состояние моря, характеризующееся волнением, приливно- огливпыми явлениями и интенсивностью течений.

В естественных условиях взаимодействие воды и суши в конеч­ном счете стремится к созданию условий определенного равнове­сия в устойчивости территории. И любое техногенное вмешатель­ство может привести к непредсказуемым последствиям. Примеров этому можно привести много. Так, непродуманное заложение под­порной стенки в пределах пляжа в районе Курортного комплекса на мысе Пицунда (Грузия) привело при сильном шторме в январе 1969 г. к смыву наносов, разрушению самой стенки и подмыву оснований трех санаторных корпусов. На юго-восточном побе­режье оз. Байкал строительство волнозащитного мола в одном из портов способствовало перехвату молом потока вдоль береговых наносов и аккумуляции их с южной стороны сооружения, севернее которого создался дефицит наносов, увеличился размыв берега, в результате чего активизировались оползневые процессы, угрожаю­щие Транссибирской железнодорожной магистрали.

Прибрежную зону и особенно береговую линию формирует ряд пожных процессов. Во-первых, это процесс абразии — разруше­ние берегов под воздействием волновых процессов и морской воды. О. К. Леонтьев и Г. И. Рычагов (1988) различают три вида абразии — механическую (разрушение пород под действием удара волн и прибоя), химическую (растворение коренных пород морс­кой водой) и термическую (разрушение берегов, сложенных мерз- ]ыми породами или льдами, в результате отепляющего действия морской воды на лед). Во-вторых, это перенос и отложение раз­мытого материала. Оба этих процесса определяют характер и мор­фологию береговых зон.

Морфология и элементы рельефа берегов. Если говорить в целом об океанических бассейнах, то они имеют следующие глав­ные элементы рельефа (рис. 11.1): береговая (литоральная) зона, шельф, континентальный склон и океаническая платформа.

Береговая (литоральная) зона представляет собой часть надвод­ного и подводного берегового склона. Подводный склон включает и 1яжи и прибрежное мелководье. В пределах береговой зоны может быть рассмотрено два случая взаимоотношения моря и с\ши (рис. 11.2). В случае высокого крутого абродируемого берега происходит формирование волноприбойной ниши, галечный пляж гяиется от обычного уровня малой воды до подножия береговых (.кал, около которых находятся крупные глыбы и обломки пород, сглаженные волнами. Вдоль прямых скалистых берегов пляжи об­разуют непрерывные шлейфы, а на извилистых крутых берегах

очень часто они развиваются лишь в закрытых бухтах, ограничен­ных мысами. На низких равнинных аккумулятивных берегах, сло­женных рыхлыми отложениями, в состав пляжных образований входят ил, песок, реже мелкий гравий. Очень часто на таких бере­гах в зоне наката формируется береговой вал, а на подводной бе- реювой отмели отмечаются подводные валы и выступающие над уровнем моря бары. При отчленении берегов от моря барьерными островами образуется лагуна, прибрежная часть которой, Сложен­ная мелкодисперсным материалом, быстро зарастает раститель­ностью, превращаясь в прибрежные болота или марши (Говард, Ремсон, 1982).

Континентальный шельф — это неглубокая пологая поверх­ность морского дна, представляющая собой окраины континентов и прослеживающаяся широкой полосой (до нескольких сотен ки- юметров) вдоль периферии материков. Максимальная глубина шельфовой зоны не превышает 200 м у ее внешнего края. Поверх­ность шельфа разнообразна, в одних местах дно сложено корен­ными скальными породами, в других — рыхлыми образования­ми — валунами, галькой, песком и илом. На ней наблюдаются подводные русла, гряды, замкнутые депрессии и т. п. В настоящее время в связи с разведкой и эксплуатацией месторождений полез­ных ископаемых, и в первую очередь нефти и газа, шельфу уделя­ется большое внимание. В первую очередь большие задачи стоят перед инженерной геологией, ибо проектирование и создание крупных комплексов различных сооружений немыслимо без зна­ний конкретных инженерно-геологических условий.

Континентальный склон начинается за областью шельфа на глубинах 150—200 м. Здесь морское дно быстро увеличивает свой наклон в сторону океана, при этом в верхней части наклон состав- тяет 1:100, постепенно уменьшаясь к подножию. Ширина конти­нентального склона колеблется от 15 до 30 км, его погружение лостигает двух тысяч метров (Аллисон, Пальмер, 1984). Во многих местах склон рассекают V-образные глубокие депрессии типа юлин, называемые подводными каньонами. Они действительно напоминают речную сеть и очень часто лежат на продолжении )стьев крупных рек — Конго, Инд, Гудзон, Колумбия. Интересно отметить и такой факт, что на подводных склонах Байкальской впадины также обнаружены подобные формы. Находясь против \иьев селеопасных рек, они, поглощая выносимый селевыми по­токами материал, увеличиваются в размерах за счет эрозионной деятельности турбидитных течений (мутьевых потоков), представ- тяющих собой нисходящие под действием силы тяжести потоки воды, обогащенные взвешенными глыбами и обломками горных пород.

Океаническая платформа, или абиссальная (глубоководная) равнина, представляет собой ложе океана — плоские участки под­водного рельефа, занимающие значительные территории. Это ак- к\мулятивные поверхности, располагающиеся на глубинах 3000—

6000 м, сложенные осадками, вынесенными с континентальных склонов и выпавшими из толщи океанической воды. Вместе с тем нужно подчеркнуть, что океаническое дно или океаническая плат­форма имеют довольно расчлененный рельеф, который характери­зуется чередованием плоских глубоководных равнин, широких плавных поднятий, отдельных горных вершин и хребтов и глубо­ководных впадин — желобов. Последние являются самыми пони­женными участками дна океанов и тяготеют к зонам повышенной сейсмической активности.

