Cấu trúc địa hình lòng sông ( Biên dịch Nguyễn Thanh Sơn ) - Chương 3 pptx

trình đơn giản cũng nh phức tạp, đầy đủ. Không tính đến
trong các phơng trình Saint Vernant sóng bề mặt thoáng dẫn
đến sự mất thông tin về các gợn sóng. Tính trọn vẹn bị suy giảm
ngay cả tính cấu trúc của phổ liên tục các thành tạo lòng sông
và làm cho việc làm sáng tỏ các lớp riêng biệt các dạng lòng
sông là không thể.






















Chơng 3
Hình thái học, động lực học và ảnh
hởng qua lại các nguyên tố cấu

trúc của địa hình lòng sông
Cấu trúc bên trong của hệ thống dòng chảy lòng sông ,
phức tạp và bậc thang có chính đặc trng là giữa các nguyên tố
của địa hình lòng sông tồn tại chỉ có quan hệ hình thái và thiếu
hẳn các quan hệ trực tiếp và nhân quả. Mọi tác động của một
nguyên tố tổ hợp dạng lòng sông đến nguyên tố khác (trên cùng
một bậc thang cũng nh trên các bậc thang khác nhau) diễn ra
qua các nguyên tố cấu trúc dòng chảy nh là phần căn bản
trong hệ thống dòng chảy lòng sông. Cho nên khi xem xét
trong tơng lai quan hệ tơng hỗ của hoạt động kinh tế học và
động lực học các dạng lòng sông khác nhau và tập hợp của
chúng sẽ có kiểu là các ảnh hởng qua lại này bị trung bình
hoá, và thế nên các tính chất của nó với cùng một hình thái học
và động lực học của dạng địa hình đang xét, về tổng thể hoàn
toàn không đơn trị do bản chất ngẫu nhiên truyền tác động của
cấu trúc dòng chảy. Mức độ không đơn trị này giảm với sự tăng
cốt lõi cấu trúc dòng chảy và cấu trúc địa hình lòng sông. Kinh
nghiệm nhiều năm áp dụng các phơng pháp hình thái học để
phân tích động lực địa hình lòng sông khẳng định ở mức độ cao
tính cốt lõi đó. Tuy nhiên trong mỗi trờng hợp cụ thể vấn đề
này đòi hỏi sự xem xét kỹ lỡng hơn.

57 58
3.1. Gợn sóng (sóng cát nhỏ nhất)
B. Ph. Snhisenco [91] gọi gợn sóng là các dạng đáy với bớc
sóng đặc trng cỡ độ sâu dòng chảy. Richads [129] phân ra các
dạng tơng tự dới tên gọi là gợn sóng mega. Nh vậy, gợn sóng
đợc hiểu là các sóng cát nhỏ nhất, kích thớc của nó phụ thuộc
vào độ sâu dòng chảy.
Khảo sát tính không ổn định của dòng chảy và lòng sông

theo quan hệ với khuấy động ban đầu chứng tỏ rằng thuộc
phạm trù này bao gồm các sóng cát hai chiều, kích thớc của
chúng đợc xác định bởi sự hiện diện sức kháng đáy và sóng
trên mặt thoáng của dòng chảy. Xuất phát từ điều này có thể
đơn giản hoá hệ phơng trình (2.19) để nhận đợc lời giải giải
tích cho độ dài của gợn sóng. Tính hai chiều của gợn sóng cho
phép bỏ qua độ cong của đờng dòng và các tham số thuỷ lực
thành phần nagng. Khi đó, ta nhận đợc hệ:
0
11
=+ PcAa
;
0
333
=++ TdPcAa
;
0
44
=+ TdAa
,
với
i
kHC
U
gUa
o 1
2
1
111
2=

;
2
13
2
11
kHUgc =
;
Ha =
3
;
cUc =
13
;
cUd +=
13
; ; .
Ma =
4
cd =
4
Sau khi loại các biến A, P, và T, sự phân chia các vận tốc tổ
hợp ra phân thực và phần ảo và bỏ qua các số hạng nhỏ thu
đợc quan hệ phơng sai:
()
()
1
2
2
1
2

1
22
13
2
1
2
1
2
13
2
kHC
Ug
M
kHUHgU
gkHU
cIm
o
+

=

Điều kiện
0>
)
cIm( tăng biên độ xáo trộn theo thời gian
đợc thực hiện khi
FrHL
'
p 3
2 <

với
33
=
'

Bớc sóng, mà đối với nó vận tốc tăng biên độ xáo trộn cực
đại, đợc xác định theo hệ thức
()
(
)
0
11
=dk/cImdk

Cực trị này quan sát đợc khi
2
3
12 Fr/FrHL
'
p
+=
. (3.1)
Biểu thức này chính xác hoá công thức (2.9) nhận đợc bởi
A. E. Mikhinov [60] trên cơ sở các giả thuyết gần đúng.

Hình 3.1. Gợn sóng hai chiều trong lòng sông Lêna tại trạm Mokhsogolokh.
Gợn sóng là một trong những hạng phổ biến nhất của các
dạng đáy. Khảo sát chúng tiến hành trên sông Niger ở khoảng
độ sâu H = 2,0 20,0 m, vận tốc dòng chảy U = 0,6 1,7m/s,

đờng kính hạt trung bình D = 0,7 0,8 mm; trên sông Obi với
H = 2,0 5,0 m, vận tốc dòng chảy U = 0,6 1,0m/s, đờng
kính hạt trung bình D = 0,7 2,0 mm. Trên sông Lêna H = 3,0

59 60
7,0 m, vận tốc dòng chảy U = 0,8 1,5m/s, đờng kính hạt
trung bình D = 0,25 mm
Gợn sóng là dạng đáy hai chiều. Thân của chúng thuộc sống
cắt hớng dòng chảy một khoảng vợt quá bớc gợn sóng dọc
dòng chảy. Ví nh trong lòng sông Lêna tại trạm Mokhsogolokh
(Hình 3.1), bớc gợn sóng theo dòng chảy là 5 10 m, còn đờng
sống trải dài từ 200 300 m. Thờng đờng sống của gợn sóng
cong, hơn thế bớc của khúc uốn này gần với bớc của gợn sóng
dọc theo dòng chảy nhờ nó mà hình dạng mang dáng dấp ba
chiều. Nhng thậm chí trong cả trờng hợp này các gợn sóng
cũng tách bạch song song từng dải với nhau theo mặt cắt ngang.
Trong mặt cắt dọc gợn sóng đặc trng bởi dạng elip với các
mái dốc trên và dới. Mái nghiêng trên thờng dài hơn mái
dới trên sông Obi khoảng 70% trờng hợp hệ số bất đối xứng
của gợn sóng (L
B
L
H
)/L là dơng. Khi đó bất đối xứng dơng của
gợn sóng không lớn, 30% các gợn sóng nh thế hầu nh là đối
xứng L
B
/L
H
= 1,0 1,19, thêm 30% L

B
/L
H
= 1,2 1,59, chỉ
còn gần 40% gợn sóng thực sự bất đối xứng L
B
/L
H
> 1,6; Những
nếu tại các gợn sóng quan sát thấy bất đối xứng âm ( độ dài mái
dới L
H
dài hơn) thì nó lại biểu thị một cách rõ ràng (L
H
/L
B
>
1,6) ở một nửa các gợn sóng nh vậy, còn dạng gần với đối xứng
(L
H
/L
B
< 1,2). quan sát thấy chỉ có 10% các trờng hợp.
Đờng cong phân bố độ dài gợn sóng (Hình 3.2) theo đề
xuất của Saire [124] thờng mô tả bởi phân bố gama dạng:
()
()
dLLexpLdp

=


1
. (3.2)
Hệ số

và

liên quan tới độ dài trung bình gợn sóng
p
L

và phơng sai của chuỗi
bởi hệ thức sau:
2
L

== ,/,/L
L
22
hàm gama
Xử lý số liệu đo đạc hiện trờng và các số liệu thực nghiệm
[124] chứng tỏ rằng hệ số biến đổi độ dài gợn sóng
pLv
L/C =

thay đổi trong một giới hạn hẹp và trung bình khoảng 0,40
(Hình 3.3 a).

Hình 3.2. Toán đồ các tham số đo đạc hình thái gợn sóng thợng nguồn
sông Obi
a 11.07.85 bãi vắt UstPesani; b 13.07.85 nhánh Rbaxkaia
Trong trờng hợp này đờng cong phân bố độ dài gợn sóng
mô tả bởi hàm với một tham số chiều dài trung bình gợn sóng
Kiểm tra tính ứng dụng của công thức (3.1) để tính toán
p
L

tiến hành theo số liệu gốc và khảo sát thực nghiệm. Tơng
quan độ dài gợn sóng trung bình của đo đạc và tính toán trong
khoảng vận tốc dòng chảy U = 0,1 2,5m/s; độ sâu H = 0,001
20,0 m, và đờng kính phần tử hạt D = 0,2 2,0mm lấy

61 62
trung bình, hệ số tơng quan r = 0,66 (Hình 3.4). Bỏ các giá trị
chi phối nh là độ chính xác xác định độ dài gợn sóng đối với các
điều kiện tự nhiên cũng nh đại lợng biến
xác định bởi
phân bố vận tốc thuỷ trực của vận tốc thành phần dòng chảy.
Giá trị trung bình
tính đợc nhờ công thức (3.1) theo số liệu
độ dài thực tế của gợn sóng là 0,73 và không khác mấy với giá
3
'
3
'

Hình 3.3. Quan hệ của độ dài trung bình
L

(a) và độ cao h (b) gợn sóng (1)
đụn cát (2) và ngỡng chắn (3) với độ lệch quân phơng trung bình của độ
dài và độ cao các dạng đáy trên
giá trị lý thuyết là 0,55. Các giá trị rời rạc khác với trung
bình 2 lần hoặc hơn. Sự phân tán lớn các giá trị của hệ số

dẫn tới việc giảm mạnh độ chính xác của tính toán theo công
thức (3.1). Công thức thực nghiệm đơn giản hơn:
3
'
3
'
H,L
p
70=
(3.3)
UH,L
p
91=
(3.4)
cũng cho các kết quả xấp xỉ. Tuy nhiên công thức (3.1) có ý
nghĩa lớn đối với việc tìm hiểu cơ chế hình thành gợn sóng và
tạo nên khả năng tăng độ chính xác của tính toán khi triệt tiêu
tính không xác định trong các tham số.
Phân tích nghiệm hệ (2.19) chứng tỏ (xem hình 2.8) rằng
trên đoạn hội tụ các miền phát triển gợn sóng và các sóng cát
nhỏ tạo nên các cực đại địa phơng. Độ dài tơng ứng với các
cực đại đó mô tả bởi công thức (3.1) với hệ số
= 1,2 . Các
gợn sóng ba chiều nh vậy khá phổ biến ở lòng sông Terek dới

cửa sông Sundji. Chúng cũng nhận thấy ở lòng sông Niger
nhng không tạo thành ở đó các mảng lớn. Các tài liệu thực tế
chứng tỏ rằng bớc gợn sóng ba chiều khoảng 2 lần lớn hơn bớc
gợn sóng hai chiều.
3
'
3
'
Đờng cong phân bố độ cao gợn sóng, theo giả thuyết của
Vang và Tren [137] xấp xỉ phân bố Vêibul Gnhedenco
(
)
dhhhdp
àà
à
=

exp
1
. (3.5)
Các hệ số
à
và

quan hệ với
p
h
và bằng hệ thức
Số liệu
khảo sát hiện trờng và thực nghiệm chứng tỏ sự biến đổi ít của

hệ số biến đổi độ cao gợn sóng, giá trị trung bình của nó
h
2

};10]1/1(){[1/2(/
222
++=
àà
ph
h ).1/1(
/1
+=
à
à
p
h
cmC
vh
5,0

(xem hình 3.3 b). Khi đó đờng cong phân bố độ cao
gợn sóng, và cũng nh độ dài đợc xác định bằng một tham số
độ cao trung bình của gợn sóng.
Xấp xỉ tuyến tính trong lời giải phơng trình thuỷ lực bằng

