Cấu trúc địa hình lòng sông ( Biên dịch Nguyễn Thanh Sơn ) - Chương 5 pptx

Chơng 5
các nguyên lý điều tiết tối u cấu
trúc địa hìnhlòng sông nhằm khai
thác tự nhiên hợp lý

Điều tiết các lòng sông là một trong số ít ví dụ quản lý các
hệ thống động lực phức tạp của tự nhiên phi sinh vật.
Điều tiết tối u sự vận hành của hệ thống dòng lòng sông
một chế độ làm việc ổn định của đối tợng kinh tế
phân bố trong lòng sông và trên bãi sông trong phạm vi ảnh
hởng của dòng khi chúng ta sử dụng tối đa xu thế tự nhiên của
quá trình lòng sông, ít gây tổn hại nhất đối với tự nhiên và các
đối tợng kinh tế khác, và trong khi tuân thủ các điều kiện đó,
phải giảm thiểu tối đa đầu t và chi phí khai thác. Những trở
ngại chính mang tính nguyên tắc trong bớc đờng tối u hóa
nh vậy là tính biến động cao của hệ thống dòng lòng sông,
tính nhiều nhân tố từ bên ngoài ảnh hởng tới sự vận hành của
Mục đích của điều tiết quá trình lòng sông thờng là làm
ổn định cấu trúc sẵn có của hệ thống: trờng vận tốc và hình
t
d

hình bền chắ g trình thủy
công;
) tăng cờng quá trình lòng sông bằng cách làm thay đổi
hoặc
ất ít biến đổi.
Đợ
ng các thế kỉ

181
ên một trong các bậc hình thái động lực nhiều cấp bậc
bằn g
trìn
là tạo ra
hệ thống và tổ chức nội tại phức tạp của hệ thống.
hái lòng sông hay chế độ thủy văn của sông và chế độ biến
ạng lòng sông. Các biện pháp điều tiết cơ bản là:
1) làm suy yếu quá trình lòng sông bằng cách tạo ra địa
c cần thiết của lòng sông nhờ các côn
2
là địa hình lòng sông, hoặc là trờng vận tốc để đạt đợc
sự ổn định cần thiết của lòng sông nhờ chính dòng nớc;
3) tạo ra lòng sông nhân tạo với những tham số cho trớc.
Thông thờng trong thực tiễn điều tiết lòng sông, tùy
trờng hợp cụ thể ngời ta áp dụng kết hợp các biện pháp đó.
5.1. Làm yếu quá trình lòng sông
Làm yếu quá trình lòng sông đợc thực hiện hoặc bằng
cách gia cố lòng sông bằng những công trình thủy công lớn, hoặc
bằng cách tạo ra các sờn tựa. Nói chung đó là một biện pháp
hữu hiệu điều tiết lòng sông. Sự gia cố các lòng sông có tơng tự
trong tự nhiên các lòng sông xuyên qua đá gốc r
c biết có rất nhiều cách xây dựng các công trình gia cố bờ,
chúng ngày càng hoàn thiện do xuất hiện những vật liệu và
công nghệ mới. Việc gia cố toàn bộ lòng sông của một con sông
(cả bờ và đáy) tơng đối hiếm khi đợc áp dụng tro
9 (một số sông loại vừa của Tây Âu [14]), hiện nay nhiều
đoạn dài của các lòng sông tự nhiên nói chung cha đợc gia cố.
Thờng ngời ta chỉ thực hiện làm yếu cục bộ quá trình lòng
sông tr

của địa hình lòng sông. Thí dụ, làm ổn định hình dạng lòng
sông xây dựng các bờ tờng đợc thực hiện ở phần lớn các
thành phố ven sông. Một số yếu tố ổn định hình dạng lòng sông
g các kết cấu chắc thờng gặp ở hầu hết tất cả các côn
h thủy công.

135 136
Trong khi làm yếu quá trình lòng sông bằng phơng pháp
ổn định chỉ một phần lòng sông phải lu ý rằng các dạng lòng
sông thuộc các cấp bậc khác nhau không phản ứng nh nhau
hệ thống dòng lòng sông.
Thí
có thể làm tăng cờng sự di chuyển của các hạt trầm
thì các công trình sẽ ở trong chế độ bất ổn định và
sẽ l
lợng thông tầu bị cố định
ngh
đối với cùng những thay đổi trong
dụ, việc ổn định hình dạng lòng sông có thể dẫn đến làm
tăng những biến đổi lòng sông ở cấp các thành tạo nội tại lòng
sông. Thí dụ, việc gia cố bờ của lòng sông ít uốn khúc của sông
Visla (Ba Lan) bằng các công trình dọc bờ ở cuối thế kỉ 19 đã
gây nên sự rửa trôi các bãi bồi ven bờ, tái thiết chúng thành các
bài giữa và làm tăng tốc độ dịch chuyển chúng về phía hạ lu.
ổn định các thành tạo cấp trung bình đó là làm giảm chiều
rộng tích cực của lòng sông, mài mòn bờ lõm, tức làm tăng
cờng những biến đổi dạng lòng sông. Một thí dụ: việc gia cố các
bãi bồi ven bờ sông Brazos (Mỹ) bằng lau sậy ở đầu thế kỉ 20,
kết quả là khả năng chảy qua của sông giảm rất mạnh [114].
Đồng thời độ sâu lòng sông và vận tốc dòng tăng lên, điều này

dẫn tới tăng kích thớc và tốc độ dịch chuyển các thành tạo đáy.
ổn định các thành tạo đáy tạo ra độ nhám nhân tạo của lòng
sông thờng đợc áp dụng trong các kênh dẫn và các dòng xiết
để làm giảm vận tốc chảy. Nó hiếm khi đợc áp dụng để điều
tiết các dòng sông tự nhiên. Những nghiên cứu lý thuyết của B.
A. Shuliak [99] cho thấy rằng bằng việc tạo ra vi địa hình gia cố
trong dòng
tích do vận tốc sát đáy ở bên trên các đỉnh gợn sóng đáy tăng
lên 1030 %.
Trên thực tế, bằng việc xây dựng các hệ thống đập với âu
thuyền, nhờ đó dòng sông tự do trở thành một loạt các đoạn
sông bị chặn chảy chậm, đều làm yếu quá trình lòng sông một
cách hoàn toàn và ở tất cả các cấp bậc địa hình lòng sông. Các
dòng sông đợc thiết kế âu thuyền có lu lợng vận tải tầu thủy
rất lớn, bồn nớc thờng có chức năng tổng hợp. Ngời ta dùng
biện pháp này để điều tiết cả các sông không lớn (ví dụ, sông
Bắc Đonét), lẫn các sông lớn (sông Missisipi phía trên Ohaio,
sông Vonga). Nhờ việc tạo ra những đoạn chặn mà các quá trình
lòng sông thực tế không biểu hiện, sự tích tụ trầm tích và sự tái
tạo bờ dạng sóng trở nên áp đảo [13].
Phơng pháp làm yếu quá trình lòng sông rất tiện ích do nó
đơn giản và hữu hiệu, vì vậy nó đợc áp dụng khá rộng rãi. Tuy
nhiên, không thể nói nó là phơng pháp tối u. Hiện thực hóa
phơng pháp này sẽ dẫn tới sự biến đổi bản chất của đối tợng
tự nhiên dòng sông. Trong khi gia cố lòng sông, ngời ta cố ý
triệt tiêu tính chất chủ yếu của hệ thống dòng lòng aông sự
tơng tác của các hợp phần cơ bản của nó. Bây giờ chỉ còn là tác
động một chiều của lòng sông không bị mài mòn lên dòng nớc.
Trong điều kiện đó, nếu hình dạng và các kích thớc của lòng
sông vững chắc không tơng thích với các đặc trng thủy lực

học của dòng
uôn có nguy cơ bị dòng phá hủy. Điều này không phải là
hiếm trong thực tế điều tiết, đặc biệt với một lòng sông đợc ổn
định không hoàn toàn.
Khi làm âu thuyền, dòng sông không còn là nó nữa, mà trở
thành một chuỗi bồn nớc dạng hồ ít lu thông, chất lợng nớc
thờng kém đi, điều kiện sống của động vật, cá bị phá hoại.
Trong phạm vi hồ chứa nớc xảy ra quá trình lắng bùn, phá
hủy bờ bởi sóng, gia tăng các quá trình trợt sụt đất, xuất hiện
một loạt hậu quả bất lợi do dao động mùa và ngày của mực
nớc. Xuất hiện các vấn đề ở mạng thủy văn dới đoạn chặn và
các vùng mực nớc biến đổi [96]. Lu
iêm ngặt, và trong trờng hợp cần thiết tăng lu lợng thì
hệ thống các âu thuyền phải thiết kế lại. Việc làm yếu quá trình
lòng sông đòi hỏi đầu t lớn và chi phí khai thác đáng kể.