Факторы, определяющие развитие морских берегов. Основ­ным фактором формирования и развития берегов является волне­ние. Волновые движения в глубокой воде (открытое море) с кине­матографической точки зрения представляют собой эффект дви­жения смежных частиц по круговым орбитам. Радиус таких орбит для частиц на поверхности воды равен половине высоты волны, измеряемой по вертикали между наивысшей (на гребне) и наиниз- шей (на спаде) точками волны (рис. И.З). Описываемые частица­ми орбиты следуют друг за другом в направлении распространения волны, создавая впечатление ее движения, однако вперед продви­гается только форма волны, подобно волнам, идущим по хлебному полю, абсолютное же большинство частиц воды в действительнос­ти остается на месте, испытывая лишь колебательные движения В связи с этим А. Д. Говард и И. Ремсон (1982) эти волны назвали колебательными. Они считают, что орбиты такой волны из-за внутреннего трения с глубиной уменьшаются, при глубине равной половине длины волны она становится весьма незначительной Таким образом, при приближении к берегу орбитальная энергия

испытывает ограничения в связи с уменьшающейся глубиной, в результате увеличивается орбитальная скорость и высота волн. Уменьшение глубины замедляет продвижение волн, они начинают набегать друг на друга, разбиваются и распластываются, т. е. фор­мируются волны мелководья (Леонтьев, Рычагов, 1988). Разруше­ние волны с возникающими в прибойной зоне турбулентностью и взбалтыванием осадков существенно снижает энергию волнения. Волна в виде прибоя устремляется на берег (накат), а затем отсту­пает назад в море (откат). При отношении глубины водоема к длине волны меньше чем на 0.1 создаются условия горизонтально­го наката с формированием волны перемещения.

По мнению А. Д. Говарда и И. Ремсона (1982), колебательные волны могут быть форсированными, если они формируются под действием ветров в прибрежной зоне, и зыбью, формирующейся во время штормов в открытом море. Последнее понятие отличается от общепринятой формулировки, по которой зыбь — это длинные низкие волны, формирующиеся при выходе из района шторма в результате уплощения и удлинения высоких штормовых волн.

С точки зрения инженерной геологии, изучающей проблемы аб­разии для разработки рекомендаций по защите побережий и сущес­твующих на них сооружений от воздействий волн, наибольшее зна­чение имеет проблема познания и оценка работы, производимой волнами. Энергия этой работы, по В. П. Зенковичу (1962), находит­ся в прямой зависимости от высоты и длины волн. Таким образом, суммарная энергия морской волны определяется по формуле

Е-=-Н² L . (11.1)

8

Для расчета размеров ветровых волн различными исследователя­ми (В. П. Зенкович, Н. Н. Джунковский, В. В. Шулейкин, О. К. Ле­онтьев, Г. И. Рычагов, А. П. Браславский, В. Г. Анджанов, П. А. Куз­нецов и др.) предложены многочисленные эмпирические формулы и номограммы, довольно детально проанализированные в учебни­ках по инженерной геологии Г. С. Золотарева (1983, 1990), В. Д. Лом­тадзе (1977), И. В. Попова (1959), поэтому в данной работе мы их конкретно рассматривать не будем, лишь подчеркнем, что высота и длина волны определяются глубиной водоема, длиной разгона (расстояние, на котором формируется волна), скоростью и про­должительностью ветров. Вместе с тем параметры волнения ко­леблются в широких пределах. Так, в Антарктических водоемах и в Северной Атлантике высота волн достигает 16 м, при длине до 400 м. В дальневосточных морях, омывающих берега России, вы­сота волн составляет 6—7 м, а длина — 100 м. Меньше высота волн на акваториях внутренних морей — Балтийском, Черном, Каспийском — до 6 м, хотя на отдельных из них (Черное) во время катастрофических штормов зафиксированы волны высотой до 12 м (Ломтадзе, 1977).

Как и в любом колебательном движении, характеристика воли определяется еще и таким показателем, как период, т. е. время, за которое волна проходит путь между смежными гребнями или лож­бинами. В целом период зависит от длины волны. Мелкие, близко следующие друг за другом волны, подходящие к берегу, имеют пе­риод в несколько секунд, гребни же длинных волн в открытом море могут следовать один за другим с интервалом даже до 20 с С периодом волнового колебания связана скорость распростране­ния волн, которая рассчитывается Путем деления длины волны на его период.

В целом волнение — сложный процесс, ибо, как правило, на берег воздействует не одна система волн, а несколько, характери­зующихся разной длиной, высотой и направлением движения. Эти разные системы, накладываясь друг на друга, интерферируют между собой, усиливаясь в случае совпадения фаз и увеличивая свою энергию. При подходе волны к берегу под углом, а это, как правило, обычный случай, происходит преломление волны (реф­ракция), т. е. волна на мелководье изгибается и разворачивается параллельно берегу, производя лобовую атаку йа него. При этом фронт атаки волны растягивается и сила его концентрируется и усиливается на мысах и ослабевает в бухтах. Волны испытывают также дифракцию, т. е. уменьшение и рассеивание энергии волны за счет изменения ее направления при прохождении препятствия (мола, волнореза, дамбы).

Волны оказывают двоякое воздействие на берега. С одной сто­роны, они их разрушают, превращая скальные монолитные поро­ды в глыбы, обломки, валуны, гальку, песок или тому подобные образования, с другой — переносят и отлагают продукты разруше­ния, создавая пляжи и аккумулятивные типы берегов.

