром. Измерительный канал отличается от кана­ла оптической отрицательной обратной связи только на­личием усилителя тока с петлей отрицательной обратной связи, необходимого для согласования с ЛЮIией связи.

Формирование светового пучка происходит следующим образом. Напряжение эталонного источника поступает на модулятор через компаратор. Модулятор осуществляет мо-

232

IV t.н t.н

· . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

s '"

Надводный блок

. . . . . . . . . � . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . .

'" s

. . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

з: s

t:; Жестко

стабилизироеанный усилитель с токовой

петлей ООС

Источник эталонного напряжения

Компаратор

Низко­'-------+ частотный фильтр

Усилитель фототока

канала измерения

концентрации

Жестко стабилизированный усилитель с токовой

петлей ООС

Усилитель фототока

Исследуемый объем воды �----� г-------,

;��.�.� .. �.�� ._ ._ .--,-...... ;...

канала оп:ической ��.---____________________________________________ --J обратнои связи . . . . . . . . . . . . .. .. . . . . . .. . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Гl.(»):I.в.()�� !=,I.й. . �:п. ().к. . . '

дуляцию этого напряжения с частотой внутреннего генера­тора. Пульсирующее напряжение управляет двумя иден­TичныMи источниками света, роль которых выполняют сверхъяркие светоизлучающие диоды со встроенным отра­жающим зеркалом и узкой диаграммой направленности. Введенная модуляция светового потока полностью устраня­eT влияние засветки при работах на малых глубинах и тем самым существенно уменьшает инструментальную ошибку прибора.

Пучок света от источника 1 проходит через исследуе­мый объем воды, ослабляется в соответствии с законом поглощения света и воспринимается фотоприемником 1. Сигнал с фотоприемника усиливается прецизионным уси­литeлeM фототока, демодулируется, фильтруется и в анало­говой форме (в виде тока) по линии связи поступает в надводный блок. Роль фотоприемника ВЬПIолняет крем­ниевый фотодиод с небольшими размерами, высокой чувствительностью, температурной стабильностью и малой нелинеЙНостью. Угол регистрации светового пучка при­емника уменьшен с помощью диафрагмы. Постоянная времени измерительного канала не превышает 0,01 с.

Канал оптической отрицательной обратной связи пред­назначен для жесткой стабилизации измерительнь� харак­теристик турбидиметра при воздействии различнь� возму­щающих факторов и по структуре аналогичен измеритель­ному каналу. Фото приемник канала принимает свет от своего источника света не через исследуемый объем воды, а по специальному световому каналу. Вь�одной сигнал канала оптической отрицательной обратной связи подается на второй вход компаратора (дифференциального уси­литeля сигнала ошибки) , управляющего мощностью излу­чения. В результате мощность излучения устанавливается такой, что вь�одной ток фотоприемника канала обратной связи стабилизируется. Воздействие любого возмущающего фактора (температуры, старения и т.п. ) вызывает изме­нение BЬ�OДHOГO сигнала канала обратной связи. В свою очередь изменение этого сигнала приводит к изменению

234

сигнала ошибки, фаза которого сдвинута на 1800. В резуль­тате узлы автоматической регулировки начального тока фотоприемников меняют мощность светового излучения. Начальное значение тока фотоприемника канала оптичес­кой отрицательной обратной связи восстанавливается в новых условиях. Поскольку каналы (измерительный и об­ратной связи) идентичны, закономерности стабилизации тока фотоприемников в них также совпадают. Фактором нестабильности здесь является возможный разброс пара­метров источников света и фотоприемников, что наклады­вает достаточно жесткие требования на подбор идентичных пар. Отличие данной конструкции турбидиметра от преды­дущей - специальный (дополнительный) источник света для канала обратной связи. Стабильность характеристик такой структуры несколько ниже [Косьян и др. , 1998] , однако технологичность и надежность конструкции вьппе, а себестоимость турбидиметра существенно меньше.

Турбидиметр связан с надводным блоком с помощью 4-жильного кабеля. По трем линиям кабеля передается питающее напряжение ± 1 5 В и средняя точка. По отдель­ной линии передается информационный сигнал в виде тока, функционально связанного с концентрацией взве­шенного материала. Электронный узел формирования тока вьmолнен в виде самонастраивающейся токовой петли с отрицательной обратной связью, параметры которой (в определенных пределах) не зависят от длины и сопро­тивления кабеля.

В надводном блоке токовый информационный сигнал преобразуется в напряжение. Далее с помощью компарато­ра и источника эталонного напряжения из информаци-0HHoгo сигнала удаляется компонента постоянной состав­ляющей. На выходе компаратора надводного блока сущест­вует информационный сигнал в виде напряжения, функ­ционально связанного с концентрацией взвеси. Компара­тор построен таким образом, что в нем, помимо компен­caции постоянной составляющей сигнала, присугствует воз­можность изменения кругизны преобразования инфор-

235

Рис. 4.3.5. Внешний вид изме­рительного блока турбидиметра.

мационной составляющей сигнала. Это в некоторой степени упрощает подгонку калибровочных функций раз­личных экземпляров турби­диметров к одному виду (при условии, что между концентрацией взвеси и по­казателем ослабления сохра­няется линейная взаимоза­висимость) . И, наконец, ин­формационный сигнал про­ходит через усилитель с ко­эффициентом передачи по напряжению равным едини­це, но имеющим коэффи­циент усиления по мощнос­ти 80 дБ. Такая развязка по мощности позволяет исполь-зовать регистраторы с раз­

личнь� BXOДHЬ� сопротивлением без искажения переда­точной функции турбидиметра. При этом диапазон вход­Hыx сопротивлений может колебаться в очень широких пределах: от 10 Ом до 10 МОм.

Внешний вид подводного блока турбидиметра показан на рис. 4 .3 .5 .

* *

*

Благодаря использованию турбидиметров в натурных экспериментах удалось получить новые данные о фи­зичecкиx механизмах взвешенных наносов над гладким и рифельным дном; оценить вклад различных волновых час-

236

тот в формирование потока наносов; выявить природу отдельных составляющих в потоке взвешенных частиц.

Лабораторное тестирование показало, что турбидимет­ры с предложенной структурой обеспечивают точные изме­рения концентрации взвешенных наносов в широком диа­пазоне изменений температуры окружающей среды. Кроме того, появилась возможность создания объемной решетки для исследований пространственных перемещений взве­шенных частиц и фиксирования в реальном масштабе времени фоновой прозрачности исследуемой жидкости.

Все это делает турбидиметр перспективным прибором при исследованиях транспорта наносов в береговой зоне моря.

4.4. Лабораторная турбидиметрия

В процессе лабораторных исследований использовали новую модель тур бидиметра , разработанную в Южном отделении Института океанологии [Kos'yan, Podymov, 1998] . Лабораторные исследования проводили с целью тарировки турбидиметров и оценки воздействия различных возмущающих факторов на точность показанИЙ. Изучали также процесс оседания взвешенных частиц тестируемого материала .

. Установка для лабораторных исследований

Исследования осуществляли в баке емкостью 50 л. Схема установки приведена на рис. 4.4. 1 . В бак ( 1) одновременно опускали два турбидиметра (2 и З) , про­пеллер (4) , соединенный приводом (5) с электродвигате­лем (6) , а также сифон для отбора пробы. Электродвига­тель подключали к источнику напряжения через регулятор числа оборотов ( 7) . Сигнал с турбидиметров вводили в компьютер через многоканальный аналого-цифровой пре­образователь. Песок засьmали на дно бака. Изменения концентрации взвешенных частиц достигали путем изме­нений оборотов вращения пропеллера и количества засы-

237

Рис. 4.4. 1. Схема установки для лабораторных исследований.

1 - бак; 2 - турбидиметр 1; 3 -

турбидиметр 2; 4 - пропеJVIер; 5 -

привод; 6 - мотор; 7 - реryля­тор оборотов.

паемого песка. Максималь­ные обороты пропеллера устанавливали такими, что­бы не происходила аэрация исследуемого объема. Рас­стояние от поверхности во­ды до датчиков турбидимет­ров 21 см. Высота столба воды в баке 37 см.

Запись сигнала с турбидиметров проводили непрерьm­но в один файл на протяжении всего процесса измерения. Пробы отбирали примерно в течение одной минуты. Противопоставляемые концентрациям коды усредняли за период отбора пробы. Перед началом измерений фик­сировали показания турбидиметра для чистой воды.

Тарировка

Для лабораторных исследований использовали песок, отобранный на полигоне «DELTA DE L'EBRE-96» ; его гранулометрический состав отражен на рис. 4.4.2.

На рис. 4.4.3 приведена калибровочная характеристика турбидиметра для песка с указанным ВЬШIе грансоставом. Проблемы тарировки турбидиметров и возможные ошибки показаний, зависящие от фракционного и минералогичес­кого состава исследуемой взвеси, рассмотрены подробно в работе Р.Д. Косьяна с коллегами [1995] . Все изложенные ранее выкладки имеют силу и для новой модели тур­бидиметра. Единственное отличие состоит в том, что для новой модели турбидиметра отпадает необходимость пе­риодического контроля параметра 10 ' поскольку один из

238

::R о

(0-"" u ф с: [!) (о t; о ()

45

40

35

30

25

20

1 5

1 0

5

О -4,0

г 0,062

I I

1 I

i �' . - ..

-3,0

0, 1 25

, \ , , I , I I I

-, \ , \ , . ,. \ ,

-2,0

I 0,25

\

\ '8. , ..

- 1 ,0

I 0,5

О

I 1 ,0

.-1 , 0 ер

I 2,0 d, мм

Рис. 4.4.2. Гранулометрический состав песка, использованного ДЛЯ лабораторных исследований.

каналов непрерывно фиксирует его значение. Это позволя­ет существенно снизить суммарную погрешность опреде­ления концентрации взвешенных наносов.

На рис. 4.4.4 показано изменение концентрации взве­шенных частиц в зоне датчиков турбидиметра в процессе калибровки. Кривая концентрации взвеси построена по уравнению, выведенному при калибровке турбидиметра. Положение цифр на кривой соответствует тем моментам времени, в течение которых проводился отбор проб. Как видно из рисунка, значения концентрации, полученные отбором проб с помощью сифона, хорошо ложатся · на кривую тарировки. А максимальные отклонения значений концентрации, осредненных за 60 с отбора проб, не превы­шают 2 %.