137 138
5.2. Tăng cờng quá trình lòng sông
Phơng pháp điều tiết hệ thống dòng lòng sông bằng cách
tăng cờng quá trình lòng sông đợc áp dụng từ lâu. Đó là thiết
lập các đập ngăn nớc và các đập tràn trên các sông Tây Âu ở
thế kỉ 1820, chặn các nhánh sông không chạy tầu, xây dựng
các đập chuyển hớng dòng nớc v.v [14, 136]. Phơng pháp
này đã đợc các kĩ s cầu đờng triển khai triệt để nhất ở Nga
trong thế kỉ 19 để đảm bảo điều kiện thông tầu trên các sông
lớn của nớc Nga, nơi không thể áp dụng kinh nghiệm Tây Âu.
Đầu thế kỉ 20, V. M. Lokhtin và N. S. Leliavski đã xây dựng các
ph
các cấu
trúc động lực học của dòng nớc trong một tập hợp cụ thể

Về mặt kĩ thuật thì tăng
ững khúc uốn của
lòng
gì đáng kể chính là
để á
ơng pháp nắn sông bằng cách sử dụng năng lợng của dòng
nớc, còn N. P. Puzrevski, V. E. Timonov và V. G. Kleiber đã
sử dụng cách nạo vét đáy nhằm cùng những mục đích đó [15].
Hai cách tiếp cận cơ bản này về sau đợc tổng hợp trong các
công trình của các kĩ s và chuyên gia Liên Xô về quá trình lòng
sông M. V. Potapov, N. I. Makkaveev, A. I. Losievski, N. A.
Pgianisn, V. V. Đegtiarev, R. S. Chalov.
Căn cứ lý thuyết của phơng pháp tăng cờng quá trình
lòng sông là tính chất của hệ thống dòng lòng sông hình thành
nên những tổ hợp hình thái ổn định trên cơ sở những biến đổi
nhỏ của các yếu tố bất ổn định của địa hình lòng sông và
những nhân tố hình thành lòng sông.
cờng quá trình lòng sông đó là nắn lại nh
sông; phá bỏ các bãi bồi và doi đất; xây dựng các luồng lạch
chính để phân phối lại dòng nớc cho các sông nhánh hay cho
các lòng sông rộng; dẫn dắt lòng sông tới bờ đá gốc cao; tiến
hành công tác nạo vét bùn đất để tăng (hoặc giảm) cục bộ vận
tốc và độ sâu dòng; thiết lập cát bùn và tạo ra độ gồ ghề nhân
tạo để làm tăng độ tích tụ; thiết kế các công trình lái dòng nớc
xiết, chặn bớt nớc, phân lớp dòng nớc và điều tiết trầm tích;
lấp bỏ các sông nhánh trong các lòng sông nhiều nhánh; triệt
tiêu định kì vật cản tại đáy dòng; lấy bớt trầm tích khỏi các
vùng tích tụ mạnh theo các tuyến thấm trầm tích và kênh dẫn
nớc Tất cả những biện pháp này thờng không đòi hỏi phải
biết trớc các tham số cụ thể của lòng sông hình thành chỉ cần

đánh giá đúng xu thế phát triển của các biến dạng lòng sông và
những kích thớc tới hạn của lòng sông. Tuy nhiên, điều này
không có nghĩa rằng đối với phơng pháp tăng cờng quá trình
lòng sông không cần một căn cứ lý thuyết
p dụng nó cần phải biết những chi tiết tơng tác dòng và
lòng sông để làm sao hớng quá trình lòng sông về phía cần
thiết. Thí dụ, N. I. Makkaveev [68] đa ra những luận điểm
chung sau đây cần phải tính đến khi vạch ra các tuyến trên các
sông có chạy tầu: nghiên cứu địa hình lòng sông, triền sông và
bờ đá gốc, chế độ tái hình thành lòng sông tại khúc sông đang
xét, sự phân bố các vùng tăng và giảm dòng chảy ứng với lợng
tiêu nớc chấp nhận theo chiều rộng và chiều dài lòng sông,
những đặc điểm xuất hiện các dòng chảy hoàn lu cục bộ trong
dòng, những nguồn nhập trầm tích vào lòng sông, những tuyến
đờng di chuyển của các tích tụ trầm tích, đặc điểm đất bờ và
đáy. Trong từng trờng hợp cụ thể phải tính đến những điều
kiện đặc thù của quá trình lòng sông. N. I. Makkaveev và các
cộng sự của ông [66] đã xem xét một số lợng lớn các tổ hợp điển
hình của quá trình lòng sông và những nhân tố quyết định quá
trình lòng sông và đa ra những tổ hợp khuyến cáo về các công
trình chỉnh trị.
Những nguyên tắc chung phải quán triệt trong khi áp dụng
phơng pháp tăng cờng quá trình lòng sông là: tạo ra các điều
kiện để di chuyển vùng biến dạng theo hớng không mong
muốn đến một nơi khác của lòng sông và kích thích những biến
dạng ngợc dấu. Thí dụ, khi xói lở mạnh bờ cong lõm vào có thể

139 140
đổ rải dọc bờ các khối tứ diện để tăng độ gồ ghề và kích thích sự
tích tụ trầm tích; bằng các hệ thống công trình nắn tia nớc tạo

ra hoàn lu ngang với dấu đối ngợc và đồng thời kích thích sự
tích tụ trầm tích; nắn thẳng đoạn bờ cong và di chuyển các quá
trình xói lở đến chỗ khoét nắn thẳng; thực hiện rửa thủy lực
nhân tạo ở chỗ bờ lõm vào; thực hiện cắt xén bờ nhô ra; tạo ra
vùng tích tụ ở bờ lõm vào bằng hệ thống bun v.v Sự đa dạng
các biện pháp điều tiết lòng sông cho phép ngời ta chọn lấy
phơng án hệ thống công trình hiệu quả và rẻ nhất trong từng
trờng hợp cụ thể. Trong khi tăng cờng quá trình lòng sông có
thể kích thích sự hình thành lại toàn bộ phức hệ các thành tạo
lòng sông nhiều cấp bậc sao cho hình dáng của lòng sông ở các
cấp khác nhau biến đổi hài hòa. Tuy nhiên, ở đây cũng phải lu
ý đến tốc độ biến dạng, đôi khi cả dấu, khác nhau của các thành
tạo ở các cấp bậc cấu trúc. Ngời ta thờng hay áp dụng nhất là
các biện pháp nắn lòng sông có kết hợp làm yếu quá trình lòng
sông ở một số cấp bậc hình thái động lực địa hình lòng sông với
tăng cờng nó ở các cấp bậc khác. Thí dụ, N. C. Leliavski đã đề
xuất
gây thiệt hại lớn. Vì vậy, việc tăng cờng
quá
những điều
kiện
phơng pháp nắn lòng sông bằng cách gia cố các bờ bị rửa
xói tại những nơi uốn cong. Trong đó quá trình lòng sông đợc
cờng hóa ở cấp bậc các thành tạo đáy, tăng lu lợng trầm tích
tại các khúc nắn thẳng và tăng độ sâu lòng sông. áp dụng biện
pháp này làm giảm đáng kể khối lợng nạo vét khai thác để duy
trì độ sâu thông tầu và giữ cho các công trình xây dựng dọc bờ
khỏi bị rửa xói [15].
Cũng cần phải tính đến sự tăng cờng biến dạng lòng sông
với dấu ngợc lại nhất thiết sẽ kéo theo ở trên các đoạn sông