Разрушение берегов морей вызвано главным образом непосред­ственным ударом волны и одновременным взвешиванием массива при ее набеге. Кроме того, как считает Н. Н. Маслов и М. В. Котов (1971), не последнюю роль при этом играют процесс сжатия в этот момент воздуха в трещинах породы и вакуумные явления. Наиболь­шая сила удара соответствует нормальному (перпендикулярному) к берегу направлению волйы, меньшей силой удара отличаются волны, подходящие к берегу под острым углом. В вертикальном направлении также существуют определенные закономерности распределения давления на берег. Как показал В. Д. Ломтадзе (рис. 11.4), зона максимального давления на наклонную стенку или откос находится ниже поверхности спокойной воды, макси­мальное давление располагается на глубине, примерно равной по­ловине высоты волны. На таких участках волновое давление имеет резко выраженный динамический характер. При вертикальном бе­реговом откосе максимальное усилие находится на уровне спокой­ной воды.

Сила удара волн о берег может достигать очень больших вели­чин. Волна высотой 2 м оказывает давление около 15 тс/м (Алли-

a

зависимость отражает закон Эри, выраженный следующей фор­мулой:

Q = V* (11.2)

где Q — вес переносимого волной материала; V — скорость потока.

Волнение при нормальном подходе волны к береговой линии производит сортировку продуктов разрушения, располагая их поло­сами, более или менее параллельными берегу, при этом в соответ­ствии с законом Эри наиболее мелкие частицы (илы, тонкозернис­тые пески и глины) переносятся на большие расстояния, крупные обломки отлагаются ближе. В результате того, что дно в прибреж­ной части имеет уклон в сторону водоема, движение наносов при сбегании волны происходит более интенсивно, и частица начинает двигаться раньше, чем во время ее накатывания. Условия такого пульсирующего движения наносов при волнении позволяют наме­тить некоторую предполагаемую линию, располагающуюся при­мерно параллельно берегу и названную нейтральной линией, около которой частицы грунтов определенной фракции будут совершать колебательные движения, продвигаясь на одинаковые расстояния вверх и вниз. В зависимости от силы волнения сама эта линия может постоянно мигрировать.

При подходе волны к берегу под острым углом частицы наносов, влекомые водой, взбегают на пляж по касательной, а скатываются вниз по нормали, то есть почти прямо по уклону дна. Подхваченная следующей волной частица совершает тот же путь, то есть двигается вдоль берега по зигзагообразной траектории параболического вида (рис. 11.5). Таким образом, происходит вдольбереговое перемеще­ние наносов или миграция пляжей. При этом скорость продольного переноса материала определенных фракций будет неодинакова.

С генетической точки зрения могут быть выделены следующие типы берегов: неразмываемые, абразионные, аккумулятивные и био­генные. При этом, как считает О. К. Леонтьев (1963), основными

Пляж

Нака^^^

181

стей, способным усваивать из морской воды известь, создавать из нее свои скелеты и строить громадные колонии рифовых сооб­ществ, из которых в дальнейшем в результате разрушения и по­следующей цементации образуется коралловый (рифовый) извест­няк. Геологические тела и созданные в процессе рифообразования формы рельефа называются коралловыми рифами. Среди них вы­деляются атоллы — кольцеобразные постройки, окаймляющие рифы — подводные известняковые террасы, барьерные рифы — протяженные кораллово-известняковые гряды. Среди биогенных выделяются еще и фитогенные берега (Каплин и др., 1991), в фор­мировании которых существенная роль принадлежит раститель­ным организмам — камышу, тростнику, рогозу и мангровым рас- гепиям, заросли которых на берегах морей и океанов защищают прибрежные участки от размыва, гасят энергию волнения и спо­собствуют нарастанию суши.

Сотрудниками Лаборатории морской геоморфологии Московс­кого государственного университета С. А. Лукьяновой и Н. С. Хо- тодилиным (1975) была подсчитана общая длина береговой линии Мирового океана и протяженность различных типов берегов.’ Дан­ные их исследований (табл. 11.2) показывают, что общая протя­женность береговой линии составляет 777 тыс. км, среди берегов наиболее распространены аккумулятивные берега, на долю кото­рых приходится 28 % береговой линии, одну четвертую часть со- сгавлягот размываемые берега.

Переработка берегов

Создание водохранилищ существенно изменяет природные \словия прилегающих территорий. Возникают новые, часто необ­ратимые отношения во взаимодействии суши с искусственными водоемами: формируется вновь созданная береговая линия, в пре­

делах которой с большой скоростью идет размыв берегов, наруша­ется устойчивость склонов, активизируются такие экзогенные гео­логические процессы, как оползни, обвалы, карст, существенно изменяются гидрогеологические условия, продукты разрушения горных пород аккумулируются в ложе водохранилищ.

