10884

Рис. 14.56. Схема Бирюсинского закарстованного участка на побережье Красноярского водохранилища:

1 – известняки массивные, слоистые; 2 – терригенные породы; 3 – интрузивы; 4 – вулканогенно-осадочные породы; 5 – зона сработки уровня водохранилища и ин-

тенсивного развития карста; 6 – зона тектонических разломов; 7 – уровень подземных вод при НПУ; 8 – уровень подземных вод при максимальной сработке водохранилища

[676]

350

В результате прояснилось нижеследующее:

–сам по себе подъем на 5 м уровня водохранилища не приведет к активизации оползней: расчеты показали, что в отдельных створах коэффициент устойчивости даже несколько увеличится;

–подмыв и абразионная подрезка оснований склонов были и остаются одними из оползнеобразующих факторов, о чем свидетельствуют более чем 400-летняя история развития оползневых процессов в г. Васильсурске и данные проведенных расчетных исследований. При абразионной подрезке склонов их оползнеопасность возрастает, особенно после подъема уровня водохранилища до отметки 68,0 м. Так, в створе № 51 у г. Козьмодемьянска расчет показал неустойчивость склона в настоящее время (Куст = 0,89), срочный прогноз на 10 и 50 лет от момента наполнения водохранилища до НПУ дал коэффициенты устойчивости соответственно 0,79 и 0,73;

–на берегах равнинных водохранилищ оползневые процессы, в отличие от абразионных, не обнаруживают общей тенденции к затуханию.

Проявления карста наблюдаются в районах, где развиты горные породы, подверженные растворению и выщелачиванию (рис. 14.53).

Там, где возникает гидравлическая связь водохранилища с карстующимися породами через карстовые воронки, может происходить загрязнение чистых подземных вод нечистыми поверхностными водами (рис. 14.54;

14.55).

Закарстованные берега имеются на Камском, Братском, Красноярском, других водохранилищах. На Камском водохранилище протяженность закарстованных берегов 76 км (8,8 % длины береговой линии). Обычно это обрывы, сложенные трещиноватыми легко растворимыми гипсами и ангидритами, а в южной части водохранилища известняками. Переформирование карстово-абразионных берегов происходит под влиянием растворяющего действия воды при омывании пород ветровыми волнами. У уреза воды на обрывах образуются волноприбойные ниши длиной от десятков до сотен метров вдоль берега и глубиной, достигающей 4 – 8 м. Блоки нависших над нишами пород обрываются и падают к урезу. Размеры падающих блоков в поперечнике и по высоте 3 – 5 м при длине 10 – 15 м. В условиях волнения упавшие блоки разбиваются за несколько дней, а особо крупные лежат месяцами [673].

Карстовые процессы активизируются не только на береговых обрывах водохранилищ, но и распространяются в сторону водоразделов. Так, на участке Хадахан – Мельхитуй берега Братского водохранилища ширина

351

зоны активизации сульфатно-карбонатного карста в 1990 г. достигала 6 км, а на участке Рассвет – Усть - Алтан 2,6 км. Наибольшая интенсивность провалообразования наблюдалась в прибрежной полосе шириной до 1 км: соответственно 5,9 и 0,8 провалов в год на 1 км2 [337]. В зоне Красноярского водохранилища у устья р. Бирюсы закарстованы известняковые породы (рис. 14.56) с образованием вертикальных и горизонтальных пещер, воронок и других карстовых проявлений. В 1970 г. по достижении НПУ водохранилища часть карстовых форм, поверхностных и подземных, была затоплена. При сезонных спадах уровня водохранилища в связи с гидравлической связью понижается уровень подземных вод, что создает условия для фильтрационного размыва, растворения известняков и уноса растворенного и разрушенного материала. Это приводит к усилению развития карстовых процессов в амплитуде шестнадцатиметровой сработки водохранилища [676].