liên hợp khác, dự tính ảnh hởng của những biến dạng ấy tới
những công trình kinh tế. Trong một số trờng hợp, khi sự
cờng hóa quá trình lòng sông sẽ dẫn tới những biến dạng d,
chúng ta phải dùng tới phơng pháp ổn định bồi hoàn tiếp theo
đối với địa hình lòng sông. Thí dụ, trên các sông của Tây Âu, nơi
đã tiến hành nắn lòng sông một cách đại trà bằng cách làm hẹp
cả hai phía bằng các đập tràn, ngời ta đã phải gia cố đáy sông
bằng vệt đá rải [14]. Trong những trờng hợp ấy các phơng
pháp tăng cờng và làm yếu quá trình lòng sông thực tế là
chuyển từ phơng pháp này sang phơng pháp kia.
Trong khi điều tiết sự vận hành của hệ thống dòng lòng
sông bằng phơng pháp tăng cờng quá trình lòng sông, có thể
sử dụng tối đa cách quản lý tối
u hệ thống, tức là áp dụng
nhằm mục đích nắn năng lợng riêng có của hệ thống và khả
năng thay đổi tơng đối nhỏ các tính chất tự nhiên. Tuy nhiên,
do nhiều bộ phận của lý thuyết quá trình lòng sông cha đợc
nghiên cứu đầy đủ, sẽ dẫn tới chỗ là xây dựng các công trình
chỉnh trị, đặc biệt trên các sông lớn với chế độ lòng sông phức
tạp, luôn gắn liền với một sự mạo hiểm lớn thay vì tạo ra
những thay đổi lòng sông theo thiết kế, có thể xuất hiện những
thay đổi khôn lờng
trình lòng sông trên các sông vừa đợc tiến hành thận
trọng, gồm một số giai đoạn, có đợc hiệu quả cần thiết nhất
quán và chỉnh sửa các sai lầm nảy sinh. Còn trên các sông lớn
chủ yếu áp dụng giải pháp đơn giản và an toàn nhất nạo vét
khai thác và từng bớc, kèm theo một vài yếu tố chỉnh trị.
5.3. Tạo lập các lòng sông nhân tạo
Khi trong lòng sông tự nhiên các biến đổi lòng sông diễn ra
mạnh mẽ thì việc điều tiết chúng bằng những phơng tiện kĩ

thuật là không hợp lý vì đòi hỏi chi phí cơ bản, chi phí khai thác
cao và dẫn tới biến dạng hoàn toàn lòng sông. Trong
đó thì việc tạo ra một lòng sông nhân tạo (kênh) bên cạnh
lòng sông tự nhiên và đợc cấp nớc từ nó là tối u. Giải pháp

141 142
tơng tự đợc chấp nhận trong trờng hợp không có một dòng
nớc tự nhiên thích hợp để tới, vận tải, cấp nớc ở địa phơng.
Trong một con kênh nh vậy có thể tạo ra chế độ thủy văn và
lòng sông thuận lợi cho các nhu cầu kinh tế. Khi thiết kế các con
kênh với lòng mài mòn phải giải quyết hai vấn đề liên quan lẫn
nhau: lựa chọn các kích thớc kênh đủ để cho qua lợng nớc
cần thiết và (hoặc) các tầu với trọng tải định trớc, và đảm bảo
độ di dịch nhỏ của các con kênh. Cả hai vấn đề đã đợc giải
quyết và hiện nay đang giải quyết bằng chọn lựa độ rộng và độ
sâu kênh ổn định tơng ứng với lu lợng nớc định trớc và
đảm bảo trong kênh một vận tốc dòng không làm lắng bùn. Cơ
sở lý luận của điều này là nguyên lý về tính có hạn các tổ hợp
hình thái và phơng pháp liên hệ thủy lực hình thái trắc đạc
đã đợc xây dựng ở Liên Xô trên cơ sở nguyên lý này và lý
thuyết về chế độ trong sách báo Anh Mỹ. Tuy nhiên, do sự đa
dạng của các nhân tố tự nhiên quyết định các điều kiện ban đầu
trình mô tả quá trình lòng
sông
i và
bảo
phức tạp đã đợc
áp
và điều kiện biên của những phơng
, để dự tính các tham số ổn định của lòng sông nhân tạo

thờng thiếu thông tin và các tham số đó đợc tính không đúng.
Sự ảnh hởng của nhiều nhân tố quan trọng hình thành lòng
sông, thí dụ chế độ thủy văn, cha đợc nghiên cứu đầy đủ.
Một con đờng tối u hơn nhiều, đó là tạo ra trong các kênh
lớn một chế độ lòng sông thuận lợi để khai thác chúng, làm sao
đảm bảo đợc sự ổn định của hình dạng lòng sông, ổn định cục
bộ các yếu tố thành tạo cấp vừa (ở những nơi lấy nớc và có
công trình) và di chuyển tích cực mạnh nhất các thành tạo đáy,
các trầm tích di đáy và trầm tích lơ lửng. Khi có vận tải hàng
giang, cần phải duy trì lu lợng tầu. Phức tạp nhất là việc giải
quyết bài toán thứ nhất, vì ở đây việc làm yếu quá trình lòng
sông phải đợc hoạch định trớc. Nên tạo ra một lòng kênh uốn
khúc thoải có gia cố cục bộ các bờ lõm vào ở chỗ uốn khúc bằng
các công trình thủy công có yếu tố gia tăng độ gồ ghề. Đồng thời
lòng kênh uốn khúc sẽ đảm bảo một chế độ tái thiết các thành
tạo cấp vừa và làm tăng sự di chuyển các thành tạo đáy. Nếu
lợng trầm tích nhập vào kênh vẫn v
ợt trội khả năng vận
chuyển của dòng nớc thì hoặc là phải làm cho chế độ thủy văn
năng động hơn tạo thêm các kênh thông, hoặc là thúc đẩy các
quá trình tích tụ trầm tích trong các bể lắng.
Nh vậy, công cụ chính để điều tiết sự vận hành của hệ
thống dòng lòng sông là làm tăng các quá trình tơng tác giữa
dòng và lòng sông. ở đây xuất hiện khả năng sử dụng năng
lợng của dòng nớc trong lòng sông (trong trờng hợp đánh giá
đợc đúng xu thế tự nhiên của các quá trình tái thiết lòng sông)
để tạo ra một chế độ biến dạng lòng sông có lợi cho con ngờ
tồn đợc lòng sông nh là một đối tợng tự nhiên với các
điều kiện cảnh quan sinh thái đặc hữu của nó. Các phơng
pháp điều tiết lòng sông khác làm yếu quá trình lòng sông và

tạo ra các lòng sông nhân tạo, thì phải sử dụng nh là các
phơng pháp bổ sung trong trờng hợp bằng phơng pháp
chính không thể đạt đợc hiệu quả cần thiết.
5.4. Các vấn đề điều tiết lòng sông ở hạ lu sông Terek bằng
phơng pháp tăng cờng quá trình lòng sông
Việc làm tăng các quá trình lòng sông bằng cách tác động
tới hình dạng lòng sông, biến đổi cả hình dáng hoạch định của
lòng sông lẫn hình dáng của trắc diện dọc là hiệu quả nhất.
Trong trờng hợp này địa hình lòng sông ở các cấp bậc tổ chức
thấp hơn sẽ đợc biến đổi một cách hài hòa. Thí dụ, phơng
pháp tăng cờng quá trình lòng sông nh vậy ở các sông có độ
tái thiết lòng mạnh và cấu trúc địa hình lòng
dụng ở vùng hạ lu sông Terek. Về trung bình, Terek vận