За время существования Советского Союза на его территории было создано более четырех тысяч водохранилищ, объем каждого из которых превышал 1 млнм³ (Авакян и др., 1987). В послевоен­ное время предпочтение отдавалось крупным гидроэнергетическим объектам с громадными водоемами. Были сооружены каскады во­дохранилищ на Днепре, Волге и Каме, Енисее и Ангаре, Оби, Вилюе, Зее и других реках. Все эТи техногенные водные системы явились существенным фактором влияния на геологическую среду Гигантские водохранилища, такие как Красноярское, Братское, Усть-Илимское, Саяно-Шушенское, Зейское, сопоставимые по масштабам с системами великих озер Африки и Северной Амери­ки и во многом превосходящие их, созданы не за сотни тысяч лет в процессе естественной эволюции Земли, а за десятилетия чело­веком, что и обусловило их интенсивное и во многих случаях не­гативное воздействие на природу. Рассмотрим для примера каскад Ангарских ГЭС с Иркутским (включая Байкал), Братским и Усть- Илимским водохранилищами. Однозначно оценить их влияние на природные условия довольно сложно. Безусловно, строительство I3C и создание водоемов превратили Восточную Сибирь из отста­лого в промышленном отношении региона, страдающего дефици­том энергии, в край новых территориально-промышленных комп­лексов, с широким развитием энергоемких производств. Сущест­венно изменились и социальные условия жизни, возникли новые города и рабочие поселки со всеми атрибутами благоустроенной социальной сферы. С экономической точки зрения все эти ГЭС давно, казалось бы, уже оправдали все затраты на их создание Однако, с другой стороны, возникновение гигантов металлурги­ческой и лесоперерабатывающей промышленности, сопровождаю­щееся загрязнением воздушных масс, поверхностных и подземных вод, затопление прекрасных агропромышленных угодий, уничто­жение лесов и т. п., серьезно сказались на экологической обста­новке. Связанный с этим ущерб, нанесенный земельным и водным ресурсам, экономически пока еще не поддается подсчетам. А пе­реселение громадной массы людей на новые места с существен­ным изменением социального и национального составов населения и уклада их проживания привело к серьезным моральным издерж­кам, которые в денежном выражении не могут быть оценены Таким образом, становится понятным, что вопрос создания и экс­плуатации искусственных водоемов не так прост, как казался на первых этапах создания плана ГОЭЛРО. О проблемах, связанных с водохранилищами, можно говорить много, однако мы в этой главе в основном будем рассматривать один вопрос — вопрос пе­реработки берегов.

В соответствии с «Рекомендациями по инженерным изыскани­ям для прогноза переработки берегов водохранилищ» (1986) под переработкой берегов понимается совокупность экзогенных гео- югических процессов (эрозия, абразия, оползни, карст, суффозия и др.), обусловленных изменившимися в результате создания водо­хранилища природными условиями и приводящих к деформациям прибрежных территорий. Следует подчеркнуть, что все активизи­рующиеся на берегах водохранилищ процессы, за исключением абразии, имеют, как правило, унаследованный характер, определя­емый взаимодействием естественных и техногенных факторов, среди которых вновь созданные водоемы являются главными. В то же время абразионно-аккумулятивные процессы, для любой терри­тории, где создаются водохранилища, являются новыми, несвойст­венными для данного региона, хотя, их развитие и определяется теми же закономерностями формирования берегов, которые ха­рактерны для крупных озер, морей и океанов. Наиболее чутким индикатором изменения геологической среды являются экзоген­ные геологические процессы, интенсивное развитие которых в ус­ловиях техногенного прессинга приводит к перераспределению напряжений в массивах горных пород и мгновенному преобразова­нию отдельных форм рельефа (рис. 11.6). Особенно активно на прибрежных участках активизируются обвально-осыпной процесс, оползни, карст и суффозия, при этом карстово-суффозионные процессы интенсивно развиваются не только непосредственно в пределах береговой зоны, но и на значительном удалении от бе­рега. Довольно широкие пространства активизированного карста отмечены на побережьях Камского, Каховского, Павловского, Братского, Красноярского и других водохранилищ (рис. 11.7). На тесостепных участках побережий Братского водохранилища, сло­женных сульфатно-карбонатныйи породами кембрия, ширина зоны карстовой активизации колеблется от 3 до 6 км (Проблемы охраны..., 1993). По данным В. М. Филиппова, среднее количество провалов, возникающих на площади в 1 км², составляет 1.3 при периодичности их проявления 0.8 года. Также интенсивно и широ­ко развивается и суффозия, при этом на берегах Камского и Бо­ткинского водохранилищ она активизировалась не только в рых­лых четвертичных грунтах, но и в верхнепермских терригенных отложениях (Печеркин, 1969). Непосредственно в пределах бере­говой линии процессы подмыва оснований склонов приводят к на­рушению их равновесного состояния и образованию обвалов, осы­пей, оползней. На Усть-Илимском водохранилище летом 1976 года в результате абразионного подмыва крутого залесенного склона сформировался оползень с объемами сместившихся масс, превы­шающими 6 млн м³.

Вновь созданные водоемы являются существенным техноген­ным фактором, провоцирующим не только активизацию развиваю­щихся на их склонах естественных геологических процессов, но и способствуют возникновению и интенсивной динамике вновь воз-

Рис. 11.7. Обвал коренных пород объемом 100 м³, произошедший в марте месяце 1975 года на Братском водохранилище.

видных суглинках, по данным Г. И. Овчинникова (1985), составила 200 м, а в скальных и полускальных породах палеозоя и мезозоя эта величина пока не превысила 80 м.

Факторы, определяющие переработку берегов. Интенсив­ность и характер переработки берегов определяется многими фак­торами, среди которых главные геолого-геоморфологические и гидрологические.

В свою очередь геолого-геоморфологические факторы распада­ются на ряд следующих групп.

Геологические — горные породы, слагающие прибрежные склоны, условия их залегания и распространения, литолого-фаци- альный состав, степень литификации, текстурные и структурные особенности, состояние и'свойства, характер и генезис пород, тек­тоническая нарушенность и трещиноватость. При расчетах про­гноза переработки рекомендуется разделять породы на следующие комплексы, учитывая их размываемость:

а. Пески, супеси и легкие суглинки, размыв которых зависит от энергии волнения и течений. Отступание береговых бровок, сложенных такими породами, может составлять первый десяток метров в год, особенно в начальный период эксплуатации водо­емов. Так, у Красноярского водохранилища оно составило — 8— 12 м в год, у Братского — 15—20 м (Формирование берегов..., 1988), у Камского — до 8 м (Печеркин, 1969), у Днепровского — 10—15 м (Водохранилища..., 1986).