14.7. Формирование берегов малых водохранилищ

Характерные черты малых водохранилищ лесной, лесостепной и степной зон России: наличие приплотинных озеровидных расширений; амплитуда колебания уровня воды не более 1 м; преобладание ветровых волн высотой не более 0,4 – 0,8 м.

Значительные по протяженности участки берегов таких водохранилищ, особенно в их средних и верхних частях, формируются в условиях почти полного отсутствия волнения. Здесь берега минуют абразионный тип, стабилизируются или зарастают. Абразионное переформирование берегов происходит только при активном волнении или при колебаниях уровня воды, чаще всего на приплотинных участках [577; 713].

В 1999 – 2012 гг. рекогносцировочными обследованиями абразионных берегов 18 малых (<100 км2) равнинных водохранилищ европейской части страны были зафиксированы качественные закономерности их эволюции, постулированные в 1970-х гг. [713] и проявившиеся при многолетней эксплуатации:

– для всех малых водохранилищ характерно ускоренное становление абразионных берегов: за 5 – 7 лет они проходят стадию интенсивного разрушения, к 20 – 25 годам – стадию становления берега и абразионно-акку- мулятивной отмели, которая завершается выработкой профиля динамического равновесия;

352

Рис. 14.57. Наблюденные величины и синтезированная общая закономерность отступания бровки абразионных берегов малых (<100 км2) равнинных водохранилищ в зависимости от возраста

Рис. 14.58. Схема районирования берегов Пензенского водохранилища:

1 – участки береговой абразии с обрывами высотой от 0,5 до 9 – 10 м; 2 – участки обрывов обвального и осыпного генезиса; 3 – склоны высотой от 0,5 до 15 – 18 м с мелководьем, устойчивые к размыву; 4 – заболоченные низины в устьях рек Суры и Узы; 5 – укрепленные берега [303; 593]

353

Рис. 14.59. Устойчивый к размыву правый берег в приплотинной части Пензенского водохранилища. 2005 г.

а

б

в

Рис. 14.60. Вид в 2010 г. (а), измеренные профили (б) и график отступания бровки абразионного левого берега (в) Пензенского водохранилища в створе № 5 у с. Казеевка [303; 593]

354

– абразионные отмели в состоянии динамического равновесия получают небольшие размеры, далее происходит их переработка с формированием неустойчивого микрорельефа, характерного для природных водоемов замедленного водообмена.

Впроцессе рекогносцировок, где это было возможно, фиксировалось положение бровок надводных уступов, определялись величины отступания берегов за период эксплуатации водохранилищ. По полученным результатам вместе с привлеченными данными прошлых лет о 36 малых водохранилищах европейской части России, Украины и Белоруссии [713], синтезирована [189] кривая отступания бровки абразионных берегов малых равнинных водохранилищ в зависимости от их возраста, представленная на рис. 14.57, в которой нашла количественное отражение описанная выше закономерность об их поведении в течение многолетнего периода эксплуатации водохранилищ [577; 592; 593].

Особенности развития берегов малых равнинных водохранилищ показываются на примере Пензенского водохранилища (рис. 14.58, 14.59, 14.60а), построенного в 1979 г. на р. Суре в лесостепной зоне к юго-востоку от г. Пензы для водоснабжения города и орошения прилегающих земель. Его протяженность по р. Суре 27 км при ширине до 3 км. По проекту НПУ

=150,0 м БС, УМО = 143,0 м, полный объем 560 млн м3, максимальная глубина 16 м, площадь зеркала 110 км². На рис. 14.60 б, в приведены данные инструментальных наблюдений (проводившихся ФГУ «Сурский гидроузел» при участии ННГАСУ) по одному из створов у с. Казеевки. Здесь берег был изначально пологим и до 2000 г. не разрушался. Затем началось его развитие по абразионному типу, практически завершившееся с выработкой профиля динамического равновесия. Протяженность береговой линии по урезу НПУ за 26 лет эксплуатации увеличилась с 99 до 109 км [303; 593].