Изменение концентрации взвешенных частиц в разных зонах лабораторного бака приведено на рис. 4.4. 5 . Изме-

239

J/Jo

1 , 00 0,8 0,6 -ОА -0,2-

0, 1 -0,08 0,06 -0,04

0 ,02

0,01 О 2 4 6 8 1 0 12

С, г/л

Рис. 4.4.3. Калибровочная ха­рактеристика турбидиметра.

рения осуществляли сии­хронно двумя турбидимет­рами. Графики дают пред­cTaBлeHиe о равномерности распределения взвеси по всему объему в процессе исследований, а также по­зволяют судить о повторя­eMocTи передаточных ха­рактеристик различньПdИ экземплярами измеритель­

ных приборов. В конкретном случае для расчета концент­рации использовано одно уравнение для двух турбидимет­ров, а коэффициенты передаточных функций для них сделаны равньПdИ с помощью аппаратных средств.

С, г/л 20

1 5

1 0

5

о

: : : : : : : : : : : : : ; : : : : : : : : : : : : : : : : :i: : : : : : : : : : : : : : : : : 1 : : : : : : : : : : : : : : : : : �+ : : : : : : : ' : I i , , � - - - - - - - - - . - - t- - - - - - - - - - . - - - - - - -"- - - - - - - - - - -- - - - - - -+ - - - - - - - - - - - - - - - -, , - - - .. - - - - - -. - - - � - - - - - - .. - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - � - - - - - .. - - - - -

- - - - - - - - - - - - - г - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - -, ,

•• • _ 0" _ _ •• _ _ _ _ L _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ .1. _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ , , , . , .• - - _ . • • • 1" " - - "' - ." - - - - - - - - - - -,- - - - - - - - - - - - - - - - - l' - - - - - - - - -

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ .. _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ I _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ + _ _ _ _ _ _ _ _ _

, , , , , , , , , , , ,

, , , , : . : 1 , , , ,

_ _ _ " _ .. _ . 0. _ _ _ _ .. _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ 1 _ _ _

, , - - - - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

500 1 000 1 500 2000 t, с

Рис. 4.4.4. Изменение концентрации взвешенных частиц в зоне датчиков турбидиметра в процессе калибровки.

240

С, г/л 1 5

1 0

5

- - - - - - - -� - -- - - - - , - - - - - - - - , -

, , _ _ _ _ _ _ _ _ h _ _ _ _ _ _ _ � _ _ _ _ _ _ _ _ 4

, ,

, - - - - - - - -:- - - - - - - - -: - - - - - - - -

, ,

, , - - - - - - - - J- - - - - - - -

..,- - - - - - - -

_ _ " _ _ .. _ _ , _ _ _ _ _ _ _ _ ...1 _ _ " __ _ _

, , , ,

, ,

.. - - - - - - -,- - - - - - - - ", - - - - - - -

, ,

- - - - - - - - :- - - - - - - - - - - - - " -

- - - - - - - -,- - - - - - - - ... - - - - -

.;- - - - - - - - -: - - - -

- - - - - - - -,- - - -,

- - - - - - f - - - - · - - - r - - - - - - - -r - - - - - - - �- - - - - - - - , - -, , ,

,

- - - - - � - - - - - - - - 1.. _ _ _ _ _ _ _ _ 1 _ _ _ _ _ _ _ _ .... _ _ •• •

I t I I

I I I I

- � � � � I : : [ _ _ _ _ ����_��:��_��_�: _ _ _ J: : : j - : - : -: : I : : t I , , I - - - - r - - - - - - - - r - - - - - - - -,- - - - - - - - -,- - - - - - - - 1 - - - - -

I I t I

I I I , - - - - � - - - - - - - - � - - - - - - - -� - - - - - - - � - - - - - - - - � - - - - -

I I I I I I I I I

_ _ _ _ J.. _ _ _ _ _ _ _ _ L _ _ _ _ _ _ •. _1 _ _ _ • _ _ . _ .' . _ _ _ _ • .• _ J _ _ _ _

: :

: I

, I I I I - - - - т - - - - - - - - ,. - - - - - - - -

,... - - - - - - - "

,- - - - - - - - ., - - - - -

I I I I I , , , - - - - ... - - - - - - - - � - - - - - - - -1- - '" - - - - - -1'- - - ". - •• I I I I

I I I I I

- - -t

- - - - - - - -�

- - - - - - - -�

- - - � - - -�

- - - - - - - -f

- - - - -

" .

, I I , - - - то - - - - - - - - r - - - - - - - -,...

- - - - - - .. -, - .

I , , , , ,

, ,

_ _ _ J. _ _ _ _ _ _ _ _ L. _ _ _ _ _ _ " _� _ _ _ _ _ _ _ ... _ _ _ _ _ _ _ , , , , , , ,

, - - - y - - - " - - - - г - - - - - - - -г - - - - - - " �- - - - - - - ·' 1 - - - - -

, , ,

, - _ . _ - - - - ,.. - - - - - - - -, - -

0 4----4--�т_---r----r_--�--�----т---_r--

1 5

1 0

5

о

- - - - - - -,- - - - - - - - -, - - - - - - - -,

- -

, , ,

, , - - - - - - - -,- - - - - - - - ., . - - - - - - -

, , _. - - - - - _,о - _ _ - - - - ",_ - - - - - _ _

. ,

- - - - - - - -

,- - - - - - - - -

,- - - - - - - -

.. - - - . - - - - - - - -, - - - . - - -,

, ,

.. . - _ . - - - - - - - - - - . - - - -, ,

- - - - - - - -,- - - - - - - - �- - - - - - -

, . - - - - - - - -:- - - - - - - - �- - - - - - -

- - - - - - - -:- - - - - - - - �- - - - - -- - - - - - - .,- - _ . - - - - -, . - - - -

- - - - - - - ",. - - - - - - - -:- - - - -

- - - - - - .. .. ,- - - - - - - -�

- - - -

- - - - " - - -;- - - - - - - - -:- - -

,

- - - - - - - -'- - - -,

1 00

- - - - • f - - - - - - - - г - - - - - - - ",- - - - - - - - ""1 - - - - - - - - '\ - - - - -

I , , , I

, , , - .. - .. - т _ .. - - .. - - -г - - - - - - - -г - - .. - . - -

..... . - -

, , , ,

. . . . • п·· . ·:�;��;;:�e�� � . . · ) . :г . , I , , , - - - - r - - - - - - - - г - - - ,- - - - -

,- - - - - - - - -

,- - - - - - - - j - - - - -

" ,

, ,

, , ' - - - - т - - - - - - - - г - - - - - - - - ,- - - - - - -- -, - - - - - - - - i - - - - .

, , ,

, , , , - - - . т - - - _ .. - - - ,- - - - - - - - -,- - - - - - - - " , ' - - - - '- - , -; ,

I , , , - - - - т - - - - - - - -;, - - - - - - - - :- - - - - - - - -:- - .

, ,

- - - - Т - - - - - - - - ;, - - - - - - - - :- - - - - ·· · - "", - - .

, , , ,

- - - - Т - - - - - - - -}-

- - - - - - - - :- - - - - - - - -;

- - - - - . . � .� - - - , I , , I - - - - Т - - - - - - - -r - - - - - - - - :- - - - - - - . -:- - - - - - - - � - - - - -.

, . - - - - t - - - - - - - - :- - - - - - - - -J- - - - - - - " -:- -'- - - - - - � - - - - -

- - - � - - - - - - - - г - - - - - - - -;- - - - - - - ..

, , , - - - f - - - - - - - - г - - - - - - - - :- - - - - - - - -:

- - .. - - - - - .) - - - - -, I I , - - - � - - - - - - - - � - - - - . - - - :- - - - - - - - -

:- - ..

, , , , 1 _ _ _ _ _ _ _ L. _ _ _ _ _ _ _ _ ,_ _ _ .' ,

200 300 400 (, с

Рис. 4.4.5. Синхронное изменение концентрации взвешенных частиц в разных зонах лабораторного бака.

241

Проверка температурной стабильности работы турби­диметров показала, что при изменении температуры воды от 10 до 300 ос погрешность показаний не превышает 0,2 % . Проверку температурной стабильности проводили в воде без взвеси.

Изучение процесс а оседания взвешенных частиц

Изучение данного процесса проводили без отбора проб, запись осуществляли в отдельный файл. Методика измерений была следующей. Пропеллер раскручивался до такой скорости, чтобы показания турбидиметров дали мак­симальное затемнение для имеющегося количества песка. При этом концентрация взвешенного материала бьmа мак­симальной для конкретного количества песка в исследуе­мом объеме. В этот момент начинали запись показаний турбидиметров, далее мотор останавливали. Запись шла в течение 2 ч. Следует отметить, что раскручивание пропел­лера производилось таким образом, чтобы вращательное движение воды в баке бьmо минимальным.

Изменение концентрации взвешенных частиц в про­цессе их естественного оседания показано на рис. 4.4 .6 . В верхней части в развернутом виде приведено оседание частиц за первые 30 с. Можно заметить, за это время осело более 90 % всей взвес-::. Остальная взвесь осаждалась более 2 ч.

Подойдем к рассмотрению данного вопроса с другой стороны. Гранулометрический состав песка, определенный с помощью набора сит с различным размером ячеек, приведен на рис. 4 .4.7, а в виде гистограммы. На рис. 4.4.7, б показано оседание взвешенного песка за 30 с. Этот график условно разбит на куски с выраженными вер­тикальными участками, соединяемыми между собой гори­зoHTaльHыMи линиями. Каждый вьщеленный кусок харак­теризует процесс оседания конкретной фракции, т.е. вна­чале оседают более тяжелые фракции, а затем более легкие. Для наглядности каждый вьщеленный участок отмечен заштрихованным полем, размер которого по вертикали

242

С, г/л С, г/л

6

5

4

3

2

о

- - - - - - - - - :- -в- - - - -� �- - - - - Про-цёё:ё:-ёё:едан-йя-части-ц за-п-ёрвые-зо- ё:-- - - - - - - - - i- - - - - - - - � - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - -� - - - - - - - -

_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ 1,1_ 5 _ _ _ _ _ _ � _ _ _ t I i . - - - - - f - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - :- - - - - - - - - .. - :- - - .

. I : I I I I

� : � � � � � � ��� _�� � � � � � � � � � : � � : : ; � � : � � � � : �� ТУРбид�меТР -97 : 1 _ ___ _

_

_ _ _ _ _ _ _ _ _ J. з . _ _ _ _ � _ _ _ _ _ _ _ _ _ � _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ � _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ L _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ � _ _ .

I I • I I 1 , , , , - + 2 - - - � - 0"0 _ _ _ _ _ _ _ ,. _ •• _ _ • _ •• •• _ 1- _ _ .• _ _ _ _ _ • _ ;. _ " ,

: 1 , . .. - - - - - , - - - - - - - - , - - - - - - - - - - , - - - - - - - - r - - - - - - - - - - r - - - -, , : о I I

- - - - - - - - - , - - - - - - - - - - - - -50 :60 , 70 :

- - - - 1 - - - - - - - - - - - - - - г - - - - - - - г - -о , ,

, , . ,. 80 t, с :

- - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - t - - - - - - - - - - � - - - - - - - ·· - - � - - - - - - - - - -� - - - - - - -- -. -

I I I , , I I I I \ I - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � - - - - - - - - - - � .

1 000 3000 5000 7000 t. с

Рис. 4.4.6. Изменение концентрации взвешенных частиц в те­чение 2 ч.

характеризует концентрацию взвеси в воде. В численном отношении на рис. 4.4.7, в для каждого вьщеленного уча­стка дано процентное содержание взвеси в общей концен -трации. Таким образом, в моменты времени, соответству­ющие концу каждой вьщеленной зоны, общая концент­рация взвеси уменьшается на величину, приведенную на рис. 4.4.7, в. Если сравнить эти значения с процентным содержанием различных фракций в используемом песке (см. рис. 4.4.7, а) , можно увидеть, что уменьшение общей концентрации на 18 % вызвано осаждением фракции · с размером частиц 0,245-0,315 мм. Дальнейшее уменьшение концентрации на 49 % - это осевшая фракция 0, 195-0,245 мм и так далее.

Из рисунка следует, что фракция с размером частиц менее 0 , 1 ММ, составляющая 0,8 %, оседает намного доль-

243

С, г/ л

5

4

3

2

% 50

40

30

20

1 0

о

50

- -,- - - -;- -

0,67

0,4

60

в

1 0

а

0,3 0,2

70

8%

20

0, 1 о

% 50

40

30

20

10

80 t, с

30 t, с

Рис. 4.4. 7. Гистограмма гранулометрического состава основных ком­поненroв использованного песка (а); изменение концентрации взве­

си за 30 с измерения (б) и гистограмма снижения общей концент-рации взвеси за выделенные промежугки времени (в) .

244

Рис. 4.4.8. Внешний вид измерительной головки турбидиметра с

фильтром.

ше остальных. Таким образом, в движущемся потоке взвесь с размером частиц менее 0,1 мм не оседает и характеризует оптические свойства «чистой» воды, т.е. фон. Это и опре­деляет размер ячеек фильтра, которым должна быгь за­щищена измерительная зона одного из турбидиметров в измерительной ячейке. Прибор, непрерывно фиксирующий значения фона, должен быть дополнительным к общему количеству измерителей. Располагать его нужно в мак­cимaльHo возможной верхней точке конструкции изме­рительного комплекса. Вид измерительной головки тур­бидиметра с фильтром 100 мкм приведен на рис. 4.4.8 .

* *

*

Лабораторные эксперименты показали, что температур­ная погрешность турбидиметров не превышает 0,2 % в диапазоне температур 10-300 ос, а максимальные расхож­дения в значениях концентрации взвешенных наносов, полученных методом отбора проб и по тарировочному уравнению турбидиметра, не превышают 2 % .

Исследование процесса оседания частиц позволило оп­ределить максимальный размер частиц, характеризующих оптические свойства «чистой» воды, т.е. фон. Полученные максимальные размеры частиц фоновой прозрачности обусловили размер ячеек фильтра турбидиметра, отслежи­Baющeгo параметры «чистой» воды. Кроме того, сделан вывод, что при дальнейшем совершенствовании лаборатор­ного стенда и разработке методики и алгоритмов обра-

245

ботки возможно осуществлять экспресс-анализ грануло­метрического состава исследуемого материала методом ла­бораторной турбидиметрии.

4. 5. Применение вейвлет-преобразования при изучении процессов взвешивания нан,9СОВ

ветровыми волнами в прибрежной зоне

Транспорт наносов нерегулярным ветровым волнени­ем - один из основных факторов литодинамики береговой зоны морей и крупных водохранилищ. До недавнего вре­мени при расчете среднего транспорта взвешенных нано­сов обычно пренебрегали его флуктуационной составляю­щей, т.е. осредненным произведением флуктуационных компонент скорости и концентрации. Однако недавние лабораторные [Ribberink, A1-Salem, 1990] и натурные [На­nes, 1991 ] исследования показали, что она может играть существенную роль. Таким образом, для более точного моделирования процессов транспорта наносов необходимы исследования временной динамики скорости воды и кон­центрации наносов и их взаимосвязи. Результаты натурных наблюдений [Hanes, 1991 ] показывают, что поведение кон­центрации во времени связано с временныfи изменениями частотной структуры нерегулярного волнения. В настоящей работе предпринята попытка исследовать эту взаимосвязь с использованием аппарата вейвлет-преобразования на осно­ве натурных данных, полученных в ходе эксперимента на Новосибирском водохранилище в 1998 г.

Натурный эксперимент

Осенью 1998 г. проводился эксперимент на берегу Новосибирского водохранилища на пляже со средним ук­лоном 2,290 и средней крупностью слагающего материала 0,26 мм. В зоне обрушения волн в одной точке осуществ­лялись синхронные записи мгновенной концентрации на­носов на расстоянии 1 5 см от дна (с использованием

246

оптических турбидиметров (Косьян, Подымов и ДР., 1995] ) и мгновенного возвышения свободной поверхности (с по­мощью струнных емкостных волновых датчиков) . Рассто­яние от берега 25 м, глубина 1 м, частота сбора данных 18,2 ГЦ, длина записи '30 мин.

Вейвлет-преобразование

для анализа волновых записей мы использовали вейв­лет(wаvеlеt) -преобразование [Астафьева, 1996; Левкович­Маслюк, 1998] , поскольку оно позволяет наглядно щю­следить за временной динамикой частотной структуры волнения. Следует заметить, что такую динамику нельзя про следить ни при простом выводе периодов волн, ни с помощью преобразования Фурье.

Вейвлет-преобразованием сигнала f ( t) является разло­жение этого сигнала по базису функций tp, хорошо ло­кализованных как в частотном, так и во временном прост­ранствах. Мы пользовались так назьmаемым вейвлетом Морле [Астафьева, 1996] :

tp (x) = ехр (_;2) cos (5x) . (4. 5 . 1 )

Коэффициенты в�й:влет-разложения считаются по дующей формуле [Левкович-Маслюк, 1998] :

сле-

1 t-b + '" ( ) Wf (a,b) = ��f (t) tp ---;;- dt, (4. 5 .2)

где а - временной масштаб (период) ; Ь - момент времени t.

Результат вейвлет-преобразования - двумерная мат­рица коэффициентов W (a,b) , проекция которых на прост­ранство (а,Ь) = (временной масштаб (период) , временная локализация) позволяет проследить за временной дина­микой частотной структуры волнения. Светлые области соответствуют максимальным, темные - минимальным значениям W (a,b) , градации .серого - промежуточным значениям коэффициентов. Возможны два способа отобра-

247

жения КОЭффJЩИентов W (a,b) : «размазываю> палитру цветов по всей матрице W (a,b) или по ее столбцам. В первом случае мы получаем энергетический вейвлет-спектр волнения (рис. 4.5. 1 , а) , во втором - более наглядную картину временной динамики разнопериодных составляющих сигна­ла - частотный вейвлет-спектр волнения (см. рис. 4.5 .2, б) .

Анализ данных с помощью вейвлет-преобразования

для установления связи между динамикой частотной структуры волнения и пиками концентрации взвешенных наносов бьmи вьmолнены частотное и энергетическое вей­влет-преобразования волновых записей и сопоставлены с соответствующими записями концентрации наносов. При­мер такого сопоставления приведен на рис. 4 .5 . 1 .

Вейвлет-анализ волновых записей обнаружил, что свет­лые области располагаются в среднем на масштабе 3,75. Следовательно, основной энергетический вклад в сигнал внесла компонента периода 3,75 с, что совпадает с натур­ными данными, а также с максимальным пиком на спектре Фурье соответствующей волновой записи. На 4. 5 . 1 , а пока­зано сопоставление записи концентрации наносов с энер­гетическим вейвлет-спектром волновой записи, из которого видно, что светлые области на вейвлет-спектре достаточно хорошо совпадают с пиками концентрации. Глядя на этот рисунок, можно сказать, в какой период времени про­ходили высокоэнергетические группы волн определенного периода, которые и вызвали взвешивание наносов. На рис. 4 .5 . 1 , б - та же запись концентрации, сопоставленная с частотным вейвлет-спектром волнового сигнала. Здесь хо­рошо просматривается временная динамика частотной структуры волнения.

Обсуждение результатов

Полученные результаты показали, что появление пико­BbIX значений концентрации наносов в придонном слое прибрежной зоны обусловлено соответствующими изме-

248

t-.) .... \D

:т

ci :::; ф о-т

о

1

2

3

4

5

6

7

Плотность энергии Ew (запись 034)

50 1 00 1 50 Время, с

IV '-" Q

б " � ЗI-·· · · · · · · ·

· · ··· ·· · · · · · ·�······· · · · · · · · · · · ·

·· · ·J � � 2 _ ш. шш .

. . �t.t . .. Ш • • • НI Нlt�

� [ 6 -��.; . . . . . �.� . . ·Т · ··· · · · · ·· · ······ · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . j . . : . . . : . . . . :::.: .. . ::::.. . -"��.::::

т

ri :::! ф а. т

3

4

50 1 00 1 50 Спектр частот ( запись 034)

50 1 00 1 50 Время, с

Рис. 4.5. 1. Сопоставление динамики концентрации наносов с энергетическим (а) и частотным (6) вейвлет-спектром волнения.

нениями в частотно-энергетической структуре волнения, а именно: пики концентрации совпадают с появлением вы­сокоэнергетических волн (светлые области на энергетичес­ком вейвлет-спектре волнения) , а также с определенного типа изменениями частотной структуры волнения. Мы выделили три типа перестройки частотной структуры вол­HeHия' приводящих к появлению пиковых значений кон­центрации наносов.