63 64

Hình 3.4. Quan hệ chiều dài gợn sóng thực tế Lp và chiều dài tính theo các
công thức : a (3.1); b (3.3)

Hình 3.5. Phụ thuộc độ cao h của gợn sóng và đụn cát vào các nhân tố xác
định độ sâu H, vận tốc dòng chảy U và vận tốc không xói lở U
H
phơng pháp xáo trộn bé không cho khả năng thu đợc biểu
thức cho độ cao gợn sóng. Các cách tiếp cận phi tuyến trong lý
thuyết này còn cha đợc soạn thảo đầy đủ. Tuy nhiên một số
lợng lớn các số thiệu thực nghiệm và khảo sát của Ialin,
Karakhan [139], V. K. Debonski, L. D. Kogan, N. A. Mikhailova
[22] cho phép giả thiết xấp xỉ sau về phụ thuộc của độ cao gợn
sóng vào các đặc trng thuỷ lực:











=
H
HH
p
U
uU
bexp
gH
uU

a
H
h
. (3.6)
Đối với gợn sóng sông Lêna các hệ số a và b tơng ứngbằng
1,6 và 0,5 (Hình 3.5) Tính chất ngẫu nhiên của phân bố độ cao
và chiều dài gợn sóng chi phối quan hệ xác suất giữa chúng với
khoảng biến động lớn các giá trị độ cong của gợn sóng

(Hình 3.6)
Lh /

Hình 3.6. Quan hệ giữa độ cao h và chiều dài L của gợn sóng (a) và đụn cát
(b) trên sông Lêna

65 66
Một tham số quan trọng là độ cong trung bình của mái dới
gợn sóng
. Đối với thợng nguồn sông Obi giá trị này
không vợt quá 0,4 (góc nghiêng của mái 20
Hp
Lh /
0
), còn giá trị mod là
0,1 0,15 (góc nghiêng của mái từ 6 9
0
). Đây là các giá trị
trung bình của mái nghiêng dới với lát cắt mái nghiêng elip, ở
phần trên của lát cắt uốn cong nhỏ hơn giá trị trung bình còn
mái dới lớn hơn nhiều.

Các gợn sóng đợc hình thành trong các máng thí nghiệm
với các độ sâu của dòng chảy tơng đối nhỏ H/h
p
= 210,
thờng có dạng tam giác với mái nghiêng dới cong gần với độ
cong của góc mái nghiêng tự nhiên. Hình dạng gợn sóng nh
vậy không đặc trng đối với các sông lớn, nơi giá trị H/h
p

thờng vợt quá 200 700.
Dạng các đờng cong phân bố đối với các tham số đo đạc
hình thái của các gợn sóng đợc chọn từ tiên đề về tính chất của
quá trình ngẫu nhiên, tính chất hình thành chúng. Phân bố
gama với
constC
mô tả các quá trình nhiễu động, trong đó
bao gồm cả sự nhảy cóc các phù sa đáy. Phân bố Veibull
Gnhedenco xuất hiện nh là phân bố giói hạn của cực đại. Phân
bố độ cao gợn sóng cũng mô tả khá tốt bởi phân bố gama. Rõ
ràng, có thể đạt đến sự trùng hợp tốt hơn của các đờng cong lý
thuyết và thực nghiệm khi sử dụng các phân bố với 3 4 tham
số.
v
=
Sự thay đổi hình thái các gợn sóng với sự dịch chuyển về
phía dới của nó theo lòng sông đã đợc nghiên cứu trên lũ
xuống năm 1985 tại Obi dới đoạn nhập các sông Bii và
Katunhi. Trong vùng nhờ các phao thả cách nhau từ 20 30 m,
có định các profile dọc chiều dài 70100m. Điều này cho phép
với độ chính xác đủ để chuyển từ mặt cắt dọc này sang mặt cắt

khác nhờ máy hồi âm đo từng giờ, 10 12 lần một ngày. Trên
các mặt cắt theo thời gian của băng hồi âm không khó khăn để
xác định vị trí các gợn sóng này hoặc kia theo trật tự thời gian.
Các đo đạc hiện trờng chi tiết tơng tự chứng tỏ rằng các
giá trị trung bình của các tham số đo đạc hình thái gợn sóng
(chiều dài L
p
; độ cao h
p
; bất đối xứng và độ cong )
và phơng sai của chúng ít thay đổi theo thời gian với các đặc
trng thuỷ lực không đổi. Đồng thời hình thái học nhân sinh
của một số gợn sóng cụ thể thay đổi mạnh dới ảnh hởng của
nớc thải công cộng nhân tố ngẫu nhiên (Hình 3.7).
BH
L/L
pp
L/h

Hình 3.7. Sự thay đổi các hệ số tơng quan r chuỗi độ dài (1), độ cao (2),
độ cong (3) và bất đối xứng (4) của cùng một gợn sóng trên sông Obi khi
tăng khoảng thời gian t giữa các điểm đo độ sâu

67 68
Các hệ số tơng quan cặp chuỗi các tham số hình thái của
một gợn sóng trong các thời điểm khác nhau giảm nhanh với sự
tăng thời đoạn tách các chuỗi đó. Đối với thời đoạn 2 giờ (1,5 chu
kỳ gợn sóng

) các hệ số tơng quan đối với độ cao và chiều dài

gợn sóng giảm đến 0,4, còn đối với độ cong và bất đối xứng đến
0,3. Sự thay đổi lớn nh vậy của hình thể dạng đáy cho sự xác
định vị trí các gợn sóng kém tin cậy qua các thời đoạn dài. Sự
phân tích nh vậy đòi hỏi việc lặp lại đo sâu đáy không ít hơn
một lần một giờ. Đối với chu kỳ 6 giờ (

4 ) các hệ số tơng quan
đối với chuỗi độ uốn cong và bất đối xứng đi qua điểm 0, còn đối
với thời đoạn 89 giờ cũng đi qua điểm 0 cả các hệ số đối với
chuỗi độ cao và chiều dài. Nói cách khác, cho một thời đoạn nh
vậy đã xảy ra sự biến hình trọn vẹn các gợn sóng cụ thể khi bảo
toàn các đặc trng hình học trung bình toàn bộ tổ hợp dạng đáy.
Đờng cong phân bố các tỷ số cặp độ cao nằm dới gợn sóng
với độ cao nằm trên gợn sóng chứng tỏ rằng mọi cặp gợn sóng
phân ra hai nhóm (Hình 3.8a): 1) độ cao gần bằng nhau tỷ số
trung bình
01
; 2) cao độ gợn sóng khác nhau rõ rệt
. Khi đó ở trong nhóm đầu tiên gồm các gợn sóng
cực nhỏ, độ cao
1
,h/h
xx

+
60
1
,h/h
xx
<

+
20
,

m, nhóm thứ hai các gợn sóng lớn và nhỏ
( độ cao
20
,

m). Do các gợn sóng lớn và nhỏ thờng luân phiên
nhau, chỉ ra sự hiện diện của sự ảnh hởng qua lại của các gợn
sóng cạnh nhau. Cặp các gợn sóng lớn thậm chí cùng xuất hiện
nhanh chóng bị phá vỡ. Khi gợn sóng to nằm trên gợn sóng nhỏ
thì tăng độ bền vững của gợn sóng bé trong bóng của gợn sóng
lớn: đối với các gợn sóng nhỏ về tổng thể phơng sai
hiệu độ
cao một và chỉ một gợn sóng vào các thời điểm sát nhau (sau 1
giờ) là 0,00255, đối với các gợn sóng nhỏ nằm dới gợn sóng to
=0,00117 (sự khác nhau của phơng sai tuân thủ chỉ tiêu F
với độ tin cậy 95%) (xem hình 3.8b)
2

2



Hình 3.8. Độ lặp lại p của hệ thức độ cao hai gợn sóng (a) và sự biến động
theo thời gian của độ cao (h<0,2) nằm dới gợn sóng nhỏ (1) và nằm dới
gợn sóng to (2) (b)
3.2. Sóng cát nhỏ và trung bình

B. Ph. Snhisenco [91] coi sóng cát là các dạng đáy có chiều
dài cỡ 10 lần độ sâu dòng chảy. Trong danh mục của Uỷ ban các
vấn đề Hiệp hội kỹ s dân sự Mỹ ngời ta gọi sóng cát là các
dạng đáy, kích thớc của chúng nằm giữa các gợn sóng và bãi
cát ngầm [125].
Lý thuyết không ổn định tuyến tính của các xáo trộn nhỏ
chỉ ra rằng (xem hình 2.8) trong khoảng biến động bớc sóng
giữa gợn sóng và các sóng cát lớn là một miền rộng các dạng đáy
ba chiều mà trong phạm vi của chúng không có một hay vài cực

69 70
đại thể hiện rõ. Xác suất gần nhất chuyển bất kỳ trong số xáo
trộn của chúng về dạng đáy. Phân tích phổ các chuỗi cao trình
đáy sông kéo dài (xem hình 1.4) chứng tỏ rằng hàm mật độ phổ
trong miền sóng cát nhỏ và trung bình có dạng "ồn trắng", với
các cực trị mật độ phổ riêng biệt. Trên các profile đó tách ra các
dạng đáy trrong khỏng biến động lớn của chiều dài L
1
=
10H1000H.
Mảng thống nhất của sóng cát vừa và nhỏ do khoảng biến
động chiều dài lớn của các dạng gộp vào nhóm thể hiện cấu tạo
bậc thang: các sóng cát nhỏ hơn có thể hình thành trên bề mặt
các sóng cát lớn hơn, về phần mình nó lại tạo nên các sóng cát
lớn hơn nữa v.v Sự phức tạp cấu tạo sóng cát theo mức độ tăng
kích thớc của nó tạo nên sự khác biệt về chất trong hình thái
học và động lực học các sóng cát lớn hơn và nhỏ hơn. Cho nên
nhất thiết cần các dạng trung gian phân bố trên các bậc khác
nhau của tổ hợp bậc thang, xem xét và làm rõ trong khuôn khổ
các nhân cấu trúc độc lập của các mức cấu trúc dạng vi mô.