б. Плотные глинистые (связанные) грунты, карбонатные, пес чаниковые, алевролитовые и другие породы, размыв которых оп ределяется скоростью их выветривания и размокания. Скоросп процессов абразии в таких породах, в зависимости от степени и выветрелости, не превышает 3—5 м в год.

в. Лессовые, пепловые и другие подобные породы, легко разру­шающиеся при увлажнении. В лёссах, слагающих берега Каховс- кою водохранилища, ширина зоны переработки в первый год су­ществования водоема достигла 45 м (Водохранилища..., 1986).

г Соли, гипсы, ангидриты и другие легко растворимые поро­ды, наличие которых резко меняет процессы переработки. Берего­вые линии Братского и Камского водохранилищ, сложенные гипс- ашидритовымй породами, развиваются очень своеобразно. В зоне сработки берегового уступа под воздействием абразии и выщела­чивания формируются каминообразные ниши, имеющие вид кори­доров, ориентированных в двух взаимно перпендикулярных на­правлениях. Размеры ниш разнообразны, их распространение в I 1убь берега на Братском водохранилище достигает 30 м. Посто­янное растворение пород приводит к соединению соседних ниш и подрезке берега на больших расстояниях.

д. Мерзлые песчано-глинистые грунты, сильно выветрелые ко­ренные породы, размыв которых определяется скоростью их отта­ивания. На Вилюйском водохранилище породы, слагающие бере­га, находятся в мерзлом состоянии, за два года мерзлота под дном водохранилища протаяла на 14 м (данные И. П. Константинова и В JI. Суходровского). Большая амплитуда сработки уровня этого водохранилища создает наряду с абразией благоприятные условия л !я развития в береговой зоне процессов термокарста, солифлюк- ции и активизации глыбовых оползней.

е. Прочные невыветрелые породы, магматогенных и метамор- фогенных формаций (граниты, базальты, диабазы, кристалличес­кие сланцы и т. п.) — практически неразмываемые.

Большое значение в процессе переработки берегов имеет тре­щиноватость горных пород, которая влияет на прочность и устой­чивость горных массивов и их гидрогеологические характеристи­ки Установлено, что практически на территориях всех крупных водоемов России, расположенных в пределах платформ, существу­ют системы двух взаимно перпендикулярных планетарных тре­щинных зон (фоновая трещиноватость). Кроме того, имеются и тектонические трещины, связанные с определенными складчатыми и разрывными структурами, а также литогенетические, экзогенные и техногенные их разновидности. Трещиноватость определяет разви­тие многих процессов, в том числе и чисто абразионных. На водо­хранилищах, расположенных в зонах с резко континентальным к шматом (Сибирь, север европейской части России), наличие многочисленных трещин в горных породах, находящихся на урезе водоемов, способствует в осеннее время их быстрому морозному выветриванию, приводящему к образованию протягивающихся на значительные расстояния береговых ниш, нарушающих устойчи­вость берегового откоса в целом.

Основными свойствами горных пород, определяющими разви­тие процесса переработки берегов, являются показатели размыва- ечости, выветриваемости, прочности, деформируемости, плот­

ности и влажности. С целью оценки заиления водоемов и форми­рования вдольбереговых потоков наносов обязательно уточнение микроструктурного состава дисперсных, пылеватых и глинистых грунтов. Е. Г. Калугин (1959) в качестве прямого показателя раз- мываемости пород под воздействием волн предложил коэффици­ент размываемости

шхногенных водоносных горизонтов. С точки зрения формирова­ния подпора в зависимости от его величины и этапа наполнения водохранилища возможны три случая взаимодействия поверхност­ных и подземных вод (Рекомендации..., 1986):

1. Движение подземных вод направлено в сторону реки — со­бственной дрены. Случай создания равнинного водохранилища с небольшим подъемом воды.

Движение подземных вод направлено от водохранилища, что характерно для периодов наполнения водохранилища и формиро­вания фильтрационных вод в прибрежной полосе.

Движение подземных вод происходит вдоль речной долины, что отмечается при небольших уклонах грунтового потока, а также при неустановившемся режиме фильтрации из водохрани- тища в период формирования призмы подтопления.

Для большинства крупных водохранилищ России наиболее ха­рактерен второй случай подтопления, т. е. проникновение вод во­доема в береговые массивы с формированием новых водоносных горизонтов или комплексов и уменьшением зон аэрации. Хотя на отдельных участках (в зонах подпора, по заливам, образованным в долинах крупных притоков и т. п.) могут встречаться и другие слу­чаи. На водохранилищах с большой сработкой (Красноярское, Братское) и длительным периодом эксплуатации (когда уже созда­ны новые водоносные горизонты"с определенными гидродинами- 1ескими показателями) падение уровня воды в водоемах вызывает снижение уровня горизонта подземных вод, приводит к увеличе­нию градиента напора и вызывает резкую активизацию геологичес­ких процессов. На Братском водохранилище снижение уровня во­доема сопровождается существенным увеличением проявления карст а, а его повышение приводит к активизации оползней, обва- юв, овражной эрозии и, естественно, абразионных процессов.

С другой стороны, изменение гидрогеологических условий, при­водящее к обводненности пород бывшей зоны аэрации, приводит к изменению их состава, состояния и свойств в результате увлажне­ния, растворения и выщелачивания. Кроме того, создается гидроди­намическое и гидростатическое воздействие на породы береговых склонов, что тоже приводит к развитию оползневых, обвальных, ^)ффозионно-карстовых и других геологических процессов.

Гидрологические факторы включают в себя уровенный режим водоемов, волнение, течения и ледовые явления.