1) очевидный случай устойчивого смещения домини­рующих составляющих волнения в сторону более низких частот;

2) случай, который можно назвать резонансным: когда сильно разнородная вначале частотная картина волнения затем становится четко сконцентрированной относительно одной какой-нибудь частоты (естественно, чем ниже эта частота, тем больше объем поднимаемых со дна наносов) . Интересно отметить, что в данном резонансном случае пик концентрации наблюдается не сразу после того, как на­чинают идти волны с примерно одинаковыми характе­ристиками, а через определенный промежуток времени;

3) случай резкого перехода доминирующей компонен­ты волнения сначала с более низких частот в сторону высоких, а затем через некоторый промежуток времени обратно, на более низкую первоначальную частоту. За то время, когда шли волны с более высокой частотой, часть наносов, поддерживаемых во взвеси низкочастотными вол­нами, успевает осесть.

251

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проблемы геологии, геоморфологии и динамики бере­гов морей, озер и водохранилищ исключительно разнооб­разны, поэтому очень трудно, если вообще возможно, осветить в одной книге все аспекты указанных проблем. Однако мы и не ставили перед собой такой задачи. Существенно более важнь� представлялся отбор наиболее актуальных вопросов учения о развитии берегов и обсуж­дение их с разных научных позиций с использованием данных полевых и лабораторных исследований, проведен­ных разнь�, но взаимодополняющими методами. В опре­деленной мере этого удалось достичь, опираясь на ма­териалы, представленные участниками Международного совещания «Динамика берегов морей и водохранилищ» , проводившегося в августе 1998 г. в Новосибирском науч­ном центре СО РАН.

Как на совещании, так и в настоящей работе большое внимание уделялось вопросам развития берегов морей и внутренних водоемов в условиях колебаний уровня воды. Это вполне естественно, так как продолжающаяся транс­грессия Мирового океана, колебания уровня внутренних морей, естественных озер и водохранилищ требуют глубо­кого изучения особенностей реакции береговой зоны на ПОВЬШIение и/или понижение уровня воды. Как выяс­нилось, в геоморфологическом смысле последствия коле­баний уровня воды на морях, озерах и водохранилищах -явления одного порядка. Следовательно, исследования, проводимые на озерах и водохранилищах, не только допол­няюT результаты изучения процессов развития морских

252

берегов, но, по-видимому, уже в недалеком будущем поз­волят создать надежный фундамент для разработки и тестирования методов их прогнозирования.

Не менее актуальны исследования, направленные на изучение закономерностей развития берегов внутренних водоемов, прежде всего - крупных водохранилищ. Водо­хранилища всегда и везде создавались в освоенных челове­ком районах, поэтому разрушение их берегов приводит к потере земель, негативно влияет на развитие социально­экономической инфраструктуры побережий и отрицательно сказывается на состоянии природной среды не только в пределах экотонов искусственных водоемов, но и водо­хранилищ в целом.

Уже длительное время основное внимание исследовате­лей сосредоточено на изучении влияния водохранилищ на инженерно-геологические и гидрогеологические условия их береговых ЗОН, · на развитие опасных экзогенных геоло­гических процессов (оползней, обвалов, осыпей и др. ) . Обсуждаются эти вопросы и в настоящей книге. Много­летние наблюдения, проведенные авторами на крупнейших в мире долинных водохранилищах, позволили выявить наиболее общие закономерности изменений геологической среды побережий искусственных водоемов.

Исторически сложилось так, что проблемам геоморфо­логии и развития берегов водохранилищ под действием волн и течений уделялось сравнительно меньшее вни­мание. Авторы сделали все возможное, чтобы исправить «историческую несправедливость». В результате бьmи выяв­лены основные динамические обстановки рельефообразо­вания и осадконакопления котловин водохранилищ, соот­ветствующие им субобстановки морфолитогенеза береговой зоны, а также важнейшие особенности ее рельефа и строения толщ слагающих ее осадков. Немаловажно и то обстоятельство, что полученные данные убедительно сви­детельствуют в пользу гипотезы об общности основных закономерностей развития берегов морей и внутренних водоемов.

253

Как известно, динамика береговой зоны - это сово­купность локализованных процессов и явлений, обуслов­ливающих ее развитие. Изучение механизма береговых процессов представляет не меньший интерес, чем изучение последствий их действия, проявляющихея в развитIЩ рель­ефа и в формировании осадочных толщ. Именно такой цели бьmи подчинены проведенные авторами эксперимен­тальные исследования, основной акцент которых сделан на процессах транспорта наносов в волновом потоке. В триаде «размыв дна - перенос наносов - накопление осадка» транспорт обломочного материала волнами и течениями играет не просто важнейшую, а ключевую роль. Вот почему столь важно понять физический смысл литодинамических процессов, протекающих в прибрежной зоне. Не имея данных прямых измерений в волновом потоке, мы не сможем постичь этот смысл, не сможем и надежно прог­нозировать литодинамические процессы. Хочется надеять­ся, что представленные в настоящем издании результаты изучения мелкомасштабных процессов динамики береговой зоны внесут свой заметный вклад в решение этой важней­шей задачи.

Значение технического оснащения упомянутых иссле­дований трудно пер е оценить, поэтому большое внимание уделялось вопросам разработки новых приборов и методов изучения береговых процессов. Прежде всего, это касается средств измерения скоростей водного потока, концент­рации взвеси и крупности взвешенных наносов. Именно на этих направлениях достигнут наибольший прогресе, и есть достаточные основания полагать, что предлагаемые читате­лю разработки привлекут его внимание и будут полезны в собственных исследованиях.

254

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Глава 1

Айбулатов Н.А., Хомяков П.М. О соотношении взвешенных и влекомых наносов на подводном береговом СЮ10не моря / / Метеорология и гидрология. - 1983. - NQ 1 .

Айбулатов Н.А., Шадрив И.Ф. Роль разрывных течений в переме­щении песчаных наносов в береговой зоне / / Тр. ин-та океанологии АН СССР. - 196 1 . - Т. 53.

Бабаков А.Н. Потоки песчано-алевритового материала у побережья Юго-Восточной Балтики по гидродинамическим данным / / Тез. доЮ1. XIX Междунар. конф. «Современные проблемы изучения берегов». - Таллинн, 1995.

Бадюкова Е.Н., Варущенко А.Н., Соловьева Г.Д. Влияние колебаний уровня моря на развитие береговой зоны / / Вестн. МГУ. Сер. 5. Геогр. - 1996. - NQ 6.

Бадюкова Е.Н., Соловьева Г.Д., Спольникова Л.Н .. Морфолитоди­намика Дагестанского побережья Каспийского моря / / Вестн. МГУ. Сер. 5. Геогр. - 1993. - NQ 4.

Волков П.А. Исследование процессов взаимодействия волнового потока с дном / / Экспериментальные и теоретические исследо­вания процессов береговой зоны. - М., 1965.

Геолоmческое строение подводного СЮ10на Каспийского моря. -М.: Изд-во АН СССР, 1962.

Гребнев Ю.С., Живдарев Л.А. Принципы и методы защиты берегов и прибрежных территорий Каспийского побережья России / / Вестн. МГУ. Сер. 5. Геогр. - 1993. - NQ3 .

Долотов Ю.С. Процессы аккумуляции и нарастания суши на отме­лом ПОДНИМaIOщемся берегу / / Тр. ин-та океанологии. - 1958. Спецвыпуск NQ 1 .

Долотов Ю.С. Динамические обстановки прибрежно-морского рельефообразования и осадконакопления. - М.: Наука, 1989.

Емельянов Е.М. Количественное распределение морской взвеси у побережья Самбийского п-ва - Куршской косы (Балтийское море) // Тр. АН ЛитССР. Сер. Б. - 1977. - Т. 3(100) . .

255

Жиндарев Л.А. Морфолитодинамика расчлененных отмелых побе­режий бесприливных морей: Автореф. дис. . . . д-ра геогр. наук. - М.: Изд-во МГУ, 1997.

Жиндарев Л.А., Никифоров Л.Г. Морфолитодинамика отмелых пес­чаных берегов Каспийского моря / / Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1997. - N2 3 .

Зевкович в.п. Выработка абразионного профиля в процессе повы­шения уровня моря // Докл. АН СССР. - 1948. - Т. 63, NQ 27.

Зевкович в.п. Основы учения о развитии морских берегов. - М.: Изд-во АН СССР, 1962.

Иmатов Е.И., каплин П.А., Лукьянова С.А. и др. Влияние современ­ной трансгрессии Каспийского моря на динамику его бере­гов / / Геоморфология. - 1992. - NQ 1 .

Иmатов Е.И., Лукьянова С.А., Соловьева Г .Д. Современное состо­яние берегов Каспийского моря / / Рекреационные зоны Кас­пийского моря. - М.: Наука, 1989.

Иmатов Е.И., Лукьянова С.А., Мысливец В.И. и др. Аккуму­лятивные формы восточного побережья Каспия в условиях современного подъема уровня моря / / Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1993 . - NQ 5 .

КJшге Р .К. Варианты прогнозов положения уровня Каспийского моря // Геоэкологические изменения при колебаниях уровня Каспийского моря / Под ред. П.А. Каплина, Е.И. Игнатова. -М.: Изд-во МГУ, 1997. - Вып. 1 .

Кравцова В.И., Лукьянова С.А. Трансгрессивные изменения в бере­говой зоне Российского побережья Каспия (по результатам дешифрирования аэрокосмических снимков) / / Геоморфоло­гия. - 1997. - NQ 2.

Леонтьев И.О. Динамика прибойной зоны. - М. : Изд-во Ин-та океанографии РАН, 1 989.

Леонтьев И.О. Обзор современных представлений о циркуляции воды в береговой зоне, обусловленной волнением / / Лито­динамика и гидродинамика контактной зоны океана. - М.: Наука, 199 1 .

Лeomьeв О.К. Перестройка профиля аккумулягивного берега при по­нижении уровня моря // Докл. АН СССР. - 1949. - Т. 66, NQ 3.

Леонтьев О.К. Эволюция береговой линии Северо-Дагестанского побережья Каспийского моря / / Изв. всесоюз. геогр. о-ва. -195 1 . - NQ 4.

Леонтьев О.К. О происхождении некоторых островов северной части Каспийского моря / / Тр. Ин-та океанологии. - 1957. -Т. 2.