Danh mục đợc chấp nhận các sóng cát vừa và nhỏ các mực
bậc thang khác nhau hiện còn cha đợc soạn thảo, mặc dù
chúng đợc nêu ra bởi nhiều nhà nghiên cứu khi làm việc trên
các đối tợng tự nhiên. Hay phân loại nhất là các sóng cát theo
trật tự [104] bắt đầu từ việc đánh số các sóng cát nhỏ nhất. N. I.
Alecxayevski [2,3] ký hiệu sóng cát các mức bậc thang khác
nhau bằng các chữ cái theo trật tự của tiếng Nga, khi đó chữa
cái "A" gắn cho các bãi vắt ngang sóng cát lớn, còn các sóng
cát nhỏ hơn theo mức độ đơn giản và giảm chiều dài của chúng
là các chữ cái tiếp theo. Tác giả [81, 88] đề nghị cho mỗi tổ hợp
sóng cát tên gọi: đụn cát là các sóng cát nhỏ, bề mặt của nó
thống trị bởi các gợn rãnh; dải cát là các sóng cát nhỏ bề mặt
thống trị bởi đụn cát; bãi cát là các sóng cát vừa trên bề mặt
của nó có các dải cát.
Cần đặc biệt chú ý rằng tổ hợp sóng cát bậc thang với
khoảng bớc sóng rộng và cấu tạo phức tạp nhiều dạng đáy tạo
thành trên đáy sông ngòi với các đặc trng thuỷ lực dòng chảy
dừng. Đặc trng cấu tạo của nó nh thế nh là tính phức tạp, bị
chi phối không phải là sự hiện diện các dạng tự động (mặc dù
chúng có thể có mặt), mà là khả năng tích tụ sóng cát với kích
thớc khác nhau.
Đối với các sóng cát vừa và nhỏ cần chia ra hai giai đoạn
phát triển chính: chủ động và thụ động. Trong giai đoạn chủ
động sóng cát tạo thành và biến dạng bởi cấu trúc xoáy của
dòng chảy, hình ảnh phản ánh chúng trong các đất đá bị bào
mòn. Trên giai đoạn thụ động sóng cát với chiều dài xác định
biến dạng bởi trờng vận tốc mà trong đó không thể tạo thành
các cấu trúc xoáy và phản ánh sóng cát của chúng chiều dài
này. Các sóng cát thụ động thờng biến dạng với sự dịch chuyển
theo bề mặt của chúng các sóng cát chủ động hay thụ động

nhiều hơn.
Đụn cát biểu hiện rõ trong lòng sông Niger dới cửa sông
Benue. Hình thái học và động lực học của chúng đợc nghiên
cứu trong lũ kiệt năm 19781979 [80,84]. Trong thí dụ này ta
xét các đặc trng cơ bản của hình thái học và động lực học các
sóng cát nhỏ này.
Trong giai đoạn phát triển chủ động, đụn cát là một sóng
cát ba chiều gần nh song song trên bình đồ với tỷ lệ giữa độ
dài và độ rộng
0,1/
12

LL . Theo mặt thẳng đửng cả chiều dọc
lẫn chiều ngang các sờn của đụn cát lồi, hình dạng profile
kiểu elip (xem hình 1.3). Tuy nhiên mái sờn dới, thậm chí cả
đụn cát chủ động đôi khi cũng thẳng hoặc lõm. Trong lát cắt
ngang các đụn cát chủ động thờng đối xứng. Trong lát cắt dọc
83% đụn cát có bất đối xứng dơng, trong số đó gần một nửa
là lớn(
6,1/ >
), một phần t là nhỏ
)2,1/(
HB
LL
<
HB
LL
. Trong số

71 72

các đụn cát với bất đối xứng âm, một phần t có bất đối xứng
lớn, và gần một nửa nhỏ. Gần với dạng đối xứng có 46% toàn
bộ đụn cát chủ động trên sông Niger
]1,0/)(1,0[
<

<

LLL
HB
Phân bố các đụn cát chủ động theo chiều dài và độ cao đợc
mô tả bởi chính các đờng cong phân bố (3.2) và (3.5) nh đối
với gợn sóng. Các hệ số biến đổi chiều dài (
4,0
=
VL
C
) và độ cao
(
) của đụn cát gần với hằng số (xem hình 3.3). 5,0 =
h
V
C
Lý thuyết không ổn định các xáo trộn nhỏ trong xấp xỉ
tuyến tính không cho khả năng thu đợc công thức lý thuyết đối
với chiều dài các đụn xác suất. Phân tích tài liệu thực nghiệm
theo chiều dài các đụn cát chủ động trên các sông Amazon,
Niger, Terek (Hình 3.9) chứng tỏ rằng để tính toán chiều dài
đụn cát áp dụng đợc công thức dạng (3.1)
HFrL '

=
.
Tuy nhiên hệ số
"

là khác nhau đối với các sông khác nhau
và có xu hớng tăng với sự tăng kích thớc sông. Do việc thành
tạo các sóng cát vừa và nhỏ không liên quan đến sóng trên bề
mặt thoáng mà xác định bởi sức kháng thuỷ lực, nên quan hệ
"

với phân bố vận tốc thuỷ trực chỉ có thể là gián tiếp thông
qua ảnh hởng của các tham số gợn sóng đến độ nhám của đáy.
ảnh hởng tơng tự đợc Richards [129] chỉ ra khi giải thích sự
hình thành các gợn sóng. Thông thờng
"

= 30 40.
Xử lý các tài liệu thực nghiệm nh thế chỉ ra rằng độ cao
trung bình các đụn cát đợc mô tả bởi quan hệ (3.6) (các hệ số
3,2 và 0,3)
Quan hệ giữa độ cao và chiều dài của các đụn cát chủ động
cũng mang tính ngẫu nhiên, mod của độ cong các đụn cát chủ
động là 0,04, thấp hơn nhiều so với gợn sóng (xem hình 3.6)
Độ uốn mái nghiêng dới của các đụn cát chủ động thấp
hơn so với gợn sóng khoảng 78% trờng hợp
(61,0/ <
Hd
Lh

0
).
Khảo sát trờng vận tốc theo thời gian lũ trên các đụn cát chủ
động chứng tỏ rằng (xem hình 2.2a) các xoáy kết hợp dới chân
các sóng cát nh vậy không tạo thành do độ cong mái sờn dới
nhỏ. Khi đó trờng vận tốc thực tế trên các sóng cát quan hệ
với vận tốc chi phối bởi địa hình đáy, bởi một quan hệ ngợc: hệ
số tơng quan
)69,0(

=
r . Điều này chứng tỏ về sự hiện diện của
ácc xoáy tạo sóng cát trên các sóng cát chủ động.

Hình 3.9. Quan hệ chiều dài các đụn cát trên các sông Amazon (1), Niger (2)
và Terek (3) với các đặc trng thuỷ lực dòng chảy.
Trên đờng lũ rút, theo mức độ giảm độ sâu và lu lợng
riêng của dòng chảy diễn ra sự biến dạng trờng vận tốc trên
các đụn cát và thay đổi dạng đụn cát. Trờng vận tốc bắt đầu

73 74
đợc xác định bởi địa hình đáy: hệ số tơng quan của vận tốc
dòng chảy thực tế và địa hình bị chi phối là 0,8. Sự phát triển
đụn cát bớc vào giai đoạn thụ động, khi đó hình thái học và
động lực học chi phối không phải bởi cấu trúc dòng chảy phản
chiếu bởi đụn cát mà là trờng vận tốc gây nên sự tồn tại của
các sóng cát đáy.
Trong lòng sông Niger theo tính chất biến dạng các đụn cát
thụ động chia ra hai miền: 1) miền biến dạng chậm và 2) miền
biến dạng nhanh.

Trên miền biến dạng chậm khi lu lợng nớc, độ sâu và
vận tốc dòng chảy giảm đáng kể, hình thái học của đụn cát
chiều cao và chiều dài của từng sóng cát riêng biệt cũng nh các
đặc trng trung bình và các đờng cong phân bố của chúng
thay đổi chậm hơn rất nhiều so với giai đoạn đụn cát chủ động.
Miền này chiếm toàn bộ các đáy bùn sâu với độ sâu H > 7m. Ví
dụ điển hình là lát cắt trên hình 3.10, nơi mà với sự giảm độ
sâu từ 16,5 8,7 và vận tốc dòng chảy từ 1,9 0,4 m/s bảo toàn
không chỉ các đặc trng trung bình mà còn cả hình thái các đụn
riêng rẽ trong các điều kiện tính động lực cao của chúng. Các
đờng cong đảm bảo độ cao, chiều dài, độ cong và bất đối xứng
đụn cát trong miền này khi thay đổi các đặc trng thuỷ lực
dòng chảy hầu nh không đổi.
Miền biến dạng nhanh phân bố trên các bãi vắt, gờ và cù
lao với độ sâu H < 5 6 m. Khi giảm lu lợng nớc và độ sâu
dòng chảy sự biến dạng các đụn cát thụ động diễn ra nhanh
hơn so với các đụn cát chủ động. Sự chênh lệch lớn về vận tốc
dòng chảy trên các khu vực khác nhau của đụn cát dẫn tới sự
tăng vận tốc dịch chuyển sống cát và chân sóng cát. Nó nhanh
chóng hình thành dạng hình chóp bất đối xứng truyền thống với
gờ cong lồi phía mái trên và võng về phía mái dới khoảng 30
35
0
, gần với góc mái sờn tự nhiên đối với cát trong nớc. Tại
trũng của đụn cát tạo nên các xoáy liên kết với dòng chảy sát
đáy theo chiều ngợc lại, duy trì độ cong của mái sờn dới. Sự
hình thành các xoáy liên kết làm tăng sự phân hoá vận tốc dọc
đụn cát. Bỏ qua phần mái sờn trên, nơi có vận tốc dòng chảy
lớn hơn, và mái sờn dới, nơi các quá trình trọng lực đóng vai
trò lớn, dịch chuyển về dới theo chiều dòng chảy nhanh hơn so

với phần đáy của mái trên, nằm trong vùng tác động của các
xoáy liên kết của sóng cát trên. Đụn cát dài ra, đồng thời làm
giảm độ cao của chúng.
Vận tốc và tính chất biến dạng của các đụn cát thụ động
phần nhiều bị chi phối bởi độ cao và độ cong ban đầu của chúng.
Các đụn cát cao và cong hơn sớm tạo nên dạng bất đối xứng
hơn. Các đụn cát thấp và phẳng hơn thờng là đối xứng. Khi
vắng các quá trình duy trì hình dạng các đụn cát nh vậy nó
đợc là trơn và nhập với các đụn cát cong. Diễn ra sự nhân đôi
đột ngột chiều dài đụn cát, đã đợc N. S. Znamenski xem xét
một cách chi tiết [28].
Đồng thời với sự mất tính đối xứng và là tạo nên dạng ba
chiều rõ nét. Các đụn cát lân cận hoà hợp với nhau, sống của
chúng liên kết lại làm một thành sóng yếu, đờng, nghiêng về
một phía. Đụn cát trở nên hai chiều. Theo mức hạ thấp mực
nớc trong quá trình trộn cuốn hút hầu hết các đụn cát ba chiều
lớn. Bớc đụn cát hai chiều tăng từ 1,5 2,0 bớc đụn cát ba
chiều vào đầu kỳ biến dạng nhanh đến 10 và còn hơn nữa về
cuối kỳ (Hình 3.11).
Các rãnh không sâu tạo nên trên lòng sông Niger các miền
biến dạng đụn cát không đều. Tại đây vào đầu kỳ lũ xuống sự
biến dạng diễn ra chậm, và vào cuối kỳ tăng nhanh. Đối với
miền này đặc trng quá trình tăng độ cao đụn cát vào đầu kỳ
biến dạng nhanh của chúng. Các đụn cát thụ động cao dịch
chuyển nhanh hơn so với đụn cát thấp và trợt trên các mái

75 76
sờn trên của chúng. Vì thế việc bổ sung độ cao sống các đụn đó
tăng lên.