Вразработанной ННГАСУ «Схеме комплексного использования и охраны водных объектов бассейна р. Суры» [600] рекомендовано в пределах населенных пунктов закрепить берега Пензенского водохранилища на протяжении 2,7 км.

14.8. Деформации русел в нижних бьефах ГЭС

Среди нижних бьефов ГЭС различают свободные и подпертые. В свободных бьефах отсутствует всякий подпор, подпертые являются верховьями

355

нижеследующих водохранилищ. Под влиянием гидроузлов в нижних бьефах изменяется характер и интенсивность русловых процессов по сравнению с естественными участками рек.

Вформировании берегов нижних бьефов участвуют волновая, ледовая и термическая абразия, русловая и склоновая эрозия, физическое выветривание, механическая суффозия, растворение, гравитационные движения пород на склонах, зарастание береговой полосы. На устойчивости берегов отрицательно сказываются суточное и недельное регулирование стока воды

ирезкое снижение стока наносов. Ведущими в формировании берегов нижних бьефов являются, как правило, процессы русловой боковой эрозии и ветро-волновой абразии, всего сильнее проявляющиеся во время половодий, когда скорости стокового течения достигают 1 м/с и более, уровни воды наивысших отметок, а волны наибольших высот (рис. 14.61, 14.62). Как в свободных, так и в подпертых нижних бьефах непосредственная абразия берегов происходит в меньшем по высоте интервале по сравнению с реками вследствие сокращения амплитуды колебаний уровней воды в безледный сезон.

Продольный профиль русла крупных равнинных рек имеет волнообразный характер с чередованием плесов и перекатов (см. рис. 12.20). В нижних бьефах гидроузлов наблюдается его перестройка. Непосредственно за рисбермой водосливной плотины или ГЭС начинается размыв дна, протекающий в первое десятилетие очень энергично. Постепенно глубинная эрозия смещается вниз по реке. В целом обозначается тенденция к сглаживанию различия между плесами и перекатами. Ниже зоны глубинной эрозии формируется зона аккумуляции наносов, отличающаяся неустойчивыми аккумулятивными формами в подводной части русла (рис. 14.63) [258; 477; 713].

Из-за глубинной эрозии ситуация в нижних бьефах усугубляется таким явлением, как посадка уровня воды. Под посадкой уровня понимается понижение отметки уровня воды при равных значениях расходов через гидроузел, связанное с увеличением емкости русла в нижнем бьефе.

Трансформация русел в нижних бьефах гидроузлов иллюстрируется на примерах рек Волги, Камы и Оби.

Вподпертых нижних бьефах верхневолжских гидроузлов единственное место, где в 1960 – 1970 гг. была отмечена значительная боковая эрозия русла, это вогнутый участок левобережья р. Шексны в 1 км ниже Рыбинской ГЭС. Скорость отступания берега, сложенного четвертичными песками и суглинками, достигала здесь в 1963 – 1979 гг. 1,5 – 3,3 м/год. Сравнительно

356

Рис. 14.61. Иллюстрация размыва половодьями песчаного правого берега р. Волги в нижнем бьефе Жигулевской ГЭС

Рис. 14.62. Абразионный участок правого берега р. Дона в нижнем бьефе Цимлянского гидроузла

Рис. 14.63 Продольный профиль преобладающих процессов переформирования дна нижнего бьефа Камской ГЭС по сценарию года 50 % обеспеченности [477]

357

высокая скорость размыва берега на участке объяснялась тем, что после строительства Рыбинского гидроузла сброс суммарного стока р. Волги и р. Шексны стал осуществляться только по руслу р. Шексны, имеющему небольшую пропускную способность, а дно русла сложено практически неразмываемыми породами [258]. Позднее заметили, что в нижнем бьефе Рыбинского гидроузла разрушению подвергается 13 км берегов [112]. Процесс объяснили попусками ГЭС: если бы ГЭС работала не в пиковом режиме, переработка берегов была бы существенно меньшей. В 1980-х гг. стало понятно, что процесс может носить незатухающий характер [199]. Приступили к берегоукреплению, облагораживающему вид с воды г. Рыбинска.