Уровенный режим водоемов является одним из основных фак­торов, определяющих процесс переформирования берегов. Его в шяние определяется через амплитуду колебания уровня, скорос- теи его подъема и снижения, продолжительности стояния на опре- ie |енных интервалах высот, годовой и многолетний ход. В про­цессе проектирования любого водоема устанавливаются следую­щие характерные уровни: форсированный (ФПУ), нормальный (НПУ, иногда звучит как НПГ — нормальный подпорный гори­зонт ), навигационный (УНС) и мертвого объема (УМО) (Водохра­

192

абразионно-оползневых процессов и подтопление отдельных no­te ixob на восточном берегу озера, а эксплуатационные сбросы во1ы на Братском водохранилище в феврале 1990 года (уровень бьп понижен на 6 м) привели к интенсивному карстовому прова- юобразованию в лесостепном Приангарье.

Волнение — важнейший гидрологический фактор формирова­ния береговой линии водохранилищ. Волны размывают берега, пе­реносят размытый материал и формируют пляжи, способствуют размоканию и растворению пород, обнаженных в пределах берего­вой линии, а также их морозному выветриванию во время частых переходов температур через нуль.

На крупных водохранилищах в зависимости от происхождения вочны подразделяются на ветровые и судовые (Рекомендации..., 1986) Формирование волны и ее основных параметров происходит под действием ветра. Поэтому основным метеорологическим усло­вием, влияющим на процесс переработки, является ветровой режим. Основные параметры, характеризующие ветер — направление, ско­рость и повторяемость, получают в результате обработки мате­риалов многолетних наблюдений на гидрометеостанциях и постах территориальных управлений по гидрометеорологии и охране окру­жающей среды. Размеры ветровых волн определяются рядом факто­ров — направлением, продолжительностью и скоростью ветра, дли­ной разгона волны и глубиной водоема. На мелководьях происходит трансформация и разрушение волны. В этом случае закономерности развития волн водохранилищ совпадают с морскими условиями, т. е. разрушение волны при подходе к берегу начинается при глубине, равной половине длины волны, а на глубинах, равных высоте волн, они окончательно разрушаются и превращаются в накат. В при­брежных зонах, так же как и на морях, наблюдается рефракция и ин­терференция волн. Огличием волн водохранилищ от морских явля­ются их размеры, они меньше по высоте и длине, но более крутые, что определяется глубинами и конфигурациями водоемов.

В развитии ветрового волнения выделяются три стадии — нарас­тающая, установившаяся и затухающая. Ю. М. Матарзин (Водо­хранилища..., 1986), изучавший волнение на Камском водохранили­ще, установил, что: 1) в начальный период воздействия ветра (менее 2 ч) происходит интенсивный рост волн; 2) при дальнейшем воздей­ствии ветра с продолжительностью, близкой к 2 ч, рост волн замед- тяется, 3) при продолжительности более 6 ч — прекращается, т. е. наступает стадия установившегося волнения. С прекращением дей- с1вмя вегра волнение затухает.

Как правило, для крупных водохранилищ характерны сложные \с ювия волнообразования, т. е. наблюдается пестрая картина вза­имодействия волн различных направлений, поэтому суммарные вол­новые характеристики определяются путем учета спектра волн.

Большинством исследователей принято считать, что развитие вот на водохранилищах в связи с глубиной, несопоставимой с I 1убиной морей, аналогично развитию их в мелководных зонах.

Рис. 11.8. Пример номограммы А. П. Браславского для определения вы соты волны при скорости ветра 20 м/с.

gdlV*

При высоте волн 0.6—1.3 м над вершинами вдольбереговых валов скорость течения равна 65 см/с. Максимальная скорость отмечена между урезом и вершиной первого подводного вала (80 см/с).

Стоковые течения наиболее явно выражены на водохранили­щах сезонного или недельного регулирования. Они развиты в зонах выклинивания подпора и ниже его, кроме того, они наблю­даются вдоль затопленных русел рек. Скорости стоковых течений зависят от времени года, т. е. .весной в периоды половодий они могут увеличиваться в несколько раз. Так, на Самарском водохра­нилище в весеннее время скорости возросли с 20—30 до 130— 135 см/с. В случаях водохранилищ многолетнего регулирования, но характеризующихся большой проточностью водоемов, скорость стоковых течений также значительна. На Иркутском водохранили­ще при сравнительно его небольших размерах через агрегаты ГЭС ежегодно сбрасывается около 58 млн м³ воды, что составляет почти 28 его объемов. В результате интенсивного водообмена формируется поле скоростей стокового течения, которые в зави­симости от морфологических особенностей водохранилища изме­няются в приповерхностном слое от 60—110 см/с в пределах верх­него участка до 10—20 см/с на среднем и 3—7 см/с — на припло- тинном. При этом скорость с глубиной убывает на 30—40 % .

Влияние ледовых явлений на процесс переработки берегов во­дохранилищ двояко. Во-первых, зимой, когда водоемы находятся под льдом, исключается волновое воздействие на береговые скло­ны. В это время обрушение берегов происходит в результате воз­действия процессов морозного и температурного выветривания, а на замерзшей поверхности водоемов накапливаются обвально- осыпные массы. С другой стороны, подвижки ледяного покрова н навалы льда под действием ветра способны деформировать бичев- ник и береговые откосы. Сработка водохранилищ в зимнее время приводит к оседанию льда на дно на осушенных участках мелко­водий. Весной этот лед начинает таять, образуя временные водото­ки, которые эродируют поверхности осушенных береговых отме­лей. На водохранилищах, расположенных в каскаде, таких как Волжские, Днепровские, Ангарские, периодические попуски вол из вышележащих водоемов вызывают повышение уровней, что приводит к торошению льда и надвигу его на берега.