256

Леонтьев О.К. Роль колебаний уровня в формировании берегов Каспийского моря / / Теоретические вопросы динамики мор­ских берегов. - М.: Наука, 1964.

Леонтьев О.К., Маев Е.Г., Рычагов Г.И. Геоморфология берегов и дна Каспийского моря. - М.: Изд-во МГУ, 1977. - 2 10 с.

Леонтьев О.К., ХaJПIЛОВ А.И. Природные условия формирования берегов Каспийского моря. - Баку: Изд-во АН АзССР, 1965. - 205 с.

ЛоlП'ИНОВ В.В. Очерки литодинамики океана. - М.: Изд-во АН СССР, 1973.

Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Голоценовые мор­ские аккумулятивные формы севера-западного побережья Кас­пийского моря / / Вестн. МГУ. Сер. 5. Геогр. - 1 996. -Ng 2. - С. 95- 101 .

Михайлов В.Н., Коротаев В.Н., Полонекий В.Ф. н др. Гидролого­морфологические процессы в устьевой области Волги и их изменение под влиянием колебания уровня Каспийского мо­ря // Геоморфология. - 1993. - Ng 4. - С. 97-107.

Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного повышения уровня / / Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1988. - Ng 5.

Развнmе морских берегов России и их изменение при возможном подъеме уровня Мирового океана / Под ред. П.А. Каплина, А.О. Селиванова. - М., 1997.

Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря / / Комп­лексные исследования Каспийского моря, вып. 4. - М.: Изд­во МГУ, 1974.

Рычагов Г.И. Уровенный режим Каспийского моря за последние 10 000 лет / / Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1993а. - Ng 2.

Рычагов Г.И. Уровень Каспийского моря за историческое время // Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1993б. - Ng 4.

Рычагов Г.И. Уровень Каспийского моря на рубеже XVIII­XIX вв. / / Геоморфология. - 1994. - Ng 2.

Рычагов Г.И., Никифоров Л.Г., Жиндарев Л.А. Развитие берегов Каспийского моря в условиях современного повышения уров­ня / / Вестн. МГУ. Сер. 5 . Геогр. - 1996. - Ng 4.

Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. - М., 1996. Сафьянов Г.А., Иmатов Е.И., Шипилова Л.М. Динамика береговой

зоны / / Геоэкологические изменения при колебаниях уровня Каспийского моря / Под ред. П.А. Каплина, Е.И. Игнато­ва / / Геоэкология Прикаспия. - М.: Изд-во МГУ, 1 997. -Вып. l .

257

Шадрин И.Ф. Течения береговой зоны бесприливного моря. - М.: Наука, 1972.

Штокман В.Б. Исследование кинематики течений западного берега в средней части Каспийского моря / / Изв. Азерб. науч.-исслед. рыбохоз. станции. - Баку, 1938. - Вып. 1 .

Вrпun Р . Sea level' rise a s а cause of shore erosion / / J . Waterways and НатЬоиг Division. - 1962. - Уо1. 88.

Вrпun Р. Тhe Bruun Rule of erosion Ьу sea level rise: А discussion large-sca1e two- and three- dimensiona1 usage / / J. Coast. Res. -1988. - Уо1. 4, N 4.

CoweU P.J., Roy P.S., Jones R.A. Simulation of large-sca1e coasta1 change using а morphologica1 behaviour model / / J. Маг. Geol. -1995. - Уо1. 126.

Dubois R.N.· Barier-beach erosion and rising sea level / / Geology. -

1990. - Уо1. 18, N 1 1 . Ignatov Ye.I., Кaplin Р.А., Lukyanova S.A., Solovieva G.D. Evolution of

the Caspian Sea coasts under conditions of sea-level rise: model [ог coasta1 changes under increasing «green-house effecD> / / J. Coasta1 Res. - 1 99 1 . - Уо1. 9, N 1 . - Р. 104- 1 1 1 .

Reed D.J. The impact of sea-level rise оп coasta1 sa1t maгshes / / Progr. Phys. Geogr. - 1990. - lА, N 4. - Р. 465-48 1 .

Глава 2

Авакян А.Б., Салганкин В.П., Шарапов В.А. Водохранилища / / Природа мира. - М. : Мысль, 1987. - 323 с.

.

Авакян А.Б., Шарапов В.А. Водохранилища гидроэлекгростанций СССР. - М.: Энергия, 1977. - 399 с.

Агафонов Б.П. llлоскостная эрозия в Байкальской впадине / / Геоморфология. - 1985. - Ng 3. - С. 29-36.

Братское водохранилище. Инженерная геология территории / Под ред. М.М. Одинцова. - М.: Изд-во АН СССР, 1 963. -275 с.

Бурова В.Н. Закономерности формирования и оценка опасности переработки берегов водохранилищ: Дис . . . . канд. геОЛ.-мине-рал. наук. - М.: ВСЕГИНГЕО, 1998. - 1 10 с. ,

ВаразашвиJПI Н.Г. Основные закономерности формирования бере­гов горных водохранилищ: Дис . . . . д-ра техн. наук. - Тбилиси, 1972. - 189 с.

Вендров сл. Об изменениях рельефа прибрежной зоны Цимлян­ского водохранилища / / Морской и речной флот. - 1955. -Ng 5. - С. 28-34.

258

Вендров ел. О динамике береговой зоны Цимлянского водо­хранилища / / Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1 955. - Ng 5. -С. 16-19 .

Вендров ел. Изменение рельефа берегов и дна Цимлянского водохранилища в 1 952- 1956 гг. // Изв. АН СССР. Сер. геогр. - 1957. - Ng 3. -с. 34-43.

Вендров ел. О русловых процессах на больших водохранилищах (по материалам наблюдений на Цимлянском водохранилище в 1952-1956 гг.) // Русловые процессы. - М.: Изд-во АН СССР, 1 958. - С. 43-52.

Вендров ел. Проблемы преобразования речных систем. - М.: Гидрометеоиздат, 1 970. - 1 52 с.

Вендров ел. Проблемы преобразования речных систем СССР. -Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 207 с.

ВодохраlПlлища и их воздействие на окружающую среду / Отв. ред. Г.В. Воропаев, АБ. Авакян. - М.: Наука, 1 986. - 367 с.

ВоДОХРaJПIлища мира / АБ. Авакян, В.П. Салтанкин, В.А Шара­пов и дР. - М.: Наука, 1 979. - 287 с.

Вологодский г.п. Карст Южного Приангарья / / Инженерно-гео­логические особенности Приангарского промышленного рай­она и их значение для строительства. - М.: Наука, 1 965. С. 49-106.

Вологодский г.п. Карст Иркутского амфитеатра. - М.: Наука. 122 с.

Гвоздецкий Н.А. Карстовые явления в Приангарье / / Уч. зап. МГУ. География. - 1 954. - Вып. 1 60, т. 5. - С. 1 5 1 - 1 67.

ГиЩJOметеоролоmческий режим озер и водохранилищ СССР: Водо­хранилища Верхней Волги. - Л.: ГИдРОметеоиздат, 1 975. - 291 с.

Гидрометеоролоmческий режим озер и водохранилищ СССР: Каскад Днепровских водохранилищ. - Л.: ГИдРометеоиздат, 1 976. -348 с.

ГидрометеОРОЛОПlческий режим озер и водохранилищ СССР: Куй­бышевское и Саратовское водохранилища. - Л.: ГИдРоме­теоиздат, 1 978. - 269 с.

Гидрометеоролоmческий режим озер и водохранилищ СССР: Но­восибирское водохранилище и озера Средней Оби. - Л.: ГИдРометеоиздат, 1 979. - 155 с.

Демьянович Н.И. Эоловые процессы / / Инженерная геология При­байкалья. - М.: Наука, 1 968. - С. 1 18-120.

Динамика берегов озера Байкал при новом уровенном режиме / АВ. Пинегин, АА Рогозин, Ф.Н. Лещиков и дР. - Но­восибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 976. - 88 с.

259

Динамика берегов озера Байкал при новом уровенном режиме / АВ. Пинегин, АА Рогозин, Ф.Н. Лещиков и др.- Но­восибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1976. - 88 с.

Долотов ю.с. Динамические обстановки прибрежно-морского рельефообразования и осадконакопления. - М.: Наука, 1 979. - 269 с.

3енковнч в.п. Основы учения о развитии морских берегов. - М., 1962.

Иванов А.Д. Эоловые пески Западного Забайкалья и Прибайка­лья. - Улан-Удэ: Бурят. кн. изд-во, 1966. - 230 с.

Изменения геологической среды н их проmоз / Под ред. Ю.Б. Тржцинского. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 985. - 148 с.

Иконников Л.Б. Формирование берегов водохранилища. - М.: Наука, 1972. - 95 с.

Кадастр водохранилищ СССР (водохранилища объемом 50 млн м3

и более) . - Л.: ВНИИГ им. Б.Е. Веденеева. - 197 1 . - 570 с. Качугнн Е.Г. Инженерно-геологические исследования и прогнозы

переработки берегов водохранилищ // Рекомендации по изу­чению переработки берегов водохранилищ. - М.: Госгеол­техиздат, 1959. - С. 3-89.

Качугнн Е.Г. Основные результаты длительных наблюдений за переработкой берегов верхневолжских и подмосковных водо­хранилищ / / Новые исследования берегов морей и водо­хранилищ: Тр. Океаногр. комис. АН СССР. - М.: Изд-во АН СССР, 1961 . - Т. 12. - С. 109-1 19.

Качугнн Е.Г. Геологическое изучение динамики берегов водохра­нилищ. - М.: Наука, 1975. - 147с.

Козловский Е.А., Крапшн И.И., Шеко А.И. Динамические модели как основа управления геологической средой / / Геоэколо­гические исследования в СССР: XXVIII сессия МГк. Докл. сов. геологов. - М.: ВСЕГИНГЕО, 1989. - С. 78.

Константинов и.п. Береговые процессы на водохранилище Вилюй­ской ГЭС / / Рациональное природопользование в криолитозо­не. - М.: Наука, 1992. - С. 57-63.

Кругнкова А.Н., Гомонова Л.Н., Копылова Н.М. Изменение хими­ческого состава рассолов КYP0p1ia Усолья-Сибирского / / УI Со­вещ. по подземным водаМ Сибири и Дальнего Востока. -Иркутск; Хабаровск, 1970. - С. 72-73.