143 144
chuyển 17,1 triệu tấn trầm tích ứng với lu lợng nớc năm
8,54 km
3
. Trong 500 năm gần đây, trong phạm vi đồng bằng
châu thổ sông Terek đã 7 lần thay đổi vị trí của hệ thống nhánh
chính. Chu trình phát triển của mỗi hệ thống bao gồm sự phá
dòng theo một hớng mới về phần thấp của đồng bằng châu thổ
(thờng là do đợc kích thích bằng công trình xẻ mơng ban
đầu), thời kỳ tạo đầm lau sậy, sự hình thành các bờm trầm tích
phụ nổi cao lên trên khu vực bằng trầm tích sông, trong phạm
vi bờm đó lòng sông đợc hình thành. Chu trình phát triển cuối
cùng của nhánh chính đã bắt đầu vào năm 1914 bằng đợt phá
dòng Kargalin, chính theo đó mà ngời ta gọi tên nhánh chính.
Lòng của sông phá Kargalin đã trải qua tất cả các thời kỳ phát
triển của nó: thời kỳ hình thành đầm lau sậy (năm 19141939),

i
77) [5].
hành nắn thẳng những chỗ cong dốc đứng của lòng sông.
Tron
thời kỳ lòng sông nhiều nhánh ổn định (năm 19401962), thờ
kỳ lòng sông một nhánh nâng cao (năm 196319
Sự tăng liên tục cao trình đáy lòng sông trong khi tích tụ
trầm tích đã dẫn tới giảm khả năng tiêu thoát nớc của lòng
sông. Thí dụ, năm 1967 khả năng tiêu nớc của lòng sông Terek
ở phía dới nút sông Kargalin (đỉnh điểm của nhánh chính)
bằng 1350 m
3
/s, ở trạm Kytan-Aul (cách nút sông 34,5 km về
phía dới) 1240 m
3
/s, ở trạm Alikazgan (cách 84,3 km) 400
m
3
/s. Lu lợng nớc cực đại trong thời gian lũ vợt trên 1600
m
3
/s, tại các đoạn dới của sông, trong phạm vi đồng bằng châu
thổ, từ lòng sông xuất ra hơn 3,5 km
3
nớc. Đã làm ngập các
điểm dân c, các cánh đồng canh tác tạm thời, khu vực nông
nghiệp, phá hủy đê đập của các hồ nuôi cá. Trong các năm
19541977 tổn thất do ngập lụt ớc tính bằng 49,1 triệu rúp
[62].
Biện pháp truyền thống đấu tranh với lũ ở hạ lu sông

Terek xây dựng các đê bao ngăn lũ. Hiện nay, đê bao ở bờ phải
sông kéo dài đến kilômét thứ 80 kể từ nút Kargalin, ở bờ trái
đến kilômét thứ 100 (bán đảo Agrakhan). Trên đoạn 040 km
các đê đảm bảo cho qua 2000 m
3
/s, trên đoạn 4083 km
10001800 m
3
/s. Tuy nhiên, việc làm đê bao không khắc phục
đợc nguyên nhân chính của các đợt lũ sự tích tụ trầm tích và
rửa xói bờ. Hơn nữa, sự hạn chế vùng phân chia nớc dẫn tới
làm tăng tốc độ tăng trởng của triền sông trong không gian
giữa các đê bao và làm giảm tiết diện ớt của lòng sông.
Từ giữa những năm sáu mơi, ở hạ lu sông Terek ngời ta
bắt đầu áp dụng các phơng pháp làm tăng các quá trình lòng
sông. Tại các bờ lõm bị rửa xói của các đoạn cong dốc đứng của
lòng sông mà sự di chuyển của chúng có thể dẫn tới phá hoại đê
và tràn nớc vào những nơi trũng của địa phơng, ngời ta
thiết kế mái bao từ những yếu tố có độ gồ ghề cỡ lớn các khối
bê tông tứ diện. Các khối này đợc bố trí rải rác thành những
dải dài bằng 23 chiều rộng của lòng sông và tại các đoạn bị xói
rửa mạnh nhất. Phần lớn trờng hợp mái bao bằng các khối tứ
diện tăng cờng sự tích tụ trầm tích tại chỗ và dẫn tới hình
thành các thành tạo lòng sông ở bờ lõm của các đoạn sông cong
giữ cho bờ khỏi bị xói trôi. Để làm giảm mức nớc lũ, ngời ta
tiến
g điều kiện vùng hạ lu sông Terek, các rãnh xuyên hẹp
thẳng trên nền trầm tích có thảm cây bụi dày đặc khá ổn định,
dần dần bị xói mòn đến độ rộng của lòng sông chính. Hiện nay
ngời ta đã thiết kế 11 đoạn sông nắn thẳng nh thế, toàn bộ

hoặc phần lớn lu lợng nớc và trầm tích chảy qua 10, chỉ có 1
bị vùi lấp bởi trầm tích. Chiều dài lòng sông đã giảm đi 4 km,
mực nớc cực đại đã giảm 0,1 m ở trạm Kytan-Aul, 0,7 m ở nút
Kargalin. Do tăng vận tốc trong các rãnh nắn thẳng mà kích
thớc của các thành tạo địa hình cỡ vừa hình thành ở đó đã
giảm. Chúng nhanh chóng di chuyển về phía dới theo dòng,
khác hẳn với các dạng địa hình cỡ vừa ở trong lòng sông chính

145 146
của Terek thực tế rất ổn định. Trong thời gian lũ, kích thớc
của các dạng địa hình vi mô ở đây lớn hơn đáng kể so với ở trong
lòng sông chính. Trong các kênh thẳng hẹp (chiều rộng 3050
m) với độ sâu 68 m và vận tốc chảy tới 3,0 m/s đang hình
thành nhanh các gò, đụn. Cờng độ biến đổi của tổ hợp các
thành tạo lòng sông nhiều cấp trong các đoạn nắn thẳng lớn
hơn đáng kể so với ở trong lòng sông chính, điều này thúc đẩy
sự suy thoái của lòng sông chính. Trong lòng sông Terek còn lại
5 đoạn cong cha đợc nắn thẳng với hệ số hình dạng
6,1 . . .4,1/ =

S
. Nếu nắn thẳng chúng có thể làm giảm chiều
dài sông tới 4,0 km. Các tính toán tiến hành theo mô hình trắc
diện dọc thiết kế [4, 86] cho thấy rằng điều này sẽ dẫn tới tiếp
tục tăng cờng quá trình lòng sông, giảm cao độ đáy và mực
nớc cực đại tới 1,01,2 m tại đỉnh đoạn sông.
ở phần dới lòng sông Terek đoạn nắn thẳng lớn nhất là
kênh thoát qua bán đảo Agrakhan. Nhờ kênh này mà cửa sông
Terek dịch chuyển từ vùng nớc nông Bắc Kaspi tới đới nớc
sâu Bắc Kaspi. ý tởng xây dựng rãnh thoát nh vậy là của B.