Проектом Нижегородского гидроузла предусматривалась его эксплуатация в условиях подпора водами Чебоксарского водохранилища. Подпор до сих пор не осуществлен. На основании русловых съемок в нижнем бьефе гидроузла в первые годы после ввода его в эксплуатацию было установлено, что за 1956 –1960 гг. с 6-километрового участка ниже плотины вынесено более 2 млн м3, а с 1960 г. по 1966 г. еще около 1,5 млн м3 донного грунта [258]. Получившая развитие глубинная эрозия к настоящему времени при среднесуточных расходах ГЭС 1 100 м3/с вызвала посадку уровней воды ниже гидроузла на 1,3 м, у г. Балахны – на 0,8 м. [441; 679] (см. раздел 12.4).

Нижним бьефом Камского гидроузла на р. Каме является русловой участок Воткинского водохранилища (см. рис. 14.63). Здесь в первое трехлетие после наполнения Воткинского водохранилища (1964 – 1966 гг.) отступание берегов, сложенных четвертичными и верхнепермскими породами, происходило со скоростью 1–3 м/год, а в 1974 – 1976 гг. берега почти совсем не деформировались [258]. Но на участке от гидроузла до г. Краснокамска произошел размыв дна и наибольшая глубина к 2009 г. возросла от проектных 13 м до 18,6 м, а средняя глубина – от 5,2 м до 5,9 м [399]. К 2002 г. за счет глубинной эрозии посадка уровня воды составила не менее 1,8 м. По мере развития процесса увеличивались расходы воды, необходимые для поддержания минимальной регламентированной отметки уровня. Если в 1965 г. при уровне верхнего бьефа Воткинской ГЭС 84,9 м БС минимальная отметка 86,5 м в нижнем бьефе Камской ГЭС обеспечивалась среднесуточным расходом 710 м3/с, то в 2002 г. при более высоком уровне верхнего бьефа Воткинской ГЭС 85,8 м для этого требовался расход 840 м3/с [83].

Просел уровень воды в нижнем бьефе Воткинской ГЭС. Изменившаяся к 2010 г. кривая связи расходов и уровней воды показана на рис. 14.64.

358

Рис. 14.64. Кривые связи расходов и уровней воды нижнего бьефа

Воткинской ГЭС: 1 – проектная; 2 – современная; 3 – при НПУ Нижнекамской ГЭС

68,0 м БС [496]

Сооружение Волжской ГЭС в 1959 г. повлияло на изменение темпов и направленности русловых деформаций р. Волги ниже г. Волгограда. За прошедший период эксплуатации ГЭС понижение уровня в нижнем бьефе вследствие размывов дна составило для расходов до 10000 м3/с 1,55 – 1,27 м. Для больших расходов оно постепенно уменьшается (рис. 14.65). Заметную роль в изменении интенсивности понижения уровня сыграло формирование тел аккумуляции на приплотинном участке и их последующая деформация. В характере горизонтальных русловых деформаций значительных изменений не произошло. Зарегулирование стока сказалось в интенсификации этих деформаций лишь на отдельных, преимущественно извилистых участках реки [252; 366].

Чувствительным экологическим и социальным последствием русловых деформаций в нижнем бьефе Волжской ГЭС явилось нарушение водного питания и естественного режима р. Ахтубы. Волгоградская плотина перекрыла левый рукав р. Волги – Ахтубу, отходивший от основного русла выше г. Волгограда, по которому в естественных условиях протекал средний многолетний расход воды 150 м3/с. Для восстановления питания р. Ахтубы водой из р. Волги в 6 км ниже створа гидроузла прорыли канал, который должен был обеспечивать Ахтубу волжской водой. «Посадка» кривой связи расходов и уровней р. Волги близ входа в Волго-Ахтубинский канал, составляющая при современных средних меженних (июль – март) расходах воды 5500 – 6000 м3/с более 1,5 м, а также занесение самого канала,

359