Кузнецов в.в. Влияние уровенного режима и стоковых течений на формирование берегов водохранилищ (на примере Рыбинско­го, Куйбышевского ч Волгоградского) : Дис . . . . канд. геогр. наук. - М.: Изд-во МГУ, 1976.- 178 с.

260

Кусковский В.С. Развитие крупных оползней в палеозойских поро­дах . при наполнении Красноярского водохранилища / / Изв. Новосиб. отдела геогр. о-ва СССР. - 1 97 1 . - Вып. 5. -С. 8 1 -95.

Кусковский В.С. Древние оползни ' в долине Енисея / / Влияние геоДИнамических процессов на формирование рельефа Сиби­ри. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 974. - С. 90-96.

Кусковский В.С. Особенности формирования подпора подземных вод на глубоководных водохранилищах Сибири со скальными берегами / / Инженерно-географические проблемы при стро­ительстве в Сибири. - Л., 1 975. - С. 144-1 68.

Кусковский В.С. Геодинамика берегов крупных глубоководных во­дохранилищ Сибири / / Географические проблемы при сельско­хозяйственном освоении Сибири. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 977. - С. 133-156.

Кусковский В.С. Закономерности изменения геологической среды в береговой зоне глубоководных водохранилищ Алтае-Саянской области: Дис . . . . д-ра геОЛ.-минерал. наук. - Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1 996. - 56 с.

Кусковский В.С., Подлипский Ю.И., Савкин В.М., Широков В.М. Формирование берегов Красноярского водохранилища. - Но­восибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 974. - 234 с.

Малий В.А. Формирование подпора и режим подземных вод Ир­кyrCKOГO И Братского водохранилищ / / Тр. совещ. по изучению берегов водохранилищ и вопросов дренажа в условиях Сиби­ри. - Новосибирск, 1 969. - Вып. 2. - С. 1 2 1 - 129.

Матарзин Ю.М., Богословский Б.Б., Мацкевич И.К. Специфика водохранилищ и их морфометрия. - Пермь: Изд-во Перм. гос. ун-та, 1 977а. - 66 с.

Матарзин Ю.М., Богословский Б.Б., Мацкевич И.К. Гидрологи­ческие процессы в водохранилищах. - Пермь: Изд-во Перм. гос. ун-та, 1 977б. - 88 с.

Матарзин Ю.М., Богословский Б.Б., Мацкевич И.К. Гидрологи­ческие процессы в верхних и нижних бьефах гидроузлов. -Пермь: Изд-во Перм. гос. ун-та, 1 978. - 92 с.

Минервина Е.Е., Хоситашвили Г.Р. Переформирование берегов гор­ных водохранилищ. - М. : Недра, 1974. - 89 с.

Морская геоморфология. Терминологический справочник. Берего­вая зона: процессы, понятия, определения / Под ред. В.П. Зен­ковича, Б.А. Попова. - М.: Мысль, 1 980. - 280 с.

Обручев В.А. Сыпучие пески Селенгинской Даурии и необхо­димость их скорейшего изучения / / Тр. Троицко-Савского отдела РГО. - 1 9 12. - Т. 15 , вып. 3. - С. 5з-67.

261

Обстановки осадконакопления и фации / Отв. ред. Х. Рединг. - М.: Мир, 1 990. - Т. 1.- 35 1 С., Т. 2. - 381 с.

Овчинников Г.И. Особенности формирования берегов Ангарских водохранилищ / / Гос. доклад о состоянии окружающей при­родной среды Иркугской области в 1996 г. - Иркутск, 1997. -С. 96-99.

Овчmmиков Г.И., Карнаухова Г.А. Прибрежные наносы и донные отложения Братского водохранилища. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1985. - 68 с.

Овчmmиков Г.И., Шулыин М.В., Орехова Е.С .. Роль эолового процесса в формировании прибрежной зоны Братского водо­хранилища / / Тез. докл. IX конф. молодых науч. сотр. по геологии и геофизике Восточной Сибири. - Иркугск, 1980. -С. 9 1-92.

Осипов В.И.. Геоэкология - меЖДИсциплинарная наука об эко­логических проблемах геосферы / / Геоэкология, 1993. -Ng 1 . - С. 4-18.

Павлов с.х. Гидродинамические и гидрохимические особенности зоны подпора на верхнем участке Братского водохранилища / / Региональная гидрогеология и инженерная геология Восточной Сибири. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 978. - С. 97-104.

Павлов с.х. Закономерности формирования подземных вод зоны подпора водохранилища Братской ГЭС: Автореф. дис . . . . канд. геол.-минерал. наук. - Иркугск, 1983. - 18 с.

Павлов с.х. Особенности режима подземных вод зоны подпора Братского водохранилища / / Гидрогеология и инженерная геология Сибири. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1990а. - С. 33-38.

Павлов с.х. Кислород в подземных водах зоны подпора Братского водохранилища / / Вод. ресурсы. - 1990б. - Ng 2. - С. 1 87-190.

Павлов с.х., ФИЛИlПIов В.М. Карстовые деформации и геоморфо­логия побережий Братского и Усть-Илимского водохрани­лищ / / Тез. докл. конф. «Геоморфологический рисю>. - Ир­кyrcK, 1993. - С. 122-123.

Печеркин И.А. Геодинамика побережий Камских водохранилищ. ч. 11. - Пермь: Изд-во Перм. гос. ун-та, 1 969. - 85 с.

Печеркин И.А., Печеркин А.И., Каченов В.И. Теоретические основы прогнозирования экзогенных геологических процессов на бере­гах водохранилищ. - Пермь: Изд-во Перм. гос. ун-та, 1980. - 85 с.

262

Пиннекер Е.В. Экологические проблемы гидрогеологии. - Но­восибирск: Наука. Сиб. изд. фирма РАН, 1998. - 220 с.

Проблемы охраны геологической среды на примере Восточной Сибири / Под ред. Е.В. Пиннекера. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1993. - 167 с.

Пуляевский Г.М. Берега Братского водохранилища в период его наполнения / / Изв. Вост.-Сиб. отд. географ. о-ва СССР. -1 970. - Т. 67. - С. 34-48.

Пуляевский Г.М., Овчинников Г.И. Формирование берегов Ан­гарских водохранилищ / / Моделирование и прогнозирование геофизических процессов. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд­ние, 1986. - С. 39-46.

Пуляевский Г.М., Овчинников Г.И., Никифорова г.п. Волноэнер­гетическая характеристика береговой зоны Ангарских водо­хранилищ / / Тр. координац. совещ. по гидротехнике. - Л., 1976. - Вып. 107. - С. 1 14- 12 1 .

Рагозин АЛ. Закономерности формирования склонов р. Днестр и вопросы методики прогноза их переработки при созда­нии водохранилищ с нестационарным уровенным режимом: Дис . . . . канд. геол.-минерал. наук. - М. : Изд-во МГУ, 1 98 1 . - 174 с.

Сергеенков И.С., Хабидов А.Ш. Особенности морфолитогенеза бе­реговой зоны крупных водохранилищ Сибири / / Тр. ЗапСиБНИИ Госкомгидромета СССР. - М.: Гидрометеоиздат, 198 1 . - Вып. 52.- С. 93- 10.

Силин-Бекчурин А.И. О куполообразном залегании минерализован­ных вод в долинах Камы и Волги / / Сов. геология. - 1941 . -Ng 4. - С. 95-103.

Соколов Д.С. Основные условия развития карста. - М. : Госгеол­техиздат, 1962. - 322 с.

Соколов Н.И. Явление отседания склонов / / Тр. лаборатории гидрогеологических проблем АН СССР. 1957. - Т. 14.-С. 124- 1 5 1 .

Тржцинский Ю.Б., Козырева Е.А., Мазаева О.А. Изменение природ­ных условий Приангарья под воздействием водохранилищ / / География и природ. ресурсы. - 1997. - Ng 1 . - С. 40-47.

Тржцинский Ю.Б., Лещиков Ф.Н., Литвин В.М. и др. Инженерная геология и техногенные изменения геологической среды юга Восточной Сибири / / Литосфера Центральной Азии. - Но­восибирск: Наука. Сиб. изд. фирма РАН, 1996. - с. 2 17-230.

Трофимов В.Т., Зилинг Д.Г. Экологическая геология и ее логическая структура / / Вест. МГУ. Сер. 4. Геология. - 1995. - Ng 4. -С. 33-45.

263

Филиппов В.М. Экспериментальное изучение процессов выще­лачивания сульфатных пород Приангарья / / Некоторые вопро­сы геоморфологии Восточной Сибири. - Иркугск, 1981 . -С. 1 3 1 -140.

Филиппов В.М. Динамика карста Ангарских водохранилищ: Авто­реф. дис . . . . канд. геОЛ.-минерал. наук - Л., 1 988. - 17 с.

Фиваров д.п. Динамика берегов и котловин водохранилищ гидРо­электростанций СССР. - Л.: Энергия, 1974. - 244 с.

Фиваров д.п. Геоморфологический анализ и прогнозирование пе­реформирования береговой зоны и дна водохранилищ. - Л.: Наука. Ленингр. отд-ние, 1 982. -- 227 с.

.

Формировавание берегов Новосибирского водохранилища / Отв. ред. С.Г. БеЙРом. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1969. - 195 с.

Формирование берегов Ангаро-Енисейских водохранилищ / Отв. ред. Г.С. Золотарев. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1988. - 1 12 с.

Хабидов А.Ш., Жиндарев Л.А., Тризно А.К. Динамические обста­новки рельефообразования и осадконакопления береговой зо­ны крупных водохранилищ. - Новосибирск: Наука. Сиб. изд. фирма РАН, 1999. - 191 с.

Чарушин: Г.В. Тектоническая трещиноватость слабо дислоцированных

осадочных пород юго-востока Иркугского амфитеатра / / Бюл. моип. Отд. геол. - 1957. - Т. 32, вып. 3. - С. 1 17- 135.

ШирОКОВ В.М. Формирование берегов и ложа крупных водо­хранилищ Сибири. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1974. - 171 с.

щукин и.с. Общая геоморфология. - м.: Изд-во мгу, 1960. -Т. 1 . - С. 195-407.

Ященко з.г. Опыт применения электроразведки для исследования проявлений карста в долинах рек Ангары и Зап. Двины / / Изв. вузов. Геология и разведка. - 1959. - NQ 1 .- С. 104- 1 10.

Avakian А.В. Ecologica1 problems of river system regu1ated Ьу reservoirs / / Restoration of degraded rivers: Challenges, Issues and Experiences. -Dordrecht: Юuwег Acad. РиЫ., 1998. - Р. 85-98.