A. Shumakov, năm 1929 ông đã trải qua một chuyến khảo sát
qua vùng ngập lũ vỡ đê Kargalin, đa ra lý giải khoa học sâu
sắc về các quá trình hình thành lòng sông và tam giác châu
sông Terek trong những điều kiện mới, đồng thời lập dự báo sự
lắng bùn của vịnh Agrakhan và khả năng hiểm họa phá dòng
mới của sông Terek vào phần thấp của đồng bằng châu thổ
[100].
Nhờ kết quả thiết kế rãnh thoát, chiều dài sông Terek đã
giảm 25 km (đoạn lòng sông phía bắc kéo dài 30 km đã đợc
thay thế bằng kênh dài 5 km). Mực nớc ở đầu rãnh thoát đã
giảm 3 m. Tại đoạn dới của lòng sông đã hình thành đờng
cong giảm mặt nớc tự do với độ dốc trong rãnh
4
108

. Bắt đầu
quá trình xâm thực mạnh ở đáy và các bờ rãnh thoát và lòng
sông. Ngay sau 1 tháng đới tăng độ dốc mặt nớc tự do và xâm
òng đã lan lên tới 20 km về phía trên sông, sau 13
tháng sau khi mở rãnh thoát tới 45 km. Vùng xói mòn cực đại,
tơng ứng với vùng tăng cực đại độ dốc mặt nớc, sau 1 năm khi
mở rãnh thoát đã phân bố ở 10 km cách cửa sông (xói lở ở đây
bằng 2,1 m), sau 2 năm 15 km cách cửa (2,3 m), sau 6 năm
20 km cách cửa (1 m), sau 10 năm 26 km
thực sâu của l
cách cửa (0,4 m).
vỡ các đê bao và ngập lụt ở địa phơng.
Tổng cộng trong lòng sông Terek trong năm 1973 và từ năm
1977 đến năm 1987 đã xói trôi 4,54 triệu m
3

trầm tích, trong đó
3,94 triệu m
3
mang ra biển, phần còn lại tái lắng đọng trong
lòng sông [62].
Sự cờng hóa quá trình lòng sông trên tất cả các cấp bậc
cấu trúc khi thiết kế nắn dòng qua bán đảo Agrakhan đã làm
giảm mạnh nguy cơ lũ lụt ở hạ lu sông. Vào các năm
19781989, ở hạ lu sông Terek đã diễn ra những đợt lũ với lu
lợng nớc cực đại đến 900 m
3
/s. Mực nớc biển Kaspi trong
thời kỳ đó nâng cao 1,3 m, nhng trong những năm đó không
xảy ra
Tuy nhiên, việc cờng hóa quy mô lớn quá trình lòng sông,
thay đổi căn bản hình dạng lòng sông ở vùng cửa sông có ảnh
hởng tiêu cực tới tình trạng sinh thái trong khu vực. Việc dẫn
lu sông Terek vào Bắc Kaspi đã dẫn tới làm khô hạn phần
phía bắc vịnh Agrakhan. Từ giữa những năm bốn mơi, ở đây
đã hình thành châu thổ phân chia của sông Terek và đến năm
1977 vịnh thực tế đã bị lấp hoàn toàn bởi bởi trầm tích sông.
Lòng sông Terek đã bị lẩn khuất trong thảm lau sậy với độ sâu
nớc 530 cm; dòng nớc tập trung chỉ thấy ở luồng kênh đào
làm lối di chuyển cho cá qua các cửa Chakan dẫn đến biển.
Trong vịnh lắng đọng các trầm tích thuộc mọi tớng nhập từ
sông. Tuy nhiên, quá trình suy thoái tự nhiên của vịnh diễn ra
chậm, còn sau khi kết thúc chu trình phát triển Kargalin cần

147 148
phải hình thành một vùng đầm lau sậy. Trong các điều kiện

chuyển dòng sông Terek sang lòng sông mới theo kiểu công
nghệ thì sự suy thoái vịnh đã diễn ra nhanh một cách tai họa.
Mùa
ợc nối với sông
ng nhỏ của cao độ
đáy có độ bất ổn định ban đầu trong dải bớc sóng rộng. Trong
tiến trình phát triển của các nhiễu động nhỏ sẽ hình thành các
thành tạo lòng sông dạng gợn sóng hẹp với các tham số hình
thái ổn định động lực.
. Tổ hợp ổn định động lực các thành tạo lòng sông có các
tính chất liên tục. Nó đợc tạo thành nhờ kết quả tác động của
những định luật động lực học thống nhất đối với tất cả các
thành tạo lòng sông. Sự liên tục của các thành tạo lòng sông
đợc đặc trng bởi phổ biên độ hai chiều liên tục. Đồng thời, sự
liên tục này có các tính chất gián đoạn. Trong nó một cách
khách quan có thể nhận ra một số thành tạo có thể liên kết lại
thành những tổ hợp cấu tạo nhiều tầng các nhân cấu trúc và
các bậc cấu trúc: những gợn sóng nhỏ nhất; những gợn sóng nhỏ
và trung bình; những gợn sóng lớn hơn; những gợn sóng lớn
hất. Sở dĩ chúng liên tục là do có sự ảnh hởng qua lại giữa các
thành tạo riêng biệt và các tổ hợp của chúng thông qua sự tơng
tác của chúng với dòng nớc lòng sông. Đồng thời các tính chất
gián đoạn và tổ chức cấu trúc nhiều tầng dẫn đến sự xuất hiện
nhữ
đông năm 1973 cá bị chết dới băng dầy. Không còn nơi
quen thuộc cho chim làm tổ, chỗ sống cho muông thú. Vùng
nớc nông ấm làm nơi kiếm ăn của con non các loài cá măng
quý biến mất. Chúng bắt đầu bị dồn về phía vùng trung tâm
Kaspi với độ muối tới 13 %
o; có ý kiến cho rằng điều đó sẽ dẫn

tới tiêu diệt chúng. Hiện nay vùng nớc phần phía bắc vịnh
Kagrakhan đợc bổ sung đầy nớc xâm nhập từ Kaspi trong
thời kỳ mực nớc biển này dâng lên. Vịnh đ
Terek bằng kênh nhân tạo Kybiakin. Điều này đã tạm thời làm
giảm căng thẳng các vấn đề sinh thái liên quan tới việc cờng
hóa các quá trình lòng sông ở hạ lu sông Terek. Tuy nhiên, sau
khi lắng bùn cạn kênh Kybiakin và hạ thấp mực nớc biển thì
những vấn đề đó lại xuất hiện. Thí dụ về sông Terek cho thấy
rằng tính tối u của những dự án quy mô lớn cờng hóa các quá
trình lòng sông đang giảm đáng kể do chúng tác động tới một
tập hợp lớn các quá trình địa sinh thái.











Kết luận
Sự phân tích cấu trúc địa hình lòng sông làm rõ tính hai
mặt trong các tính chất của hệ thống dòng lòng sông và quá
trình lòng sông diễn ra trong nó.
1. Trong sự tơng tác giữa dòng và lòng sông ở những điều
kiện thủy lực không đổi thì những thăng giá
2
n

ng quy luật phát triển khác nhau của các thành tạo lòng

149 150
sông trên các cấp bậc cấu trúc, thí dụ, các kiểu liên hệ khác
nhau của hình thái các thành tạo lòng sông với các nhân tố
quyế
á trình tơng tác dòng và lòng sông , tính
đa n
ụ thể các nhân tố thủy lực sẽ hình thành nên cấu
trúc