Hình 3.10. Biến dạng đụn cát chậm trong rnh sâu lòng sông Niger tại trạm
Geregu trong thời kỳ từ đỉnh lũ (07.10.78) (a) đến kỳ kiệt (11.04.79) (b)

Hình 3.11. Biến dạng nhanh đụn cát trên sông Niger thành phải đảo
Adraokut trên lũ xuống
Theo mức kết hợp và thành tạo các đụn cát thụ động hai
chiều trong thời kỳ kiệt trên các đoạn đồng mực nớc trong sông
Niger bắt đầu tạo nên các đụn cát chủ động ba chiều, kích thớc
của chúng tơng ứng với các đặc trng thuỷ lực của dòng chảy.
Khi đó các đụn cát chủ động đợc hình thành mới nhanh chóng
dịch chuyển xuống dới theo dòng chảy trở thành nhân tố chính
của dịch chuyển các đụn cát thụ động hai chiều (Hình 3.12).
Mô tả sự thay đổi đụn cát chi phối dạng tổng quan của
quan hệ giữa các tham số đo đạc hình thái và các đặc trng
thuỷ lực dòng chảy của chúng. Quan hệ kiểu nh thế là giống
nhau đối với đụn cát nhiều sông. Thí dụ nh nó đã đợc mô tả
bởi Allen [104] đối với sông Vezer, B. Ph. Snhisenco [43] đối với
sông Polomet.
Các cồn cát đợc tách ra và đợc nhiều ngời nghiên cứu
[2, 50]. Một phần chúng là các dạng xung đột của địa hình đáy
lòng sông, đôi khi nó chính là cơ sở.
Đờng cong phân bố độ dài cồn cát thờng đợc mô tả tốt
bằng phân bố gama, nhng thông tin đầy đủ về độ cao của
chúng hiện tác giả cũng cha đợc tờng minh. Chiều dài trung
bình của cồn cát tăng theo sự tăng lợng nớc sông. Số liệu về
sự thay đổi kích thớc của cồn cát trên đoạn sông Niger từ
trạm Geregu đến trạm Adraokut khi thay đổi lợng nớc sông
trong vòng một năm thuỷ văn nhận đợc trong kết quả đo sâu
nhiều lần trên các mặt cắt dọc cố định theo đáy rãnh không sâu.
Để tăng mức độ khách quan của chuỗi cao độ đáy ngời ta tiến

hành phân tích phổ. Trên đờng cong mật độ phổ các cao độ đáy
)k(S
, tách ra miền cực đại thứ nhất tơng ứng với vũng. Nó
đợc giới hạn bởi số sóng tơng ứng với hai cực tiểu của hàm.
Chiều dài vũng đợc xác định theo số sóng
tơng ứng với
cực đại của mật độ phổ S trong miền này. Độ cao trung bình của
1
m
k

77 78
cồn cát
3
h
đợc tính theo phần trăm phơng sai của chuỗi gắn
với miền đó:

=
113
dk)k(Sh
. Chiều dài cồn ghi đợc khi lũ lên
hầu nh không thay đổi với sự giảm lu lợng và mực nớc. Độ
cao cồn cát tăng dần khi lũ lên và ở đỉnh lũ, còn trong thời gian
lũ xuống hầu nh không đổi và chỉ ở cuối lũ xuống và vào thời
kỳ kiệt, khi mà độ sâu trung bình trong rãnh nhỏ hơn 0,4 m,
cồn cát bắt đầu chảy. Trong thời gian đó dạng cồn cát chịu sự
thay đổi đáng kể: từ một sóng cát đối xứng với mái nghiêng lồi
phẳng chúng trở nên bất đối xứng mạnh. Mái sờn trên chảy ra
trở nên hầu nh nằm ngang, chiều dài của nó gần với bớc cồn

cát. Độ cong mái sờn dới của cồn cát có góc mái nghiêng tự
nhiên 33 35
0
. Vận tốc dịch chuyển của cồn xuống dới theo
chiều dòng chảy khá lớn: trên đỉnh lũ nó là 4,5 m/ngày đêm, lúc
lũ xuống 2,3 m/ ngày đêm, còn mùa kiệt 0,3 m/ngày đêm.
Xem xét đồng thời các quan hệ của độ cao trung bình của
các gợn sóng và sóng cát độ phức tạp khác nhau với các nhân tố
thuỷ lực xác định (xem hình 3.5) chứng tỏ rằng đối với mọi dạng
đáy đặc trng sự hiện diện của hai nhánh quan hệ đó. Khảo sát
nhánh tăng độ cao tơng đối
H
/h (hay độ cong L/
h
) của các
dạng đáy với sự tăng của vận tốc dòng chảy tơng đối

và sau khi đạt tới cực đại nhánh giảm độ cao tơng đối (độ
cong), tức là sự bào mòn các dạng đáy với sự tăng tiếp tục
. Tuy nhiên sự bào mòn gợn cát bắt đầu với vận tốc dòng
chảy bé hơn so với sự bào mòn sóng cát nhỏ và vừa và sóng cát
càng lớn thì vận tốc cần để bào mòn chúng càng lớn. Kết quả
cho khả năng các điều kiện thuỷ lực khi trên các đụn cát không
tách (hoặc thể hiện yếu) các gợn sóng trên bề mặt cồn cát sẽ
không có các đụn cát v.v Việc đánh số các sóng cát nhỏ và vừa
nêu trên dựa trên vị trí của chúng trong chuỗi bậc thang, bỏ
qua sự thống nhất về dấu hiệu định dạng.
H
uU
H

uU

Hình 3.12. Sự dịch chuyển các đụn cát chủ động ba chiều (119) trên bề
mặt các đụn cát thụ động hai chiều (I, II) trên sông Niger mùa kiệt năm 1979
Quỹ đạo không gian và thời gian của chuyển động lòng sông giữa các đụn cát hai
chiều (1) và ba chiều (2)
Các điều kiện tơng tự cũng hình thành ở lòng sông Terec
phía dới cửa sông Sunji trong thời kỳ lũ. Tại đây đã hình
thành một tổ hợp phức tạp các dạng đáy gồm gợn sóng, đụn cát
và cồn cát. Nhng trong điều kiện vận tốc dòng chảy lớn (2,5
3,0 m/s) và tính linh động của đất đáy cao (đờng kính trung
bình của hạt 0,3 0,4 mm) tổ hợp này không ổn định và thởng
xuyên thay đổi. một và chỉ một sóng cát lớn trong các thời điểm
khác nhau với vận tốc và độ sâu dòng chảy ít thay đổi có thể có

79 80
các sờn phẳng không phức tạp và có thể mô hình hoá bởi các
sóng cát bé hơn và chính nó có thể có các mái phẳng và đợc
phủ bởi các gợn sóng (Hình 3.13). Trong trờng hợp này việc
đánh số các dạng đáy đợc xác định trong chính thời kỳ hình
thành của chúng, khi mà chúng đợc cấu tạo phức tạp hơn. Đối
với thời kỳ cấu trúc sóng cát đơn giản hơn việc ký hiệu số của
chúng làm chính xác theo cấu tạo đối với các dạng phức tạp
quan hệ với các đặc trng thuỷ lực của dòng chảy.

Hình 3.13. Sự thay đổi tính phức tạp của tổ hợp cồn cát đụn cát dịch
chuyển trên sông Terec (trạm thuỷ văn Parabots) với vận tốc dòng chảy 1,7
m/s và độ sâu 6,3 m
Sự kết hợp của các gợn sóng và sóng cát với độ cao, độ cong
và xu hớng phát triển khác nhau vào các pha khác nhau của

chế độ thuỷ văn dẫn đến một bức tranh phức tạp của sự thay
đổi các kháng trở thuỷ lực chung của lòng sông trong tiến trình
thay đổi các điều kiện thuỷ văn. Trên sông Niger hệ số kháng
giảm khi tăng số Râynol Re vào cuối kỳ dâng
mực nớc trong lũ và đạt tới giá trị cực tiểu tại đỉnh lũ (Hình
3.14). Khi đó tất cả các sóng cát vừa và nhỏ có profile dọc đối
xứng với mái sờn dới phẳng, nơi không tạo thành các xoáy
liên kết. Chúng không tạo nên các hình dạng kháng trở chỉ làm
tăng một ít kháng trở theo chiều dài. Độ cong lớn nhất đặc thù
cho thời gian này ở các gợn sóng,
)C/g(
v
2
2=
L/
h
đạt 0,08. Dới chân của
chúng tạo nên các xoáy liên kết bứt ra khỏi vùng đáy và nổi
trên bề mặt dòng chảy, tạo nên ở đây các xoáy tròn đờng kính
4 5 m, thờng đi với dòng chảy ngợc chiều. Có thể, sức
kháng thuỷ lực đợc xác định bởi độ nhám của các gợn sóng.
Sức kháng đạt cực đại vào cuối kỳ, chuyển hoá chậm thành đụn
cát với các giá trị Re : 8 9.10
6
khi mà khoảng 0,2. Vào cuối
kỳ lũ xuống và vào kỳ kiệt, sức kháng lòng dẫn giảm xuống.
Điều này đợc giải thích bởi sự giảm vai trò của gợn sóng trong
việc hình thành sức kháng lòng dẫn. Khi đó độ cao gợn sóng trở
nên thấp hơn, sóng cát dới chân các lũng đầy bùn biến mất.
Đóng góp chính trong sức kháng của lòng dẫn là do các dải và

cồn cát hai chiều cong, bất đối xứng mang lại, dới lũng của nó
xuất hiện các xoáy liên kết. Tuy nhiên, độ dài vùng xoáy trên
một đơn vị chiều dài lòng dẫn trong thời gian đó ít hơn so với
thời kỳ phát triển gợn sóng, còn khi giảm mực nớc với sự liên
kết các sóng cát nó lại còn giảm nữa. Hệ số kháng trở vào thời
kỳ kiệt là = 0,002.
N. S. Znamenskaia khi phân tích các chỉ tiêu phân chia gợn
sóng và đụn cát [29], đã đi tới kết luận rằng các hình dạng lòng

81 82
sông này thuộc vào một lớp, một mực cấu trúc. Số liệu của
chúng tôi chứng minh rằng các nét tơng đồng, chắc chắn là có
tồn tại. Các đụn cát nhỏ nhất theo kích thớc cùng cỡ với các
gợn sóng , sự phụ thuộc của số đo gợn sóng và đụn cát vào các
đặc trng thuỷ lực có cùng một cấu trúc. Tuy nhiên sự khác biệt
của chúng, từ quan điểm của tác giả, khá rõ ràng: 1) các gợn
sóng chủ động có thể là hai chiều lẫn ba chiều; các đụn cát chủ
động chỉ có ba chiều; 2) trên toán đồ
)k,k(f)c(I
sóng cát
và đụn cát chiếm các miền khác nhau; 3) mối phụ thuộc của hệ
số kháng thuỷ lực vào số Râynol đối với gợn sóng và đụn cát có
các dạng khác nhau. Cho nên, xuất phát từ các nguyên tắc đồng
dạng, cần khẳng định gợn sóng và đụn cát (cũng nh các sóng
cát trung bình) phải thuộc các mực cấu trúc khác nhau.
m 21
=
Hình thái học các dạng đụn cát có kích thớc lớn hơn
thờng ảnh hởng mạnh đến hình thái học các dạng nhỏ hơn
phân bố trên chúng. Trên các gợn sóng, nằm trên các đụn cát, ở

sông Niger ở phần gần thân đụn đợc đặc trng bởi chiều dài và
chiều cao lớn hơn so với ở phần võng. Tính biến đổi kích thớc
các gợn sóng trên đụn cát khi đó cũng lớn hơn so với sự biến
động vận tốc và độ sâu dòng chảy. Đặc biệt, ảnh hởng khá lớn
lên kích thớc của các dạng đáy nhỏ là các sóng cát với mái
sờn dới cong mà dới nó tạo nên các xoáy liên kết. Trong
miền vận tốc nhỏ và ngợc diễn ra sự trầm lắng các phù sa
mỏng và gợn sóng không đợc thành tạo.
Đồng thời các dạng đáy nhỏ có kích thớc trung bình hầu
nh không có liên quan với kích thớc các sóng cát lớn hơn mà
chúng nằm trên đó. các quan hệ nh vậy đối với các dạng đáy
các sông Niger, Oka, Enhixây đợc đặc trng bởi các hệ số
tơng quan 0,3 0,3, hiếm khi vợt quá 0,5 (bảng 3.1)
Tính phức tạp của cấu tạo tổ hợp sóng cát gây ảnh hởng
lớn đến động lực của nó, phản ánh qua lu lợng phù sa đáy,
dịch chuyến dới dạng các dạng đáy.