Clifton Н.Е., Hunter R.E., Pbillips R.L. Depositional structures and processes in the non-barred, high-energy nearshore / / J. Sedim. Petrol. - 197 1 . - Vol. 4 1 , N 3. - Р. 651-670.

Davidson-Arnott R.G.D., Greenwood В. Bedforms and structures ш­sociated with bar topography in the sha1low-water wave envi­ronment, Kochibouguas Вау, New Brunswick, Canada // J. Sedim. Petrol. - 1974. - Vol. 44, N 4. - Р. 252-27 1 .

264

Easterbrook DJ. Surface processes and landfonns. - N.Y.: Macmillan Publ. Сотр., 1993. - Р. 1 37- 184.

Gregory KJ., Walling D.E. Drainage basin [оnn and process. - N.Y.: John Willey & Sons, 1973. - 456 р.

Grengg Н. Die grossen stautsen der erde / / Oster. Wasser and Energiewirt. - 1975. - Bd 27, Н. 5/6. - S. 89-93.

Leopold L.B., Wоlmап M.G., МilIer J.P. Fluvial processes in geo­morphology. - San Francisko: W.H. Freeman and Сотрanу, 1 964. - 522 р.

Ovchinnikov G.I., Тrzhtsinskj Ju.B., Pavlov S.H. Ecoloqical problems in the area of the man-made ponds of the Angara Cascade Hyd­roelectric Stations / / Engineering Geology and the Environment. -Rotterdam: Ba1kema, 1997. - Уо1. 3. - Р. 2825-2830.

Owchinnikow G.I. Rozwoj wspo1czesnych procesow eolicznych nad zbiornikiem Brackim i ich rola w ksztaltowaniu strefy brzegowej / / Wspo1czesne oraz kopalne zjawiska i [оnnу eoliczne. Wybrane zagadnienia. - Sosnowiec, 1996. - S. 102-1 10.

Owcblnnikow G.I. Wplyw procesow abrazyjnych па rozwoj strefy рщ­brzeznej zbiornikow wodnych angarskiej kaskady elektrowni wod­nych / / Кsztaltowanie srodowiska geograficznego i ochrona рщ­rody па obszarach uprzemyslowionych i zurbanizowanych. - Ка­towice; Sosnowiec, 1997. - N 23. - S. 38-42.

Pettijobn FJ. Sedimentary rocks. - New York: Harper & Row, 1957. -7 1 8 р.

Reineck Н.Е, Singh I.B. Depositional sedimentary environments with reference to terrigenous clastics. - Berlin; Heidelberg; New-York: Springer-VеrIаg, 1957. - 428 р.

Richards K.S. Rivers. - L.: Methuen and Сотрanу, 1982. - 358 р. ТroB с. Luftbi1dplan und okologische Bodenforschung / / Z. Wes.

Erkunde zu Berlin, 1939. - N 7-8.- Р. 241-298.

Глава 3

Авакяв А.Б., Шарапов В.А. Водохранилища гидроэлектростанций СССР. - М.: Энергия, 1977. - 399 с.

Авциферов С.М., Косьяв Р .д. Взвешенные наносы в верхней части шельфа. - М.: Наука, 1986. - 224 с.

Каскевич Л.Н. Исследование влияния вдольберегового перемеще­ния наносов на формирование отмелей: Дис. . . . ЮiНД. геогр. наук. - М.: Ин-т геогр. АН СССР, 1970. - 224 с.

Косьяв Р .Д., Кузнецов с.ю., Подымов И.С. И др. Оптический прибор для измерения концентрации взвешенных наносов во

265

время шторма в береговой зоне моря / / Океанология. -1 995. - Т. 35, Ng 2. - С. 1 -7.

Косьян Р.Д., КYJЩ Г., Кузнецов С.Ю. и др. Перемежаемость турбу­лентности в прибойной зоне и ее влияние на взвешивание песка / / Океанология. - 1998. - Т. 38.

Косьян Р .Д., Пыхов Н.В. Гидрогенные перемещения осадков в береговой зоне моря. - М.: Наука, 1991 . - 280 с.

Овчинников Г.И., Карнаухова Г.А. Прибрежные наносы и донные отложения Братского водохранилища. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 985. - 68 с.

Пыхов Н.В., Косьян Р .Д., Кузнецов С.Ю. Натурные исследования временных масштабов и механизмов взвешивания песчаных осадков нерегулярными волнами / / Океанология. - 1997. -Т. 37, вып. 2. - С. 202-2 10.

ПьПIlКИн Б.А. Динамика берегов водохранилищ. - Киев: Наук. думка, 1 973. - 413 с.

Формирование берегов Новосибирского водохранилища / Отв. ред. С.Г. Бейром, В.М. Широков. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1 969. - 195 с.

Хабидов А.т., Жиндарев Л.А., Тризно А.К. Динамические обста­новки рельефообразования и осадконакопления береговой зо­ны крупных водохранилищ. - Новосибирск: Наука. Сиб. изд. фирма РАН, 1999. - 1 92 с.

Bailard J .А. An energetics total load sediment transport model [or а

plane slopping beach // J. of Geophys. Res. - 198 1 . - Vol. 86. -Р. 10938-10954.

ВеасЬ R.A., Sternberg R.W. Infragravity driven suspended sediment transport in the swash, inner and outer-surf zone / / Coasta1 Sediments '9 1 . - 1 99 1 . - Р. 1 14-128.

Вedfonns, near-bed sediment concentration and sediment transport in simulated regular wave conditions. Report No Н840. - Delft: Delft Hydraulics, 1989.

Chatelus У. et а1. Experimenta1 study of sediment transport with graded sediments / / Book of Abstracts. 26th Int'l. Conf. оп Coastal Eng. -N.Y.: ASCE, 1 998. - Р. 180- 1 8 1 .

Dean R.G. Heuristic models of sand transport in the surf zone. Technica1 report UF/COEL-73/26. - University of Florida, 1 973.

Dolunen-Janssen С. М. et а1. Oscillatory sheet flow of sand with different grain size: measurement and modelling / / Book of Abstracts. 26th Int'l. Conf. оп Coasta1 Eng. - N.Y.: ASCE, 1 998. - Р. 182-183.

Foote Y.L.M., Huntley D.H., O'Hare Т. Sand tramsport оп macrotida1 beaches / / Рroс. of Euromech 3 10 colloquium (Le Науге). -1 995. - Р. 360-374.

266

Hanes D.M., Huntley D.A. Direct measurement of suspended sediment transport / / Coastal Sediments '87. - N.Y.: ASCE, 1987. Р. 723-737.

Hanes D.M. Intermittent sediment suspension and its implications to sand tracer dispersal in wave-dominated environments / / Мarinе Geology. - 1988. - Vol. 8 1 . - Р. 175- 183.

Hanes D.M. Suspension of sand due to wave groups / / J. of Geophys. Res. - 199 1 . - Vol. 96, N. С5. - Р. 89 1 1-89 15 .

Jaffe В.Е., Stemberg R.W., SaIIenger А.Н. The role of suspended sediment in shore-normal beach рroШе changes / / Рroс. of the 19th

Coastal Eng. Соnf. - N.Y.: ASCE, 1985. - Р. 1983-1 996. Janssen с. М., ЮЬЬеrink J.S. Grain-size influence оп sand transport in

oscillatory sheet flow / / Рroс. 25th Int'l Соnf. оп Coastal Eng. -N.Y.: ASCE, 1996. - Р. 4779-4792.

Кaneco А. Oscillation sand ripples in viscous fluids / / Рroс. Jap. Soc. Civ. Eng. - 198 1 . - N 307. - Р. 1 1 3- 124.

Кatapodi 1. et aI. Sediment transport measurements in combined wаvе-сuпепt flow / / Рroс. Coastal Dynamics'94. - N.Y.: ASCE, 1994. - Р. 837-85 1 .

Кhabidov A.Sh. et ш . Coastal dynamics under weak storm conditions / / Рroс. Coastal Dynamics'95 . - N.Y.: ASCE, 1995.

Коотans R.L. et ш. Cross-shore graded sediment transport: grain size and density effects / / Book of Abstracts. 26th Int'l Соnf. оп Coastal Eng. - N.Y.: ASCE, 1998. - Р. 184- 185.

Кunz Н., Kos'yan R., Kumetsov S. et ш. Field investigations of physical regularities and spatial-temporal scales of sand suspending and transport in the coastal zone under the storm condition. - Nordemey; Gelendgik; Moscow, 1995. - 198 р.

Мansо F. et ш. The effect of density in oscillatory sediment transport / / Book of Abstracts. 26th Int'l Conf. оп Coastal Eng. - N.Y.: ASCE, 1998. - Р. 186-187.

NieIsen Р. Some basic concepts of wave sediment transport / / Progr. Rept. Inst. Hydrodyn. and Hydraul. Eng. Techn. Univ. Den­mark. - 1979. - N 2. - 1 60 р.

NieIsen Р. Entraiment and distriburion of different sand sises under water waves / / J. Sediment. Petrol. - 1983. - Vol. 53, N 2. Р. 233-25 1 .

NieIsen Р . Coastal bottom boundary layers and sediment transport. Singapore: World Scien., 1992. - 324 р.

Osbome P.D., Rooker G.A. Surf zone and swash zone sediment dynamics оп high energy beaches / / Coastal Dynamics '97. - New Zealand, 1997. - Р. 814-823.

267

Pykhov N.V., Kumetsov S.Yu., Кunz Н. Mechanisms of sand suspending under non-breaking and under breaking iпеgular waves / / Proc. of the Intem. Conf. оп Coastal Research in Terms of Lшgе Sca1e Experiments. Coasta1 Dynamics' 97. - N.Y.: ASCE, 1997.

RusseU Р., Foote У., Huntley D. An energetics approach to sand transport оп beaches / / Рroс. of the Intem. Conf. оп Coasta1 Research in Terms of Large Sca1e Experiments. Coastal Dynamics' 95. - N.Y.: ASCE, 1996. - Р. 829-840.

Soulsby R.L. The 'Bailard' sediment transport [оrшиlа: comparisions with data and models / / Abstracts-in-depth of Final Overall Meeting the G8-Coasta1 Morfodynamic Project (МАSТ-П). - 1995. - Р. 2-46-2-50.