đối
ồn dòng sông nh một đối tợng tự nhiên. Song làm tăng
quá
t định.
3. Cấu trúc địa hình lòng sông bị quy định bởi các đặc trng
thủy lực của dòng và hình thái ban đầu của lòng sông. Điều này
cho phép nói về tính có hạn của các tập hợp hình thái học tự
nhiên và tính đơn trị của tổ chức địa hình lòng sông. Tuy nhiên,
sự phức tạp của các qu
hân tố hình thành lòng sông dẫn tới sự gia tăng vợt trội số
nhân tố tự nhiên mà chúng ta phải hiểu biết để làm giảm số bậc
tự do của hệ thống dòng lòng sông. Điều này gây nên sự
không chuẩn xác trong phép phân tích lòng sông, sự không xác
định trong việc xác định cấu trúc địa hình lòng sông trong điều
kiện nghiên cứu cha đầy đủ các nhân tố hình thành lòng sông.
Mức độ không xác định tăng lên do đặc điểm không ổn định của
sự tơng tác dòng và lòng sông, cũng nh bản chất xác suất của
các mối liên hệ giữa hình thái địa hình lòng sông và các đặc
trng thủy lực của dòng, điều đó làm cho chúng ta phải có

những tiếp cận thống kê trong nghiên cứu quá trình lòng sông.
4. Những phức tạp khó khắc phục trong việc xác lập những
mối liên hệ thủy lực trong hệ thống dòng lòng sông lại đợc bù
trừ bằng độ ổn định cao của các đặc trng hình thái động lực
của địa hình lòng của thung lũng sông, cảnh quan của lu vực
sông, chế độ thủy văn sông và lu lợng trầm tích, các nhân tố
địa chất địa mạo của quá trình lòng sông. Dới ảnh hởng của
một tổ hợp c
nhiều tầng của địa hình lòng sông. Các nhân tố cảnh quan
khí hậu dẫn tới sự ổn định của các thành tạo lòng sông ở một
bậc cấu trúc nào đó. Tổng tác động của hai nhóm nhân tố này
quyết định kiểu hình thái lòng sông và cấu trúc nhiều tầng hình
thái động lực của nó: thành tạo siêu lớn thành tạo lớn thành
tạo vừa thành tạo nhỏ thành tạo siêu nhỏ, hay hình dạng
phức tạp của lòng sông dạng lòng sông dạng thứ sinh của
lòng sông các gợn sóng lớn các gợn sóng vừa các gợn sóng
nhỏ.
5. Tính phân đới địa lý phơng ngang của các nhân tố hình
thành lòng sông tạo nên sự chung nhất khu vực của các dạng
biểu hiện của các quy luật hình thành cấu trúc địa hình lòng
sông và hình thái động lực học của nó. Trên những không gian
lớn của các sông hình thành nên các lòng sông cùng những kiểu
hình thái động lực nh nhau. Đó là do những tính chất hội tụ
của địa hình lòng sông, do các tham số hình thái trắc đạc tơng
của các thành tạo lòng sông bậc cấu trúc khác nhau (nhất là
của các nhân cấu trúc) ít khác nhau. Nhng trong khi đó thì lại
có vô số những tổ hợp tác động có thể có từ các nhân tố thủy lực
và địa lý tới lòng sông, lịch sử phát triển địa hình các thung
lũng sông rất muôn màu muôn vẻ. Điều này tạo ra sự phong
phú của các kiểu hình thái động lực lòng sông và gây nên

những khó khăn khi đa ra sự phân loại tổng hợp về các lòng
sông.
6. Sự đa dạng hình thái động lực các lòng sông và hoạt
động kinh tế muôn vẻ của con ngời trên các thung lũng sông
tạo nên sự cần thiết điều tiết chế độ tái thiết lòng sông để đảm
bảo sự ổn định của các công trình kĩ thuật trong sông. Làm tăng
quá trình lòng sông, sử dụng tiến trình tự nhiên của quá trình
lòng sông để tạo ra hình thái lòng sông ổn định cần thiết là tối
u xét cả từ quan điểm cắt giảm chi phí xây dựng công trình lẫn
bảo t
trình lòng sông trong các sông ở quy mô lớn cũng dẫn tới
những biến đổi địa sinh thái đáng kể trên các đơn vị cảnh quan
liên quan với sông, và vì vậy, đòi hỏi một sự thẩm định địa lý và
sinh thái thận trọng.

151 152



Phô lôc
2
13
2
1211
ykBkBBA ++=
;
(
)
(
)

1
2
19
2
187
2
16
2
1542
kiykBkBBykBkBBA /+++++=
;
(
)
()
()
111711615
22
kiykBkB /++
2
114
2
1312
2
111103
B
ykBkByBk1BBA /
+
+++++=
;
(

)
()
()
1
2
126
2
1252423
2
122
2
12120
2
119184
kiykBkByBB
ykBkByBk1BBA
/
/
++++
+++++=
;
(
)
()
()
1
2
135
2
1343332

2
131
2
13029
2
128275
kiykBkByBB
ykBkByBk1BBA
/
/
++++
+++++=
;
01B
1
,=
;
(
)
MHHB
12
+β=
;
(
)
SHHB
13
+β=
;
()()

(
)
HMU1U1B
11214
/−α−−α−α=
;
(
)
(
)
MHHU2MHHUMHUB
12112115
+β++βα−β=
;
()
(
)
(
)
SHHU2S2HHUMHU1B
12111116
+β−+βα−−αβ=
;
117
Uf2UB −δ−=
;
(
)
MHHUB +δβ−=
;

(
)
SHHUf2B
119
+β=
;
118
()
(
)
(
)
()
(
)
MHgUHMU11B
2
12121
2
1210
+−αα+α+α+−α−α= /
;
2
111
Uf2B δ−=
;
(
)
SHgB
12

+=
;
(
)
SHHU2MHUMHU2B
2
122
2
112
2
1213
+βα+βα+β=
;
()
(
)
(
)
SHHUS2HHU2MHU12SHUB
2
13
2
121
2
12
2
11114

+β−+βα+β−α−βα=

Tµi liÖu tham kh¶o

1. Алабян А. М., Сидорчук А. Ю. Метод расчета
переформирований разветвленного русла при изменении
гидрологического . Метеорология и гидрология.
1987. № 10. С. 82−89
2. Алексеевский Н. И. Характеристики руслового рельефа и их
связь со структурой речной сети. Вестник . ун-та.
Сер. геогр № 3. С. 41−47
3. Алексеевский Н. И., Горбатенко А. В.
Физикогеографические аспекты транспорта
наносов на равнинных реках. Вестник Моск. ун-та Сер.
геогр. 1989. № 4. С. 61−
4. Алексеевский Н. И., Михайлов В. Н., Сидорчук А. Ю.
Гидролого-морфологическое обоснование оптимального
регулирования русла в низовьях р. Терек. Вестник Моск. ун-
та. Сер. геогр. 1985. № 4. С. 99−105
5. Алексеевский Н. И., Михайлов В. Н., Сидорчук А. Ю.
Процессы дельтообразоиания в устьевой области Терека.
Водные ресурсы. 1987. № 5. С. 123−128
. Андреев О. В., Ярославцев И. А. Моделирование русловых
деформаций (основные положения). Русловые процессы.
М. 1958. С. 162-172
., Попов И. В. Динамика русловых потоков
режима
Моск
. 1987.

влекомых

.
68
6
7. Барышников Н. Б

153 154
и русловые пр цесс . Л. Гидро ете изда ., 1988. 455 с.
Батугин С. А., Бирюков А. В. Кылатчанов Р. М.
Гранулометрия геоматериалов. Новосибирск: Наука, 1989.
172 с.
о ы м о т
8.
−20
Бе Рул С. Чалов режим
11. е процессы и динамика речных
с.
12.
15. ники свободных рек. Сборник избранных
М.
16.
Палеогеоморфологическнй анализ дельтовой равнины р.
17. турбулентность. Л.
18. Дж. Научные методы исследования осадочных
19. ин . .
ВТ. 1962. Вып. 34. С. 5−14
оиздат, 1974. 143 с.
н Л. Д., Михайлова Н. А.
е характеристики д
к процессы реках
окраинных морях. М. 1989. С. 50−66

Динамика и термика рек, водохранилнщ и озер». Т.
процесса меандрирования
словых процессов в различных
п н
движение наносов. Л.
27. 3 и русловые процессы. Л.
9. Беркович К. М. Перекаты крупных равнинных рек и их связь
с морфологней речной долины и русла реки. Проблемы
морфодииамики. М. 1983. С. 12
10. ркович К. М., ева Н., Р. С. Русловой
верхней Оби. География и природные ресурсы. 1989. № 4.
С. 54−61
Боровков В. С. Русловы
потоков на урбанизированных территориях. Л.
Гидрометеоиздат., 1989. 286
Великанов М. А. Русловой процесс. М. Физматгиз, 1958.
395 с.
13. Вендров С. Л. Проблемы преобразования речных систем
СССР. Л.
Гидрометеоиздат., 1979. 207 с.
14. Водарский Е. А. Выправление (регулирование) рек. М.
Водный транспорт, 1939. 286 с.
Вопросы гидротех
трудов
основоположников русской русловой гидротехники.
Речиздат, 1948. 363 с.
Гаррисон Л. М., Коротаев В. Н., Сидорчук А. Ю.
Енисей. Вестннк Моск. ун-та. Сер. геогр. 1981. № 6. С.
103−109
Гриивальд Д. И., Никора В. И. Речная