Hình 3.14. Mối phụ thuộc của hệ số sức kháng vào số Raynol trong lòng
dẫn sông Niger (từ Adjaokut) trên các pha khác nhau của chế độ thuỷ văn
(Trên các trục tọa độ, giá trị làm giảm 5 lần)
1 pha dâng sóng lũ, 2 đỉnh sóng, lũ xuống, 4 kiệt


83 84

Bảng 3.1 Ma trận hệ số tơng quan chiều dài/chiều cao của các dạng
lòng dẫn lớn với các chiều dài/chiều cao trung bình của các dạng lòng dẫn
bé hơn nằm trên chúng.
DS Cỡ 1 2 3 4 5 6 7 8

Sông Niger
KU

1
1,0/ 0,5/ 0,2/ 0,1/ 0,1/ 0,2/ / /
NN

2
0,5/ 1,0/ 0,6/ 0,1/ 0,3/ 0,2/ / /
ụ
3
0,2/ 0,6/ 1,0/ 0,6/ 0,3/ 0,2/ / /
SC

4
0,1/ 0,1/ 0,6/ 1,0/ 0,6/ 0,2/ / /
BC

5
0,1/ 0,3/ 0,3/ 0,6/ 1,0/ / / /
DC

6
0,2/ 0,2/ 0,2/ 0,2/ / 1,0/ 0,2/ 0,2/
Đụn

7
/ / / / / 0,2/ 1,0/ 0,3/
Gợn 8
/ / / / / 0,2/ 0,3/ 1,0/

Sông Enhixây
DC

6
/ / / / / 1.0/1,0 0,4/0,7 0,5/0,4
Đụn

7
/ / / / / 0,4/0,7 1.0/1,0 0,5/0,4
Gợn 8
/ / / / / 0,5/0,4 0,5/0,4 1.0/1,0
Sông Oka
ụ
3
/ / 1.0/1,0 / 0,72/0,0 0,43/0,1 0,09/0,0 /
BC

5
/ / 0,72/0,0 / 1.0/1,0 0,68/0,4 0,35/0,05 /
DC

6
/ / 0,43/0,1 / 0,68/0,4 1.0/1,0 0,43/0,33 /
Đụn

7
/ / 0,09/0,1 / 0,35/0,050,43/0,33 1.0/1,0 /
Ký hiệu: DS - Dạng sông; KU - Khúc uốn; NN - Nút phân nhánh;
SC- Sóng cát; BC - Bò cát; DC - Dải cát

Phơng pháp tính toán dòng phù sa đáy theo biến hình (cải
tổ hình dạng) đáy sông đã đợc biết đến từ cuối thế kỷ XIX. B.
V. Poliacov sử dụng đối với sự biến hình trong hệ thống lạch
sâu bãi vắt [66]. G. V. Lopatin [49] vào năm 1934, khi khảo
sát trên sông Vonga, Luga và Kemka đã tính lu lợng phù sa
đáy q
s
theo số liệu chiều cao h và vận tốc xáo trộn c
r
của thân
sóng cát đáy:
(
)
rs
hcpq = 1
, (3.7)
với hệ số hình dạng sóng cát (
6050 ,,


), p độ rỗng của
trầm tích đáy. Theo mức độ nhạy của máy hồi âm trong thực tế
khảo sát công thức (3.7) trở nên đợc sử dụng rộng rãi trong các
văn bản khoa học và thiết kế.
áp dụng công thức (3.7) dựa trên giả thiết rằng lu lợng
phù sa đáy bằng lu lợng phù sa dịch chuyển dới dạng sóng
cát tức là các phần tử phù sa đợc bào mòn từ mái sờn trên
của sóng cát tích tụ vào mái sờn dới của nó. Khi sử dụng để
tính toán các tài liệu về hình thái và động lực của các sóng cát
lớn hơn mà trên đó có sự dịch chuyển của các sóng cát bé, giả

thiết rằng vật chất cấu tạo các sóng cát bé ở mái trên của sóng
cát lớn hơn cũng hoàn toàn đợc tích tụ tại mái dới của nó.
Sự lợc bỏ nh vậy đồng nghĩa với khi nghiên cứu chuyển
động của sóng cát trong giai đoạn phát triển thụ động với mái
dới cong, gần với góc mái tự nhiên trong nớc, nơi mà sự dịch
chuyển của các phần tử phù sa diễn ra chủ yếu dới tác động
của trọng lực. Nếu nh ở các dạng đáy mọi kiểu trong tổ hợp bậc
thang theo động lực học và hình thái học các mái dới cong đợc
hình thành thì kết quả tính toán lu lợng phù sa đáy không
phụ thuộc vào sự lựa chọn kểi hình dạng đáy, Vậy nên vào thời
kỳ kiệt trong lòng sông Niger các gợn sóng và đụn cát ba chiều
dịch chuyển theo bề mặt các đụn cát hai chiều và vật liệu của
nó hoàn toàn lắng trên mái dới của đụn cát hai chiều, thúc đẩy

85 86
sự dịch chuyển chậm thụ động xuôi theo dòng sông (xem hình
3.12). Lu lợng phù sa, dịch chuyển dới dạng đụn cát các kiểu
hình thái khác nhau là bằng nhau: nó chiếm khoảng 1,45.10
5

m
3
/s trên 1 mét front cả đối với đụn cát ba chiều lẫn đụn cát hai
chiều. Đối với trờng hợp này phơng pháp tính toán vận tốc
dịch chuyển các dạng lớn hoàn toàn đúng theo số liệu về hình
thái và động lực của các dạng nhỏ đã đợc N. S. Znamenskaia
[26] và Z. Đ Kopalianhi [45] đề xuất.
Tuy nhiên, thậm chí vào thời kỳ kiệt không phải tất cả mọi
dạng đáy của địa hình lòng sông đều đợc đặc trng bởi độ cong
của mái dới, đủ để chứa lắng đọng của mọi phần tử phù sa rơi

vào đó. Còn trong mùa lũ và lụt, khi mà khối lợng phù sa đáy
chủ yếu đợc mang đi, các sóng cát đáy thờng đối xứng, độ
cong mái dới nhỏ hơn nhiều góc mái tự nhiên của cát trong
nớc. Trong trờng hợp này, một vài phần trăm phù sa đáy
đợc chuyển hoá dới võng của gợn sóng cuãng nh các gợn
sóng một phần chuyển qua mái dới của đụn cát, và đụn cát về
mái dới của cồn cát. Trong các điều kiện nh vậy các tính toán
theo công thức (3.7) cho các ớc lợng thấp hơn nhiếuơ với lu
lợng phù sa thực, kết quả càng thiên bé thì các dạng đáy lớn từ
tổ hợp bậc thang đã đợc sử dụng nhiều để tính toán. Đối với
sông Niger vào mùa lũ năm 1978 lu lợng phù sa đáy, tính
theo các đụn cát là 5,5.10
5
m
3
/s, theo các cồn cát 1,17.10
5
m
3
/s.
Trên sông Lêna, tại trạm Mokhsogollokh vào lúc lũ rút năm
1986, lu lợng phù sa theo gợn sóng là 39,5.10
5
m
3
/s, heo các
đụn cát là 9,54.10
5
m
3

/s theo một mét chiều rộng lòng dẫn.
Phân tích hiện tợng này chứng tỏ rằng động lực của tổ hợp
cấu trúc bậc thang các dạng đáy lòng dẫn phần nhiều phụ thuộc
vào sự chuyển hoá các phần tử phù sa trong đáy giữa các gợn
sóng, sự dịch chuyển các gợn sóng trong đáy giữa các đụn cát và
v.v Vận tốc dịch chuyển thân các dạng đáy có thể dao động
trong một phạm vi lớn, có thể bằng không và thậm chí âm (dịch
chuyển lên phía thợng lu) phụ thuộc vào hệ thức của lu
lợng phù sa đáy ở dạng này hay dạng kia trên các mái trên và
dới của sóng cát. Có thể có một hệ số tuỳ ý của vận tốc dịch
chuyển các dạng đáy các hạng khác nhau trong đó sự dịch
chuyển phần sống của các sóng cát lớn nhanh hơn so với các
sóng cát nhỏ nằm trên nó do sự tích tụ phù sa ở mái dới các
sóng cát lớn, do sự vận chuyển theo mái dới của các sóng cát
nhỏ. Khi đó chiều dài các sóng cát lớn hơn đợc tăng lên với các
đặc trng thuỷ lực của dòng chảy không đổi. Cũng có thể có tình
huống ngợc lại, trong đó do sự vận chuyển phù sa tăng cờng
trên mái dới của sóng cát chiều dài của nó giảm đi. Quan sát
thấy cả sự phân hoá vận tốc dịch chuyển các dạng đáy có độ
cong khác nhau từ các điều kiện dịch chuyển khác nhau theo bề
mặt của chúng của các sóng cát và các phần tử phù sa nhỏ hơn.
Thế nên trên thợng nguồn sông Obi các gợn sóng với độ cong
mái dới 0,150,25 dịch chuyển xuôi dòng nhanh hơn khoảng 2
2,5 lần, so với gợn sóng với độ cong mái dới 0,05 0,15 với
cùng các điều kiện thuỷ lực.
Khi xác định lu lợng phù sa theo các tham số hình dạng
đáy trong thời kỳ phát triển chủ động của chúng cần phải tính
đến vị trí của các hình dạng đó trong chuỗi bậc thang. Nếu có
đợc thông tin về vận tốc dịch chuyển và độ cao của gợn sóng,
các đụn cát không có gợn sóng hay các sóng cát đơn giản lớn hơn

thì cần tính bổ sung mỗi lu lợng phù sa đáy, chuyển hoá các
sóng cát đó qua mái dới:
(
)
1
1111
1
Tprs
qchpq
+

=

(3.8)
Khi sử dụng các sóng cát lớn, tích tụ bởi các sóng cát nhỏ,
nh N. I. Alecxâyevski lu ý, cần tính toán lu lợng phù sa
đáy nh là tổng lu lợng phù sa đợc mang trong dạng tất cả
các sóng cát của tổ hợp bậc thang. Ngoài ra cũng cần tính đến vị

87 88
trí của các sóng cát nhỏ hơn trên các sóng cát lớn hơn, và cũng
cần đánh giá lu lợng phù sa đáy qua việc chuyển hoá sóng cát
theo mái dới
() ()
()
()
[]
()
()
[]

()
[]
1111
222111
1
11
11
Tp
Tp
r
Tp
NrNN
Tp
NrNN
rNNNTpNrNNNsN
qchp
chpchp
chpqchpq
++
++++
+=+=