Tanczos I.C. Selective transport phenomena in coastal sands / / Ph.D. dissertation - Univ. of Groningen, the Netherlands, 1996. -184 р.

Thosteson E.D. Development and field application of а littora1 processes monitoring system for examination of the relevant time scales of sediment suspension processes: Ph.D. dissertation. - Univ. of Florida, 1997.

Vшсепt С. Е., Hanes D.M., Вowen A.J. Acoustic measurements of suspended sand оп the shoreface and the control of concentration Ьу bed roughness // Мarinе Geology. - 199 1 . - Уоl. 96. - Р. 1- 18.

Глава 4

Анциферов с.М., Косьян Р .Д. Взвешенные наносы в верхней части шельфа. - М.: Наука, 1976. - 224 с.

Астафьева Н.М. Вейвлет-анализ: базовая теория и некоторые при­ложения // УФН. - 1996. - Т. 166, NQ 1 1 . - С. 1 145-1 170.

Дунец А.В., Косьян Р .Д., Подымов И.С. Датчик скорости потока электропроводящей жидкости: Заявка на полезную модель NQ 97 1 19250/20(020366) / / Положительное решение на выдачу свидетельства на ПМ от 28 апреля 1998 г.

Косьян Р .Д. И др. Турбидиметр / / Патент на изобретение России NQ 96121755.

Косьян Р .Д., Подымов И.С. И др. Оптический прибор для изме­рения концентрации взвешенных наносов во время шторма в береговой зоне моря / / Океанология. - 1995. - Т. 35, NQ 3. -С. 463-469.

Левкович-МасJПOК Л. Дайджест вейвлет-анализа в двух формулах, 22 рисунках // Компьютерра. - 1998. - NQ 8. - С. 31-37.

Яворский Б.М., Детлаф А.А. Справочник по физике. - М.: Наука, 1990. - 942 с.

268

Guza R.T., Clifton М.С., Rezvani F. Field Intereomparisons of Е1ее­tromagnetie Сuпепt Meters / / J. Geophys. Res. - 1988. ­Vol. 93, N 8. - Р. 9302-93 14.

Hanes D.M. Suspension of sand due to wave groups / / J. Geophys. Res. - 199 1 . - Vol. 96, N С5. - Р. 891 1 -8915.

Нау А.Е., Sheng J. Vertieal profIles of suspended sand eoneentration and size from multifrequeney aeoustie baekseatter / / J. Geophys. Res. -1 992. - Vol. 92 (СI0). - Р. 1566 1-15667.

НпП L., Fisk D.C. Development of two sediment transport instrument systems // Proe. 17Ш Int. Conf. оп Coastal Eng. - 1 980. -

Р. 245-253. Kos'yan R.D. et ш. Sand Suspension and Intermittenee of Turbulen�e in

the Surf Zone / / ProG. of the 25Ш Intem. Conf. оп Coastal Eng. - N.Y.: ASCE, 1997. - Р. 4 1 1 1 -4 1 19 .

Kos'yan R., Podymov 1. Measuring of suspended sediment eoneentration in the eoastal zone Ьу turbidimetry / / Proc. 26Ш Intem. Conf. оп СошЫ Еng. Book of Abstraets. - N.Y.: ASCE, 1998. - Р. 82-83.

Lee Т.Н. Aeoustie measurement and modeling of the vertieal distribution of suspended sediment driven Ьу waves and еuпепts: Ph.D. dissertation. - Gainesville, Fl.: Univ. of Florida, 1994. - 128 р.

Marusin K.V. Determination of eoneentration and size of suspended sediments in the eoastal zone using aeoustie measurements: MS. Thesis. - Gainesville, Fl.: Univ. of Florida, 1996. - 90 р.

Model 512 ОЕМ. Eleetromagnetie water еuпепt meter (Mareh­МеВiшеу ine.) : U.S. patents 3,885,433 . . . 3,898,88 1 ; 4,0 15 ,47 1 .

Nielsen Р . Coastal Bottom Воuпdшy Layers and Sediment Transport. -Singapore: Wor1d Sei. , 1992. - 324 р.

Nielsen Р., Green М.О., Coffey F.C. Suspended sediment under waves / Teeh. Report 82/6 Coastal Study Unit. - Sidney: Univ. of Sidney, 1982. - 157 р.

Pykhov N.V. et ш. Time seales of sand suspending Ьу iпеgu1ar waves / / Proe. of the Seeond Intem. Conf. оп the Меditепanеan Coastal Environment «MEDCOAST95» . - Тапagопа, Spain, 1995. -Р. 1073-1092.

Ribberink J.S., A1-Salem А. Bed forms, sediment eoneentrations and sediment transport in simu1ated wave eonditions / / Proe. 22пd Int. Conf. Coastal Еng. - Delft, 1 990. - Р. 2328-233 1 .

Тhоrnе P.D., Vincent С . Е., Hardcastle PJ. et ш . Measuring suspended sediment eoneentrations using aeoustie baekseatter deviees / / Ма­rine Ge010gy. - 199 1 . - У01. 98. - Р. 7- 16.

Vincent С. Е., Hanes D.M., Вowen A.J. Aeoustie measurements of suspended sand оп the shorefaee and eontro1 of eoneentration Ьу bed roughness // МаПпе Ge010gy. - 199 1 . - Уо1. 96. - Р. 1 - 18.

269

ОГЛАВЛЕНИЕ

ПРЕДИСЛОВИЕ 3

Г л а в а 1

ГЕОЛОГИЯ, ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА МОРСКИХ БЕРЕГОВ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

1 . 1 . Динамика Кавказских берегов Каспийского моря в услових нестабильности его уровня (л.А. Жиндарев, г.и. Рычагов, л.г. Никифоров) . . . . . . . . . . . . . . . . . .

1 .2 . Динамика осушки в пределах Калмыцкого побережья Каспия в связи с подъемом уровня моря (ди. Кравцова, с.А. Лукьянова) . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 8

1 . 3 . К вопросу о формировании и развитии современных транс-грессивных баров Каспийского моря ( с.А. Огородов) " 3 1

1 .4 . Особенности литодинамики берегов Юго-Восточной Бал-тики по данным натурных экспериментов (л.А. Жuндарев) 48

Г л а в а 2 ГЕОЛОГИЯ, ГЕОМОРФОЛОГИЯ И ДИНАМИКА БЕРЕГОВ ВОДО-

ХРАНИЛИЩ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76

2 . 1 . Особенности морфолитогенеза котловин крупных водохра­нилиш (А.Ш Хабидов) . . . . . . . . . . . . . . .

2.2. Экогеологические проблемы на побережьях крупных водо-хранилищ Сибири (В. С. Кусковекий) . . . . . . . . . 85

2.3. Эволюция геологической среды под воздействием Ангарс-ких водохранилищ (Ю.Б. Тржцинский, Е.А. Козырева, О.А. Мазаева) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101

2.4. Эволюцня берегов водохранилищ в условиях длиннопе­риодных колебаний уровня воды (А.Ш Хабидов, л.А. Жин-дарев, В.М Савкин) . . . . . . . . . . . . . . . 1 14

2 .5 . Некоторые закономерности развития береговой зоны Ан-гарских водохранилищ (г.и. Овчинников) . . . . . . 124

2.6. Строение осадочных толщ береговой зоны Новосибирского водохранилища (А.Ш Хабидов) . . . . . . . . . . . 138

2.7 . Развитие эоловых процессов на берегах оз. Байкал и Брат­ском водохранилище и их роль в динамике береговой зоны (г.и Овчинников, Б.Л Агафонов) . . . . . . . . . 150

2.8. Карстовые процессы на побережье Братского водохрани-лища (с.х Павлов) . . . . . . . . . . . . . . " 162

Г л а в а 3 ИССЛЕДОВАНИЯ МЕЛКОМАСШТАБНЫХ ПРОЦЕССОВ ДИНА-

МИКИ БЕРЕГОВОЙ ЗОНЫ . . . . . . . . . . . . " 172

3 . 1 . Натурные исследования взвешенных наносов и мелкомасш­табных форм рельефа дна в прибрежной зоне (ДМ. Хейнс, Э.Д Тостесон) . . . . . . . . . . . . . . . . . .

3 .2 . Достоинства и недостатки энергетического подхода к прог-нозу транспорта наносов (с.ю. Кузнецов) . . . . 183

3 .3 . Перенос взвешенных наносов в береговой зоне водохра-нилищ (А.т. Хабидов) . . . . . . . . . . . . 191

Г л а в а 4 ПРИБОРЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

4 . 1 . Электромагнитный датчик для измерения скорости водного потока возле дна (И с. Подымов, Р.Д Косьян, А.В. Дунец)

4.2. Натурные измерения концентрации и крупности взвешен­ных наносов в береговой зоне акустическим методом (КВ.

204

Марусин, ДМ. Хейнс, А.И Хабидов) . . . . . . . . . 214 4 .3 . Измерение концентрации взвешенных наносов в береговой

зоне моря методом турбидиметрии (Р. Д Косьян, И С. Подымов) . . . . . . . . . . . . . . . . 226

4.4. Лабораторная турбидиметрия (И с. Подымов, О.И Поды-мов) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237

4.5 . Применение вейвлет-преобразования при изучении процес-сов взвешивания наносов ветровыми волнами в прибреж-ной зоне (ИА. Аксенова, КВ. Марусин, А.И Хабидов) 246

ЗАКЛЮЧЕНИЕ . . . . . 252

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ . 255

Научное издание

Хабидов Александр Шамильевич Кусковский Виктор Семенович Живдарев Леонид Алексеевич

Хейнс Дэниел и др.

БЕРЕГА МОРЕЙ И ВНУТРЕННИХ ВОДОЕМОВ

Актуальные проблемы геологии, геоморфолоmи и динамики

Редактор М.Б. Успенская Художественный редактор Л.В. Матвеева

Художник В.И. ШУAlаков Оператор электронной верстки Е.Н. ЗUAlu"а

ЛР NQ 0 2 0 9 0 9 от 0 1 . 0 9 . 9 9 . ПОДIШсано в печать 0 9 . 1 1. 9 9 . Формат 60 8 4 1/16. Гарнитура таймс. Печать офсетная. УСЛ. печ. Л. 17. Уч.-изд. Л. 14.

Тираж 2 0 0 ЭКЗ. Заказ NQ 3 5 4.

Издательство Сибирского отделения РАН

Научно-издательский центр ОИГГМ 630090, Новосибирск, проспект Академика В.А. Коптюга, 3