Гидрометеоиздат, 1988. 152 с.
Гриффитс
пород. М. Мир, 1971. 421 с.
Гришан К В. Динамика русловых потоков Л.
Гидрометеоиздат, 1979. 312 с.
20. Гришанин К. В. О механизме образования песчаных гряд.
Тр. ЛИ
21. Гришанин К. В. Устойчивость русел рек и каналов. Л.
Гидромете
22. Дебольский В. К., Кога
Критические скорости потока и критерии форм
транспорта наносов. Водные ресурсы. 1976. № 4. С.
154−160
23. Дебольский В. К., Долгополова Е. Н., Орлов А. С.
Статистически инамики русловых
потоков. Гидрофизичес ие в ,
водохранилищах и
24. Дебольский В. К., Котков В. М., Сеземан В. И.
Нестационарность течения как дополнительный фактор,
влияющий на деформацию русла. Тезисы докл. 3-й всес.
конф. «
1. М. 1989. С. 26−27
25. 3айцев А. А. Исследование
способом спектрального анализа. Закономерности
проявления эрозионных и ру
риродных услов ях. М. 1981. 261 с.
26. 3наменская Н. С. Грядовое
Гидрометеоиздат, 1968. 188 с.
наменская Н. С. Донные наносы

155 156
Гидрометеоиздат, 1976. 191 с.
28. 3наменская Н. С. екоторые проблемы современных
исследований руслового процесса. Гидрофизические
пропессы на реках, водохранилищах и окраинных морях.
М. 1989. С. 83−96
Н
30. го-

31.
(на примере р. Терека). Р. В. Лодина,
32.
их бьефах ГЭС. Тр.
. 210. .
ЗЗ. ды расчета речных наносов.
34. оки в недеформированных
35. в
36. следования структуры турбулентного
37.
17−24
38. вых орм

47.
29. 3наменская Н. С. Системная методология как основа
изучения руслового процесса. Динамика и термика рек и
водохранилищ. М. 1984. С. 171−194
Иванов В. В. Условия формирования, гидроло
морфологическне зависимости
и деформации
относительно прямолинейных неразветвленных русел.

Автореф. дис. канд. геогр. наук. М. 1989. 26 с.
Изменение морфологии русла и руслообразующих наносов
от истока до устья
Д. В. Рашутин, А. Ю, Сидорчук и др. Геоморфология. 1987.
№ 1. С. 86−94
Капитоков Н. М., Караушев А. В., Разумихина
К. В.
Изучение движения нанасов в нижн
ГГИ: 1974. Вып С 98−112
Караушев А. В. Теория и мето
Л. Гидрометеоиздат, 1977. 271 с.
Картвелишвили Н. А. Пот
руслах. Л. Гидрометеоиздат, 1973. 279 с.
Кереселидзе Н. Б. Некоторые опросы плановой
устойчивости русел. Изв. ТНИСГЭИ. 1969. Т. 18. С. 40−45
Клавен А. Б. Ис
потока. Тр. ГГИ. 1966. Вып. 136. С. 65−76
Клавен А. Б. Кинематическая структура турбулентного
потока. Тр. ГГИ. 1968. Вып. 147. С.
Клавен А. Б. Моделирование русло ф в потоках с
открытой водной поверхностью. Тр. V Всес. гидролог.
съезда. Т. 10. Л., 1988. С. 237−249
39. Климонтович IО. Л. Эволюция энтропии в процессах
самоорганизации, Н-теорема и S-теорема.
Математические механизмы турбулентности. Киев, 1986.
С. 46−60
40. Коваленко В. В. Измерение и расчет характеристик
неустановившихся речных потоков. Л. Гидрометеоиздат,
1984. 159 с.
41. Колмогоров А. Н. О логарифмически нормальном законе

распределення размеров частиц при дроблении. Докл. АН
СССР. 1941. Т. 31. С. 99−101
42. Кондратьев Н. Е. О дискретности русловых процессов.
Проблема русловых процессов. Л., 1953. С. 16−20
43. Кондратьев Н. Е., Попов И. В., Снищенко Б. Ф. Основы
гидроморфологической теории руслового процесса. Л.
Гидрометеоиздат, 1982. 271 с.
Копалиани 3. Д. Общие вопросы 44. теории руслового
процесса. Тр. V Всес. гидрол. съезда. Т. 10. Л., 1988. С.
78−89
45. Копалиани 3. Д. Приближенный метод расчета
перемещений мезоформ речного русла. Тр. ГГИ. 1983. Вып.
288. С. 9−15
46. Кочин Н. Е., Кибель И. А, Розе Н. В. Теоретическая
гидромеханика. Ч. 1. М. Гостехиздат, 1955. 560 с.
Ларионов Г. А., Сидорчук А. Ю., Чалов Р. С. Учение об
эрозионных и русловых процессах: состояние, основные
направлення и задачи исследования. Вестник Моск. ун-та.
Сер.
геогр: 1987. № 2. С. 16−21

157 158
48. А. Н. Морфодинамический анализ. Л. Недра,
ее
53. веев В. М., Коновалов И. М. Гидравлика. Л., М.
Р
54.
986. 264 с.
57.
здат, 1966. 232 с.

следовапия турбулентности русловых погоков
НИТИ, № 1313-76
м гид
ий больших земляных каналов по

.
. 1989. № 6. С. 56−61
флювиального
64. влияния линейных размеров
народного
65.
окраинных морях. Л. 1989. С. 66−82
Исс и
67. Деформация речных русел и гидротехническое
д 3
68.
, 1982. 224 с.
Ласточкин
1987. 256 с.
49. Лопатин Г. Б. Наносы рек СССР. М. Географгиз, 1952. 366
с.
50. Лысенко В. В. Динамика русловых форм Оби в зонах
регулирования стока Новосибирского гидроузла. Тр.
ЗапСнбНИГМИ. 1983. № 60. С. 64−69
51. Лятхер В. М. Турбулентность в гидросооружениях. М.
Энергия, 1968. 408 с.
52. Маккавеев Н. И. Русло реки и эрозия в бассейне. М. Изд-
во АН СССР, 1955. 346 с.
Макка
ечиздат, 1940. 643 с.

Маккавеев Н. И., Чалов Р. С. Русловые процессы. М. Изд-во
Моск. ун-та, 1
55. Марчук Г. И. Математическое моделирование в проблеме
окружающей среды. М. Наука, 1982. 320 с.
56. Месарович М. Основания общей теории систем. Общая
теория систем. М. 1966. С. 15−48
Михайлова Н А. Перенос твердых частиц турбулентными
потоками воды. Л. Гидрометеои
58. Михайлова Н. А., Харченко И. П. Лабораторные и
натурные ис
в низкочастотной области спектра. М. 1976. 9 с. Деп в
ВИ
59. Михинов А. Е. Неустойчивость донных волн в
деформируемо русле. Метеорология и рология. 1983.
№ П. С. 84−91
60. Михинов А Е. Определение элементов плановых и
высотных деформац
морфологическим характеристикам. Автореф. дис. канд
техн. наук. М. 1985. 23 с.
Монин А. С., Озмидов Р. В61. . Океанская турбулентность Л.
Гидрометеоиздат, 1981. 320 с.
Никулин А. С., 62. Поволоцкий М. Я., Сидорчук А. Ю.
Измеиение пропускной способности русла в низовьях р.
Терек. Водные ресурсы
63. Паннн А. В., Сидорчук А. Ю., Чалов Р. С.
Катастрофические скорости формирования
рельефа. Геоморфологии. 1990. № 2. С. 3−11
Петросян О. П. Исследование
на турбулентную структуру руслового погока.
Исследование русловых процессов для практики

хозяйства. М. 1983. С. 48−49
Писарев Ю. В. Стохастические закономерности руслового
процесса рек. Гидрофизическне процессы в реках,
водохранилищах и
66. Поляков Б. В. ледование стока взвешенных донных
наносов. Л. Гостехиздат, 1935. 129 с.
Попов И. В.
строительство. Л. Гидрометеоиз ат, 1969. 36 с.
Проектироваиие судовых ходов на свободных реках. Под
ред. Н. И. Маккавеева. М. Транспорт, 1964. 263 с.
Прокачева В. Г., 69. Снищенко Д. В., Усачев В. Ф.
Дистанционные методы гидрологического изучения зоны
БАМа. Л. Гидрометеоиздат
70. Пугачев В. С. Теория вероятностей и математическая
статистика. М. Наука, 1979. 496 с.