(3.9)
Lu lợng phù sa đi qua vậ chuyển theo mái dới của các
dạng đáy và không tham gia vào sự dịch chuyển của chúng q
Tp

hầu nh không cho phép trực tiếp đo đạc trong điều kiện hiện
trờng. Trong các phỏng thí nghiệm q
Tp
có thể đo đợc theo hiệu
các thể tích phù sa tích luỹ trong bể lắng và vận chuyển dới
dạng sóng cát. Theo số liệu của 96 thí nghiệm [132], nơi mà lu
lợng phù sa đo đợc theo sự lấp đầy bể lắng q
thực
và q
tính
theo
tính toán của công thức (3.7) thì 57% các trờng hợp q
thực
> q
tính
,
tức là có sự chuyển hoá phù sa. Khi đó q
thực
vợt q
tính
trong 50%
các trờng hợp với cát có đờng kính 0,93 mô hình hóa, khi các
phần tử phù sa không lơ lửng và di chuyển trong trạng thái di
đẩy. trong các thí nghiệm hệ số chuyển hoá phù sa K
Tp
= (q
thực

q
tính

)/ q
thực
đạt 0,85 [132]. Sự chuyển hoá các phần tử phù sa với
đáy gợn sóng diễn ra trong 29% các thí nghiệm, sự chuyển hoá
các phần tử phù sa và gợn sóng dới đáy các đụn cát trong
65% các thí nghiệm.
Theo số liệu quan trắc hiện trờng có khả năng đánh giá
gián tiếp q
Tp
. Nếu nh trong dòng sông phát triển chủ yếu các
sóng cát gồ ghề, bề mạt của nó đợc phủ bởi các gợn sóng nhng
các sóng cát riêng biệt đạt đợc độ cong tới hạn của sờn dới,
gần với góc của mái tự nhiên, thì các sóng cát này có thể xem
nh là các bể lắng địa phơng để chuyển hoá phù sa. Khi đó
HpHTp
FFFK /)(

= ở đây F
H
và F
P
diện tích đắp phù sa ở mái
dới sóng cát lõm và diện tích bóc phù sa ở mái trên của nó.
Hệ số chuyển hoá dòng phù sa đáy K
Tp
có thể xác định đợc
theo vận tốc thay đổi hình thái một và chỉ một sóng cát dịch
chuyển xuôi theo lòng sông. Nếu xuất phát từ giả thiết rằng
thời gian biến mất đầy đủ hình thái học ban đầu bởi sóng cát
t

Tp

(xem hình 3.7) tơng ứng với thời gian thay thế hoàn toàn
phù sa trong sóng cát thì K
Tp
= /t
Tp
với chu kỳ dịch chuyển
sóng cát suốt toàn bộ chiều dài. Thời gian biến hình hoàn toàn
sóng cát t
Tp
có thể đánh giá theo sự dịch chuyển hệ số tơng
quan các chuỗi các nguyên tố hình thái một vá chỉ một sóng cát
trong các thời điểm khác nhau qua gốc 0.
Trong xấp xỉ đầu tiên, mối quan hệ của hệ số chuyển hoá
vào độ cong trung bình của mái dới sóng cát

tg đợc mô tả
bởi công thức
, nó cho phép tính toán vận
tốc xáo trộn các dạng đáy các kiểu khác nhau theo lu lợng
phù sa đáy dới dạng phần tử q
)64,0exp(
2

tgK
TP
=
s
và các tham số địa mạo của ácc

dạng đáy nhỏ hơn. Nếu sử dụng để tính toán lu lợng các phù
sa đáy có cấp hạt khác nhau công thức dạng
aUq =
, và để
tính toán vận tốc chảy với độ sâu dòng sông không đổi
ns
H
/q
U
=
với q lu lợng nớc riêng , thì vận tốc dịch chuyển
gợn sóng và sóng cát không tích tụ trên nó các dạng đáy nhỏ
hơn, có thể tính theo công thức:
H
U
nac
n
r
=
1
; (3.10)
vận tốc dịch chuyển đụn cát với gợn sóng (hoặc cồn cát với đụn
cát) theo công thức:
()()
1
1
2
112
11
hH

U
naK
H
U
hpannc
n
Tp
n
r
+
++=
; (3.11)
vận tốc dịch chuyển cồn cát với đụn cát và gợn sóng theo công
thức:

89 90
()( )()
()()
()
()()
()
12
2
2
2
211
2
1
122
3

2211
2
3
11
11
121
hhH
U
naK
hH
U
Khpann
hH
U
Khpann
H
U
hhpannnc
n
Tp
n
Tp
n
Tp
n
r
++
+
+
++

+
+
++
+++=
(3.12)
Kiểm tra các công thức (3.10) (3.12) và đánh giá các tham
số a và n đợc thực hiện trên cơ sở hơn 40 đo đạc hình thái các
sóng cát , vận tốc dịch chuyển của chúng và các đặc trng thuỷ
lực dòng sông trên các sông Lêna (trạm Mokhogollokh), Niger
(trạm Adjaokut), Obi (-nguồn sông Anui). Với n = 4 và a =
3,7.10
4
nhận đợc sự trùng hợp thoả mãn của vận tốc dịch
chuyển tính toán và thực tế các dạng đáy các kiểu khác nhau.
Nếu không tính đến trong các tính toán cấu trúc bậc thang của
địa hình đáy lòng dẫn và chuyển hoá phù sa, sự không phù hợp
của các giá trị tính toán và thực đo tăng lên (hình 3.15).
Đặc điểm rõ nhất của động lực các tổ hợp phức tạp của đại
hình đáy là khả năng thay đổi vận tốc dịch chuyển các sóng cát
lớn chỉ do sự thay đổi ngẫu nhiên hình thái các sóng cát nhỏ với
đặc trng thuỷ lực của dòng sông không đổi. Vậy nên theo công
thức (3.11), sự tăng chiều cao và độ cong các gợn sóng dẫn tới sự
giảm nhanh giá trị thành viên thứ hai trong công thức và giảm
đáng kể vận tốc dịch chuyển đụn cát. Sự giảm độ cao và độ
cong các gợn sóng dẫn tới sự tăng vận tốc dịch chuyển đụn cát,
và với việc bào mòn toàn bộ gợn sóng vận tốc dịch chuyển đụn
cát cần tính toán theo công thức (3.10). Độ cao và chiều dài của
dạng đáy cụ thể với độ sâu và vận tốc dòng sông không đổi biến
động trong một phạm vi rất rộng cả về không gian lẫn thời
gian. thí dụ nh trên sông Terek ở tạm Parabotrs trong thời

gian lũ mùa hè năm 1982 trong vòng một ngày với vận tốc dòng
(xem hình 3.13). Tơng ứng vận tốc dịch chuyển cồn cát biến
động từ 70.10
và độ sâu không đổi độ cao đụn trên cồn cát thay đổi từ 0 1,2
5
m/s trong thời kỳ xuất hiện đụn cát đến 160.10
5

trong thời kỳ bào mòn chúng. Các thăng giáng tơng tự của vận
tốc các sóng cát phức tạp đã đa ra các đánh giá bất đơn trị của
lu lợng phù sa thậm chí với sử dụng công thức dạng (3.10)
(3.12), nếu nh các đo sâu lặp lại để tính toán sự biến đổi hình
thái sóng cát đợc thực hiện thờng xuyên.



Hình 3.15. Quan hệ của vận tốc dịch chuyển đo đạc và tính toán của gợn
3.3. Các sóng cát lớn
t lớn có kích thớc cỡ chiều rộng của dòng sông.
Mự
sóng (1), đụn cát (2) và cồn cát (3) với việc tính (a) và không tính (b) độ
phức tạp của tổ hợp sóng cát.
Các sóng cá
c cấu trúc này đợc tạo nên nh là các dạng sóng cát phức

91 92
tạp cấu tạo bởi aluvi lòng sông các sóng cát dải, cồn, cù lao
cũng nh các dạng sóng cát phủ bởi aluvi bãi bồi.
Các điều kiện hình
thành địa hình lòng

sông địa phơng và
khu vực gây ảnh hởng
đến hình thái học và
động lực học các sóng
cát lớn, đến tính phức
tạp của cấu tạo của
chúng, đến tỷ lệ của các
dạng đáy lớn và nhỏ.
Cách tiệm cận thực
nghiệm nghiên cứu các
sóng cát lớn dẫn tới sự
phân loại hình thái học
và hình thái động lực
học rất phức tạp [90],
chúng gây nên phiền
phức không kém khi
chuyển sang đối tợng
thiên nhiên khác. Cần
thiết phát triển lý
thuyết thành tạo các
sóng cát lớn, tìm kiếm
cơ sở lý luận của quan
hệ các tham số hình
thái chính của chúng
với các đặc trng thuỷ
lực của dòng sông.
Trong xấp xỉ đầu tiên bài
hệ phơng trình (2.11) trong miền cực trị địa phơng của vận
tốc tăng trởng biên độ xáo trộn cao trình đáy, đợc xác định
bởi chiều dài và chiều rộng của sóng cát xác suất lớn nhất. Giải

phơng trình (2.25) trong đới vận tốc dòng sông
0350 , ,
U
=
m/s, độ sâu
5050 ,
H
=
m, đờng kính đất đáy 0,1100 mm, hệ
số trong công thức I. L. Rozovski

/1 120 chỉ ra (hình 3.16)
rằng chiều d của sóng cát lớn tăng cùng sự tăng độ sâu
dòng sông và giảm với sự tăng vận tốc dòng sông và độ nhám
của nó. Chiều rộng các sóng cát lớn đợc xác định bằng hệ thức
cờng độ hoàn lu nagng và độ nhám dòng sông . Đồ thị nh
trên hình 3.16 có thể xấp xỉ bằng các công thức:
112
1
210
,
o
HFrC,L

=
với
50070 ,Fr,
ài cực đại

<

; (3.13)
(
)
Fr,expHC,L
o
1312
2
1
=
với
9050 ,Fr,

<
;
()
1
(3.14)
2
21
=
o
Cg/L/L


Hình 3.17. Hình thái học lòng sông với các tỷ số khác nhau của chiều rộng
dạng lòng sông L
2
và chiều rộng lòng dẫn b
1
L/b =

Sự phân bố các dạng trong lòng dẫn phụ thuộc vào tỷ số
Hình 3.16. Phụ thuộc chiều dài sóng cát lớn

50,=
; 2.
01
2
,L/b =
; 3.
51
2
,L/b =
; 4.
L/b
2
02
2
,
toán này đợc giải bằng khảo sát số

93 94
chiều rộng ng c ng của só át lớn thố trị L
2
và chiều rộng lòng dẫn
b:
việc tăng
phổ hai chiều liên
2
L/b

, nếu nh
50,K

thì trong lòng dẫn tạo nên các
dạng đáy phụ phân bố dọc theo bờ theo trật tự các ô cờ. Cùng
với

K
trong c của dạng đáy phụ tạo nên các
dòng nhánh phụ, còn với
01,K =

kết thúc việc tái tạo lòng dẫn
với các lới cù lao. Trong khoảng
5101 ,K, <<

lới cù lao kết
hợp với các dạng đáy phụ gắn với các bờ v.v (hình 3.17). Do các
sóng cát lớn đợc đặc trng bằng tục với các
dạng quy mô khác nhau nên việc tập trung hoá các dạng bị
phức tạp (hình 3.18)
K =
phần gố