В настоящее время общепринятая методика прогноза ледовой абразии берегов отсутствует, поэтому сам прогноз этого процесса выполняется методом аналогий с водохранилищами или озерами находящимися в подобных условиях (Рекомендации..., 1986).

ПРОГНОЗ ПЕРЕРАБОТКИ БЕРЕГОВ

Прогноз переработки берегов предусматривает предсказание з пространстве и времени темпов отступания береговой линии с оп­ределением возможной ширины зоны абразии и скорости протека­

ния этого процесса. Важнейшим элементом подготовки таких про- I иозов является инженерно-геологическая типизация и районирова­ние зоны влияния водоема с выделением районов, подрайонов и \частков. Для такой синтетической оценки прилегающих к водохра- пи шщам территорий необходимо проведение целого комплекса специализированных исследований. Методика изучения инженер­но-геологических условий предусматривает поэтапное применение различного вида работ. На первом этапе, до заполнения водохрани­лищ производится инженерно-геологическая съемка масштаба 1 100 ООО—1 : 200 ООО с детализацией будущей береговой зоны в более крупных масштабах (от 1 : 25 ООО до 1 : 5000), где и распола­гаются ключевые участки для расчета переработки и изучения экзо­генных геологических процессов. Съемка сопровождается буровы­ми и горными работами, которые главным образом размещаются по створам в пределах береговых склонов водохранилища. Для прогно­за абразионного процесса в пределах будущего берега проходятся три горные выработки, расположение которых определяется по­нижением уровня водохранилища и предполагаемой величиной раз­мыва берега. Одна выработка проходится на отметке НПУ, вто­рая — выше уровня водохранилища на расстоянии 100—300 м (воз­можная ширина размыва), третья — в будущей подводной части берега на глубинах, соответствующих нижней границе размыва. Для во тохранилища со средней и большей глубиной сработки необхо­дима проходка еще одной выработки на отметке горизонта сработ­ки Съемка и разведка сопровождаются отбором образцов ненару­шенной и нарушенной структуры, по которым происходит опреде­ление всех показателей. На проектируемых водохранилищах по этим показателям определяется коэффициент размываемости, необ­ходимый в расчетах прогноза переработки берегов. В соответствии е «Рекомендациями по инженерным изысканиям для прогноза пере­работки берегов водохранилищ» (1986) показатели размываемости юриых пород устанавливаются по аналогии с подобными грунтами существующих водоемов. В качестве основных критериев подобия, косвенно отражающих размываемость пород, используются:

• для песчаных, гравийных, дресвяных и т. п. грунтов — по­казатели грансостава, плотность и угол естественного откоса;

для глин, суглинков, супесей — показатели микроагрегатно- ю состава, плотность, размокаемость и сопротивление сдвигу в водопасыщенном состоянии;

для лёссовидных грунтов — показатели микроагрегатного состава, плотность, размокаемость, просадочность, содержание карбонатов и воднорастворимых соединений;

для аргиллитов, алевролитов, песчаников, конгломератов, известняков, доломитов, мергелей, опок, треппелов и т. п. — ли­тот огические особенности, прочность, размягчаемость и выветри- ваемость;

дня гипса, ангидрита, галита, сельвина — показатели вещест­венного состава, плотность и растворимость.

нообразны. Разработанные методы прогноза для одного каскада ГЭС, как правило, не могут быть полностью применены даже на со­седнем каскаде, не говоря уже о контрастных геолого-геоморфоло- гических условиях — равнинные участки и горные районы и т.д. Так. разработанные в 50—60-х годах методы оценки переработки берегов Волжских и Камских водохранилищ из-за весьма сущест­венных различий природных условий не смогли быть использованы па водоемах Восточной Сибири. Главными осложняющими факто­рами явились сезонная и многолетняя мерзлота, широкое развитие трампового магматизма, обусловившего существенную расчленен­ное ib рельефа и его высокую энергию, климатические условия, опре­деляющие длительный период ледового режима, повышенная сейс­мичность отдельных участков побережий и т. п. Да, наверное, и нет необходимости в разработке стандартного метода расчета. В этом вопросе нужно согласиться с мнением Г. С. Золотарева (1990), ко­торый считает, что «создание универсального метода прогноза или расчета переформирования высоких берегов водохранилищ со с южными инженерно-геологическими, гидрогеологическими и гид- родогическими условиями нецелесообразно из-за весьма различно­го их характера, интенсивности и изменчивости во времени». И (алее он полагает, что многочисленные методики прогноза пере­работки берегов водохранилищ обоснованы теоретическими разра- бо1ками, отражающими конкретные природные условия. Поэтому меюды расчета могут быть различными в зависимости от геологи­ческого строения склонов, развития различных геологических про­цессов, реального волнового и уровенного режимов и возможных техногенных изменений геологической среды на конкретном водо­еме или их каскаде в целом.

В нашей стране наиболее применяемыми в настоящее время яв 1яются методы, предложенные Е. Г. Калугиным (1959), Г. С. Зо- тшаревым (1969), Н. Е. Кондратьевым (1960), Е. К. Гречищевым (1961 "V, JI. Б. Розовским, И. П. Зелинским (1975), И. А. Печеркиным (1969), Институтом земной коры СО РАН (1976 г.), ПНИИНСом (Рагозин и Бурова, 1993) и другими научными коллективами. В настоящей главе мы не будем рассматривать каждую из этих методик, они подробно изложены самими авторами в указанных пиликациях, а также приводятся во многих учебниках по инже­нерной геологии и инженерной геодинамике (Золотарев, 1983, 1990, Ломтадзе, 1977; Маслов, Котов, 1971; Попов, 1959, и др.).