Hình 3.18. Hình thái học các sóng cát lớn tính toán với việc tính đến phổ
biên độ liên tục của cao trình đáy


thụ động. động sóng cát lớn dịch chuyển

nh
n bắt đầu . Lisl [122]
mô
áng dòng sông trên chúng. Nếu nh sóng dài trên bề
mặt
hạ lu
Nig
1. cù lao và dạng đáy phụ; 2 đáy lạch (các đờng đồng mức qua đơn vị độ sâu
tơng đối) 3. bờ lòng dẫn
Các sóng cát lớn có thể tồn tại ở tạng thái chủ động hoặc
Với sự phát triển chủ
là một thể thống nhất và thể hiện sự phản chiếu trong đáy
xói lở của dòng sông tạo nên cấu trúc xoáy của nó. Trạng thái
phát triển chủ động của các sóng cát lớn đợc thực hiện chỉ
trong thời gian lũ lớn. Trong các thời kỳ đó hình thành kích
thớc đặc trng các thành tạo tích tụ này chiều dài và chiều
rộng. Chiều cao các sóng cát lớn tăng với sự tăng của lu lợng
nớc cũng nh là các sóng cát vừa và nhỏ.
Tuy nhiên sau khi nâng cao bởi vận tốc dòng sông các giá
trị ngỡng sự bào mòn cả các sóng cát lớ
tả một trận lũ lớn trên các con sông nhỏ của Caliphornia,
khi các bãi vắt bị bào mòn, các lũng sâu bị phủ bởi phù sa.
Chiều rộng lòng dẫn tăng lên, biên độ các sóng cát lớn giảm đột
ngột. Theo mức độ rút xuống của lũ dạng địa hình đầu tiên đợc
xác lập.
Chỉ tiêu trạng thái chủ động của sóng cát lớn là hình dạng
mặt tho
dòng sông nằm đối pha với sóng dài cao trình đáy sông và
điều này chỉ ra sự dịch chuyển chủ động của các sóng cát lớn do
sự bào mồn trong các lạch và tích tụ trên các bãi vắt. Tình

huống này đã nhận đợc ở lòng sông Niger mùa thu năm 1957
vào thời kỳ lũ với lu lợng nớc cực đại 37000 m
3
/s. trong thời
kỳ diễn ra trận lũ thấp hơn năm 1978, với lu lợng nớc cực
đại 20000 m
3
/s mặt thoáng của dòng sông là hầu nh bằng
phẳng, góc nghiêng đồng đều cả ở lạch và cả ở bãi. Sự dịch
chuyển chủ động của sóng cát lớn không quan trắc đợc.
Nh vậy, động lực học sóng cát lớn phần nhiều đợc xác
định bởi chế độ thuỷ văn của sông ngòi. Trong lòng dẫn
er các dạng đáy phụ đợc hình thành ở các chỗ giãn cục bộ
của lòng dẫn, thờng là ở phía các bờ. Trong những năm nhiều
nớc ở đây diễn ra sự bứt phá dòng khỏi bờ, tạo nên một vùng
nớc yên tĩnh hoặc thậm chí là vùng chảy ngợc. Diễn ra sự tích
tụ phù sa và tạo nên dạng đáy phụ . Trong thời kỳ nhiều nớc
trong chu kỳ nớc nhiều năm của sông ngòi các dạng đáy phụ

95 96
phát triển về kích thớc và bắt đầu dịch chuyển xuôi theo lòng
dẫn với vận tốc 100- 150 m/năm. Trên các đoạn uốn của lòng
dẫn chính hay tại chỗ lộ diện đất đá gốc các dạng đáy phụ này
thờng chia cắt dòng chính và tạo thành cù lao. Nếu nh dạng
đáy phụ ở rìa bờ xảy ra vào thời kỳ nớc ít trong chu kỳ nớc,
thì vào những năm nớc ít tiếp theo dạng đáy phụ bị bào mòn.
Trong vòng một năm thuỷ văn cũng diến ra sự chuyển hoá khá
rõ của dạng đáy phụ này với cù lao. Vậy nên cù lao tại trạm
Adjaokut (xem hình 2.3) vào mùa lũ đợc phủ một lớp nớc 3 4
mét. Hớng dòng trên đó xác định bởi sự tập trung các bờ bãi

bồi. đến 56% tổng lu lợng nớc đi về phía nhánh phải, thẳng
hơn. Mũi cù lao thiên về phía trên dòng chảy, thỉnh thoảng
chập vào bờ phải tại miền tiếp cận của nó. Đuôi cù lao kéo về
xuôi dòng (đến 200 m riêng năm 1978). Vào mùa kiệt cù lao nổi
lên và hình dạng của nó xác định hớng dòng trong dòng sông.
Tăng lu lợng nớc về nhánh cong hơn bên trái (52% tổng lu
lợng). Mũi cù lao bị xói. Trong năm ít nớc đuôi cũng bị xói và
khí đó cù lao bị giảm kích thớc. Với mùa kiệt nhiều nớc cù lao
dịch chuyển xuôi dòng (đến 250 m các năm 19781979).
Đối với sóng cát lớn đặc trng nhất là sự phát triển thụ
động, khi mà sóng cát lớn có cấu tạo phức tạp, bề mặt của nó mô
phỏ
hiện do sự phân hoá độ sâu và vận tốc dòng
sông
mặt
ên các cơ sở sau: 1) miền sóng
cát
tục. Tuy nhiên độ rộng của
kha
ng tổ hợp sóng cát cấu tạo bậc thang. Sóng của bề mặt
thoáng nằm cùng pha với sự thay đổi cao trình đáy. Diến ra sự
bào mòn thân các bãi vắt và tích tụ ở các lạch. Đồng thời với sự
dịch chuyển các dạng đáy nhỏ hơn trên thân các sóng cát lớn tạo
nên phù sa mà kết quả là nó trợt xuôi dòng thụ động do tích tụ
các phù sa đó ở mái dới. ảnh hởng của sóng cát nhỏ và vừa
đến hình thái học và động lực học của sóng cát lớn với sự dịch
chuyển thụ động của sóng cát lớn đã đợc N. S. Znamenski [26]
nghiên cứu chi tiết.
Đến lợt mình, ảnh hởng của sóng cát lớn đến sóng cát
nhỏ và gợn sóng thể

trong phạm vi sóng cát lớn. Cho nên trên thân sóng cát lớn
các sóng cát nhỏ ít hơn so với trên các mái thợng. Trên các mái
dới các sóng cát nhỏ thờng không tạo thành do tính bất ổn
định của đất đá ở mái cong. Trong các rãnh giữa các sóng cát
lớn dới mái cong thờng hình thành vùng lắng đọng, nơi tập
hợp các phù sa nhỏ, và trên các đất đá hạt nhỏ tạo nên các sống.
Các sóng cát lớn là các thành tạo lòng dẫn tơng đối ổn
định. Trong các điều kiện khí hậu cảnh quan thuận lợi trên bề
của chúng xuất hiện thảm thực vật, cấu tạo nên lớp mùn
mỏng, tạo nên bãi bồi. Các dạng sóng cát lớn của địa hình lòng
dẫn các dạng đáy phụ và cù lao trở nên các dạng vĩ mô bền
vững hơn các mảng bồi ở phía bờ lồi và đảo. Tuy nhiên không
chỉ có sóng cát lớn mà cả sóng cát vừa cũng có thể đợc ổn định
trong quá trình thành tạo bãi bồi.
Sự phân chia các sóng cát lớn thành các mực cấu trúc riêng
của địa hình lòng dẫn đợc chia tr
lớn đặc thù hình thái từ các miền mực cấu trúc khác của
dạng lòng dẫn trên phổ lý thuyết hai chiều và các phổ thực
nghiệm một chiều; 2) đối với sóng cát lớn dạng quan hệ kích
thớc với các đặc trng thuỷ lực chính khác với các quan hệ
tơng tự của sóng cát nhỏ và rất nhỏ; 3) đối với sóng cát lớn đặc
trng bởi sự kéo dài không lớn của trạng thái chủ động và thống
trị bởi trạng thái thụ động, dẫn tới việc xuất hiện trong động lực
học của nó các quy luật chi phối bởi hình thái học và động lực
học của các dạng lòng dẫn bé hơn.
Phơng pháp xáo trộn nhỏ đối với miền phát triển sóng cát
lớn dẫn đến phổ hai chiều liên
ỏng chiều dài xáo trộn không ổn định tạo ra khả năng (cúng
giống các trờng hợp sóng cát vừa và nhỏ) tạo dạng đáy ngắn
hơn trở thành dài hơn và thành tạo các sóng cát lớn ở các mực

97 98
thang khác nhau.
3.4. Các sóng cát lớn nhất
Quan sát trong các máng thực nghiệm đã cho phép A. I.
các cụm xoáy song song dọc khắp lòng
dẫn
thành
tạo
hẳng và trải dài khá lớn dài dọc theo
lòng
ành
thu
ớng tới sự
phâ
sông ngòi nơi mà bãi bồi thờng bị ngập (tỷ số
Hb
hình thành các
Losievski [79] phân chia
và phân dòng ra hàng loạt cấp tơng ứng các nhân nguyên
tử Trong thời gian gần đây, các cấu trúc đó đợc chú ý đặc biệt.
Iatomo và Isigaki [115] đã quan sát sự hình thành các nhân
tuần hoàn đó nhờ kính hiển thị và máy quay phim trong máng
với các mái sờn nghiêng thay đổi. Kích thớc nhân phụ thuộc
vào cách đặt mái nghiêng. Trên mặt dòng chảy các dòng hội tụ
hình thành các vùng vận tốc dọc cao hơn, các dòng phân kỳ có
vận tốc thấp hơn. ứng suất tiếp tuyến tại đáy và mái lòng dẫn
là cực đại ở miền nhập lu và cực tiểu tại miền phân lu.
Nheza và Nicagava [124] trong máng thẳng nhờ máy đo
đôplelaser và máy hồi âm đã ghi nhận đợc tính tuần tự

các xoáy và các trắc diện dọc của địa hình lòng sông gắn với
nó. Hai xoáy đầu tiên đợc tạo thành ở góc giữa đáy và thành
thẳng đứng của máng. Trong miền dòng chảy dâng tạo thành
các thân cát dọc, còn miền dòng chảy hạ thấp tạo nên xoáy
trũng. Mỗi xoáy cận thành tiếp tục tạo xoáy tiếp theo và hoạt
động cho tới đáy cũng tạo nên các xoáytrũng và thân cát nh
thế. Quá trình đợc tiếp diẽn từ hai phía của máng cho đến khi
đáy cúng đợc phủ hoàn toàn bởi cấu trúc trên. Dòng vận tốc
dọc sát đáy, độ lớn và lu lợng phù sa đáy trong xoáy trũng
ngày càng lớn hơn so với ở thân cát, còn cờng độ rối thì nhỏ
hơn. Tsuimoto [135] chứng minh rằng, sự thành tạo các cấu trúc
dọc có thể ở vào bất kỳ vị trí nào của dòng sông, không chỉ ở các
vùng cận thành. Vậy, sự thay đổi ứng suất tiếp tuyến đáy khi
xuất hiện ở đáy dòng sông vùng phù sa có độ thô khác nhau dẫn
tới sự xuất hiện xoáy dọc.
Trong các lòng dẫn sông ngòi quan sát thấy các dạng địa
hình đặc trng bởi tính t
dẫn so với chiều rộng của chúng. Đó là các rãnh lạch thẳng
dọc bờ gốc cao, thẳng trong lới các bãi bồi và đảo phân bố dọc
bờ của lòng dẫn đối diện (phân nhánh cùng phía theo R. S.
Tralov [101]). Thí dụ nh lòng dẫn sông Malaia Severnaia
Dvina sau nhánh Veliki Ustrug. Đó là một mạng dọc liên kết
lẫn nhau các bãi bồi nằm giữa lòng dẫn với các lạch tơng đối
sâu ven hai bờ (Verkhnhaia Obi trong vùng Phominski, sông
Lêna trong vùng Đjiganska). Các mạng bãi bồi và đảo nh vậy
có thể có hai (sông Balssaia Severnaia Dvina trong vùng bãi vắt
Zelenheski) hoặc hơn (châu thổ sông Enhixây). R. S. Tralov [10]
đề xuất gọi sự phân nhánh nh thế là các nhánh song song.
Bề ngoài tơng tự là các lòng dẫn nhiều nhánh bãi bồi phát
triển thờng phát triển hai nhánh chính song song ở th

ng lũng, phân nhánh bởi mảng bãi bồi. Thỉnh thoảng trên
đoạn nhánh song song có những đoạn nằm cách xa bờ lại có
nớc ít hơn là những đoạn nằm gần bờ.
Các hình dạng lòng dẫn nh thế, nét dặc thù riêng của nó
là hình dạng kéo dãn khá dài
)40( bL > và xu thế h
n bố các thành tố sâu hơn (lạch) ở các phần cận bờ của
thung lũng, đợc coi mực cấu trúc lớn nhất của sóng cát lớn
nhất.
Các sóng cát lớn nhất đợc tạo ra trong việc mở rộng thung
lũng
)700 500> . Các điều kiện tơng tự thờng nhận thấy ở hạ
lu thung lũng sông ngòi nơi mà trong thời gian tan băng hà
vịnh trong các khe nứt địa chấn hiện đại, trong
vùng tồn tại các ghềnh thác trên sông ngòi.
/

99 100
Hình thái học và tiến hoá các sóng cát lớn nhất xem trên ví
dụ của đoạn cửa sông Enhixây (Hình 3.19).