В качестве примеров приведем лишь некоторые из наиболее пиюльзуемых методов.

Метод Е. Г. Качугина (1959). По Е. Г. Калугину, ширина зоны размыва берегов определяется двумя параметрами: суммарной зпергией волнения и способностью горных пород подвергаться размыву. Объем размытой породы при переработке берегов опре- ле лется по следующей формуле:

Q = ЕК_р К_б t^b, (11.4)

200

уровенный режим водоема для периодов разной водообеспе-

ченносги;

• инженерно-геологические разрезы берега в масштабах 1 : 1000 in и 1 : 200 с характеристикой микрорельефа и состава грунтов, с ыгающих берег;

• гидрогеологические данные, характеризующие водоносные юризоиты, их уровни и динамику, а также данные, оценивающие v. шпень влияния подземных вод на прочность горных пород;

• фактические данные о морфологии и морфометрии устойчи­вых откосов и склонов разных генетических типов, характерных j 1я различных пород и т. п.

Последовательность расчета и построения прогнозного профи- 1я формирования берега на 10-летнюю и конечную стадию экс- п 1\агации водоема заключается в следующем.

Построение профиля прогноза начинается с определения глу­бины расположения бровки уступа береговой отмели — точки А, находящейся ниже линии НПГ, на глубине максимального размы­ва. равной hp (рис. 11.12). Сразу правильно определить положение jioh точки трудно, поэтому построение профиля прогноза повто­ряю! 2—3 раза, пока положение точки А не будет обосновано со-

202

h_H = 0.3 ft,, (11.5)

• для щебня, плотных глин, мергелей и других трудноразмыва­емых пород

h„ = 05h_a, (11.6)

ue h_t — высота волны.

Над зоной наката волны между точками Е и F намечается над­водный откос, контур которого устанавливается по углам естест­вен! .ого откоса а₅ и а₆ и форме, которую грунт принимает в ес- теи венных отложениях.

Выполнив первое построение прогноза переработки берега, оп- редепяют соотношение площадей аккумулятивной части отмели (F,) и размытой части склона (F₂). Если это соотношение соответству­ет принятому коэффициенту аккумуляции, построенный прогноз считается достоверным. В противном случае, перемещая точку А,

производится повторное построение с целью соответствия соотно­

шения площадей коэффициенту аккумуляции.

Метод Г. С. Золотарева, как и метод Е. Г. Калугина, основан на принципе подбора. Но в нем на самом первом этапе расчетов и построений необходимо установить тип подводной береговой от­мети — либо абразионная, либо абразионно-аккумулятивная.

Метод, разработанный в Институте земной коры СО РАН. Принципиальные основы метода были предложены Е. К. Гречище-

вым (1961). Метод позволяет производить прогноз ширины зоны размыва на разное количество лет. Как и в двух предыдущих ме­тодах, здесь также необходимы сведения по ветровому волнению, определяющему энергию, знание уровенного режима водоемов, точные инженерно-геологические разрезы по расчетным профи­лям и данные по размываемости грунтов.

Ширина зоны размыва и здесь определяется через объем раз­мытых горных пород, который рассчитывается по формуле

z

Метод прогноза величины берегоразрушений побережий, сло­женных сульфатными породами, разработанный И. А. Печерки- ным (1969). Разрушение закарстованньгх берегов происходит по- иному, чем берегов, сложенных некарстующимися породами, ибо в данном случае процесс берегоразрушения прежде всего опреде­ляется растворением породы водами водохранилища, что приводит к отсутствию прибрежных отмелей. Обработка большого количес­тва данных по закарстованным берегам Камских водоемов позво­лила предложить формулу расчета отступания бровки склонов в процессе переработки:

S = 2.58 ■ Г⁰-⁹⁰⁷, (119

где S — ширина отступания берега, м; Т — время, годы. Величина 2.58 и 0.907 — эмпирические коэффициенты для условий Кам­ских водохранилищ. Эта зависимость выражается в виде линии (рис. 11.16), практически не отличающейся от прямой, что позво­ляет прогнозировать ширину переработки берегов, сложенных сульфатными породами. При этом Первым годом может являться любой год, с которого начинаются исследования. Заданные сроки прогноза (годы) подставляются в формулу, и получается ширина зоны переработки. Для определения объемов разрушенных порол И. А. Печеркиным дана следующая формула:

Q = 2.58 ■ Г⁰-⁹⁰⁷ h₆, (11.10

где Q — обрушенная вследствие растворения порода, м³ на пог. и, й₆ — средняя высота берега.

Для удобства расчетов с учетом высоты берега (до 30 м) для Камских водохранилищ составлена номограмма расчета объемов переработки закарстованных берегов (рис. 11.16). Данный метод предложенный для прогноза переработки берегов Камских водо­хранилищ, сложенных сульфатными породами, опробовался в ана­логичных условиях и на некоторых водоемах Сибири. Сходимость прогнозных и фактических показателей удовлетворительная.

Метод природных аналогов Л. Б. Розовского. Метод разрабо­тан для прогноза развития берегов, сложенных преимущественно лёссовидными и рыхлыми отложениями на примере Днепровского каскада ГЭС.

Оценка абразионной устойчивости склонов водохранилищ про изводится с помощью альбомов природных аналогов, которые представляют собой участки побережий исследованного водохра­нилища. На картах показано положение отдельных элемента рельефа или водохранилища (бровка берегового откоса, Горизонта НПГ и т. п.) до наполнения, через 2 года и через 5 лет после на­полнения. Применение в качестве аналогов отдельных участков позволяет учитывать развитие процесса в пространстве. Прогно* выполняется в процессе интерпретации данных выбранного в аль­боме аналога на оцениваемый объект берега.

Q, м³/пог. м