Hình 3.19. Các sóng cát lớn nhất ở hạ lu sông Enhixây.
1 Deri i Enhixây
ở đây trong phạm vi thung lũng mở Mukxunhisk Krestov
của
n nhất phát triển tốt thể
hiệ

3.5. Phân loại cấu trúc địa hình lòng dẫn sông ngòi
tính thuỷ lực
phẳ
abinski Enhixây; 2 Enhixây nhỏ; 3 Enhixây lớn; 4 Kamen

sông vào thời Holoxen muộn hình thành nên sự phân
nhánh của lòng dẫn bao gồm bốn nhánh: Deriabinski Enhixây
(trái); Enhixây nhỏ; Enhixây lớn (trung tâm) và Kameni
Enhixây (phải). Các nhánh phân chia bởi các khối bãi bồi kéo
dãn với các ngòi len lỏi. Phân tích lịch sử sự phân nhánh này
[93] chứng tỏ rằng trong giai đoạn đầu tiên ở đây hình thành
một loạt các sóng cát lớn phân bố theo ô bàn cờ. Tiếp theo diễn
ra sự chết các lạch nớc nhỏ và liên kết các sóng cát lớn dọc
theo dòng sông thành các sóng cát lớn nhất phân chia mảng
liên kết theo chu vi bằng các nhánh sông. Quá trình hình thành
sự phân nhánh sông song song theo mảng tơng tự trên sông
Verkhaia Obi trong vùng Phominski đã đợc K. M. Bercovitrs,
S. N. Ruleva, R. S. Tralov [10] mô tả.
Trong các lòng dẫn với sóng cát lớ
n xu hớng kết nối các đoạn lòng dẫn kéo dài. Sự ảnh hởng
qua lại của các lòng dẫn nh vậy giảm xuống, mỗi lòng dẫn
trong số chúng đợc phát triển độc lập. Thế nên trong một
nhánh có thể hình thành vũng (sông Akhtub), còn nhánh khác
phân nhánh (sông Vonga). Các đặc điểm tơng tự của các sóng
cát lớn nhất cho phép đặt chúng vào một mực cấu trúc địa hình
lòng sông riêng.
Kết quả giải phơng trình phân tích tuyến
ng bằng phơng pháp xáo trộn nhỏ cho một trờng liên tục
các cao trình đáy lòng dẫn không ổn định trong một phạm vi
rộng của số sóng dọc và ngang. Chúng rơi vào bốn miền nhận rõ

trên phổ hai chiều liên tục của biên độ sóng không ổn định theo
sự hiện diện của các cực trị vận tốc địa phơng tăng biên độ
sóng. Lĩnh vực sóng bất ổn định đợc tách ra này trong lòng
dẫn sông ngòi tơng ứng với các dạng địa hình lòng sông kiểu
sóng cát bền vững về động lực có trong thực tế, chúng liên kết
trong các mực cấu trúc sóng cát nhỏ nhất, nhỏ, vừa, lớn và lớn
nhất (Hình 3.20). Nh vậy, không ổn định nhất vào đầu thời kỳ
phát triển của mình các hệ cao trình đáy do kết quả hoạt động
tơng hỗ giữa lòng sông và dòng sông trở thành các dạng lòng
sông bền vững về động lực học. Nhờ khoảng biến đổi rộng của
bớc sóng của hệ cao trình đáy không bền vững ngay cả kích

101 102
thớc của các dạng lòng dẫn bền vững về động lực học cũng
thay đổi trong một phạm vi lớn.


Hình 3.20. Miền thành tạo các dạng sóng cát của địa hình lòng dẫn.
t nhỏ nhất) tạo thành do kết quả của
dòn
ự hình thành các sóng cát vừa và nhỏ là hệ quả của sự
hiệ
sóng cát nhỏ hơn trên
I sóng cát nhỏ nhất (1gợn sóng); II sóng cát nhỏ và III sóng cát trung bình
(2 đụn cát; 3 cồn cát; 4 rãnh cát; 5 sóng cát) IV sóng cát lớn ( 6dạng đáy
phụ) 7 ranh giới giữa các miền.
Các gợn sóng (sóng cá
g chảy không đồng nhất với đáy nhám trong mặt thẳng
đứng và sự xuất hiện sóng trên mặt thoáng. Kích thớc gợn
sóng, theo công thức (3.1) đợc xác định bởi độ sâu và nhiệt

động học của dòng sông cũng nh dạng của phân bố nhiễu động
vận tốc trên thuỷ trực (chủ yếu là các thành phần ngang và
dọc).
S
n diện trong dòng sông độ nhám của đáy. Kích thớc của
chúng đợc xác định bởi độ sâu và nhiệt động học của dòng
sông, cũng nh hệ số nhám của lòng dẫn sông ngòi. Các sóng
cát vừa và nhỏ phân bố trong một miền rộng giữa các gợn sóng
với
FrkH /4,1= và các sóng cát lớn, kích thớc tối thiểu của nó
đợc mô tả bằng đờng
)8,1exp(/6,1
2
0
FrCgkH =
. Trong khoảng
này diễn ra sự tích tụ các các sóng cát lớn
và tạo nên nghiên cứu các sóng cát phức tạp khác nhau, chúng
tập hợp thành các nhân đụn cát, cồn cát, rãnh cát v.v


Hình 3.21. Toán đồ tỷ số độ dài các dạng lòng dẫn các hạng kề nhau
/ LL
a đối với sóng cát vừa và nhỏ; b đối với sóng cát lớn
vừa và nhỏ các
dạn
1+i

Xử lý số liệu đo đạc kích thớc các sóng cát
g khác nhau của hơn 50 đoạn sông khác nhau (hình 3.21)

chứng tỏ rằng tỷ số kích thớc trung bình của các sóng cát các

103 104
hạng kề nhau
7,3/
1
=
+i
LL . Bớc đụn cát lớn hơn bớc gợn sóng
trung bình kh Các sóng cát nhỏ ba chiều và đồng
mức
0,1/
2
oảng 6 lần.
=
LL
. Các sóng cát vừa kéo dài theo dòng sông, mức
độ kéo dài của chúng tăng cùng sự tăng của chiều dài sóng cát.
Ranh giới giữa các sóng cát nhỏ và vừa nằm trong miền bớc
sóng
)0,2exp()/2(2,1
3.02
0
FrCgkH =
.
Các sóng cát lớn đợc tạo thành trong lòng sông với lòng
dẫn
ra sự thành tạo lòng dẫn các dạng phức tạp.
ớn thành tạo lòng dẫn hai chiều, độ kéo dãn
của

àn l
nhất phân bố trong miền
a tổ hợp các dạng lòng dẫn (số lợng
dạn
nhám khi hiện diện hoàn lu ngang. Kích thớc của chúng
cũng thay đổi trong phạm vi rộng ở các ranh giới
)8,1exp(/6,1
2
0
FrCgkH =
và
1,12
0
/0,3 FrCgkH =
. Tơng ứng diễn
Tỷ số kích thớc
trung bình của các sóng cát lớn các hạng kề nhau khoảng 3,2
(xem hình 3.21b).
Các sóng cát l
chúng
21
/ LL
tăng với sự tăng độ nhám lòng dẫn và giảm
cờng độ ho u ngang.
Các sóng cát lớn
1,12
0
/0,3 FrCg<
, chúng đặc trng bởi độ kéo dãn lớn
Tính phức tạp chung củ

kH
40 20/
21
>LL
.
g lòng dẫn) đợc xác định bởi các đặc trng thuỷ lực dòng
sông và chiếm:
(
)
[
]
22
/2lg8,10,1 FrCgN
o
=
.
Trong vùng biến đổi 0,3 0,1
=
U m; 0,50 0,1
=
H m và
n 9.
Trong trúc địa hình sóng cát đã đề
xuấ

70 40
, N biễn đổi từ 5 đế
khuôn khổ phân loại cấu
0
=C

t chia ra các mực cấu trúc thuỷ lực xác định sau đây: 1)gợn;
2)các sóng cát nhỏ nhất (gợn sóng); các sóng cát vừa và nhỏ (đụn
cát, cồn cát, luống cát); 4) các sóng cát lớn (sóng cát cù lao
dải sóng cát ); 5) các sóng cát lớn nhất (phân nhánh song
song, đoan hớng và bãi bồi). Đồng thời phân loại tập trung và
chính xác cảu N. E. Kondrachev gồm các mực cấu trúc siêu nhỏ,
vi mô, trung mô, vĩ mô và siêu lớn. R. S. Tralov [97] đề xuất một
hệ thống địa hình lòng dẫn bậc thang gồm các mắt xích sau:
thung lũng sông ngòi bãi bồi hình dạng lòng dẫn dạng
sóng cát của địa hình lòng dẫn. Các sóng cát đáy lại đợc phân
ra các dạng nhỏ, vừa và lớn. Cũng làm sáng tỏ các dạng lòng
dẫn phức tạp và thứ sinh. Phân loại của Hiệp hội các kỹ s dân
sự Hoa Kỳ gồm các dạng hình thái lòng dẫn (river channel
pattern) sóng cát lớn đợc xác định lúc lòng kiệt (bars) các
dạng đáy bé (bed forms). Ba phân loại tập trung này với sự đa
dạng về thuật ngữ của chúng đều dựa trên một và chỉ một khái
niệm. Tất cả đều đợc xây dựng theo nguyên tắc tính tơng đối
của kích thớc và dấu hiệu. Chúng đều coi cơ sở là một nguyên
tố duy nhất: dạng lớn nhất dạng lòng dẫn river channel
pattern. Dạng lớn tơng đối dạng lòng dẫn theo mức độ giảm
kích thớc và/hay mất các dấu hiệu về chất (hiện diện của bãi
bồi) chia ra các dạng vừa (sóng cát lớn và vừa, doi cát) và tiếp
theo các dạng nhỏ và siêu nhỏ (sóng cát nhỏ và các dạng đáy).
Sự tăng kích thớc ứng với dạng lớn cho phép nghĩ đến dạng
siêu lớn các dạng lòng dẫn phức tạp. Cho nên để làm sáng tỏ
khả năng so sánh các phân loại địa hình lòng dẫn tập trung hay
thuỷ lực cần xét tới tỷ số dạng lòng dẫn (dạng lớn) với các dạng
sóng cát thuỷ lực chi phối.

105 106