159 160
71. Развитие доли ы и русла р. Ян в Ку арского хре та
в плейстоцене и голоцене. В. Н. Коротаеа, Б. В. Мазщев, А.
В. Панин и др. Четвертичный период: методы
исследования, стратиграфия и экология.
н ы зоне л б
72.
74. ого
75. процесса в связи с
К о
80. чук А. Ю. Динамика грядового рельефа русла р.
сьезда. Т. 10. Л., 1988. С.
геоморфологии
83.

народного хозяйства. М, 1983. С.
84.
емный подход
86.
земель паводковыми
87. теория чередующихся
88.
Моск. ун-та. Сер. геогр. 1984. № 2. С. 17−23
Таллинн, 1990. С.
79−80
Решение секции русловых процессов и наносов. Тр. V Всес.
гидрол. съезда. Т. 1О. Л., 1988. С. 395−398
73. Ржаницин Н. А. Руслоформирующие процессы рек. Л.
Гидрометеоиздат, 1985. 263 с.
Розовский И. Л. Движение воды на повороте открыт
русла. Киев: Изд-во АН УССР, 1957. 188 с.
Ромашин В. В. Типы руслового
определяющими факторами. Тр. ГГИ. 1968. Вып. 155. С.
56−63
76. Россинский К. И., Дебольскнй В. К. Речные наносы. М.
Наука, 1980. 216 с.
77. Россинский К. И., узьмин И. А. Некоторые вопр сы
прикладной теории формирования речных русел. Проблемы
регулирования речного стока. Вып. 1. М., Л. 1947. С.
88−130
78. Русловой процесс. Н. Е. Кондратьев, А. Н. Ляпин, И. В.
Попок и др. Л. Гидрометеонздат, 1959. 370 с
79. Русловые процессы и путевые работы на свободных реках.
Н. А. Доманевский, А. И. Лосиевский, Н. И. Маккавеев и
др. М. Водный транспорт, 1956. 458 с.

Сидор
Нигера. Гидрофизические процессы на реках и
водохраннлищах. М. 1985. С. 162−168
81. Сидорчук А. Ю. Динамика структуры рельефа речного
русла. Тр. V Всес. гидрол.
104−111
82. Сидорчук А. Ю. Иерархия русловых форм: структура и
динамика. Проблемы методологии .
Новосибирск, 1989. С. 93−96
Сидорчук А. Ю. Методика расчета горизонтальных
деформаций меандрирующего русла при изменении
гидрологического режима реки. Исследованне русловых
процессов для практики
11З−115
Сидорчук А. Ю. Морфология и двнамика рельефа русла
нижнего Нигера. Проблемы морфодинамики. М. 1983. С.
21−38
85. Сидорчук А. Ю. Морфология речного русла и
определяющие ее природные факторы. Сист
в геоморфологии. М. 1988. С. 6−12
Сидорчук А. Ю. Прогнозирование и предупреждение
затоплений сельскохозяйственных
водами. Актуальные вопросы эрозиоведения. М. 1984. С.
207−222
Сидорчук А. Ю. Речные излучины и
вихрей. Бюл МОИП. Сер. геол. 1975. № 2. С. 5−6
Сидорчук А. Ю. Структура рельефа речного русла.
Вестник
89. Сидорчук А. 1О. Условия формирования разветвленного
русла Верхней Оби. Динамика русловых потоков. Вып. 98.

Л., 1987. С. 40−46
90. Сидорчук А. Ю., Михинов А. Е. Морфология и динамика
руслового рельефа. Итоги науки и техники. Сер. гидрол.
суши. Т. 5. М. 1985. 161 с.

161 162
91.
ы
97.

10 ков Б. А. Каргалинский прорыв по
10 elation to patterns of
10
tion in term of dune creation-destruction in periodic
l
10 nd problems.
M d I
10 ders.
Ca A.
10
. Lond. 1883. Vol. 36, N 228
Danish Technical Press. 1972.
11
1982. Vol. 14. P. 13−37
Снищенко Б. Ф. Парные связи параметров гряд и
характеристики потока и русла. Тр. ГГИ. 1983. Вып. 288.
С. 15−25
92. Снищенко Б. Ф. Связь типов русел с формами речных
долин. Геоморфология. 1979. № 1. С. 18−26
93. Современн е процессы дельтообразования и этапы

формировання дельты Енисея. Д. Б. Бабич, А. Л.
Богомолов, Г. М. Заец и др. Эрозия почв и русловые
процессы. Вып 9. М. 1983. С. 183−201
94. Спиридонов А. И. Физиономические черты рельефа как
показатель его происхождения и развития.
Индикационные географические исследования. М. 1970. С.
92−104
95. Чалов Р. С. Географические исследования русловых
процессов. М: Изд-во Моск. ун-та. 1979. 168 с.
96. Чалов Р. С. Исследования русловых процессов как
составная часть проблемы охраны окружающей среды.
География и природные ресурсы. 1983. № 4. С. 31−37
Чалов Р. С. Факторы русловых процессов и иерархия
русловых форм. Геоморфология. 1983. № 2. С. 16−26
98. Шамов Г. И. Речные наносы. Л. Гидрометеоиздат, 1954.
347 с.
99. Шуляк Б. А. Физика волн на поверхности сыпучей среды и
жидкости. М. Наука, 1971. 400 с.
0. Шума
рекогносцировочному обследованию в 1929 году. Изв. Сев.
Кав. НИИ гидротехники и мелиорации. 1935. Вып. 3−4. С.
18−24.
101. Эрозионные ироцессы. Под ред. Н. И. Маккавеева, Р. С.
Чалова. М. Мысль, 1984. 255 с.
2. Allen J. R. L. Current ripples, their r
water and sediment motion. Amsterdam: North-Holland Publ.
Co. 1968. 433 p.
3. Allen J. R. L. Polymodal dune assemblanses: an
interpreta
f ows. Sed. Geol. 1978. Vol. 20, N l. P. 17−28

4. Allen J. R. L. River bedforms. Progress a
odern an ancient fluvial systems. nt. Assoc. of
Sedimentologists. Spec. Publ. 1983. N 6. P. 19−33
5. Anderson A. G. On the development of stream mean
Proc. 12-th Congr. IAHR, Fort Collins. 1967. Vol. 1. P.
370−378
106. Billi P. A note on claster bedform behaviour in a gravel bed
river. Catena. 1988. Vol. 15. N 5. P. 473−481
107. Ca11ander R. A. Instability and river channels. J. Fluid Mech.
1969. Vol. 36. N 3. P. 465−480
108. llander R. River meandering. Annual Rev. Fluid Mech.
1978. Vol. 10. P. 129−158
9. Darvin G. H. On the formation of ripplemarks in sand. Proc.
Roy. Soc
110. Engelund F., Hansen E. A monograph on sediment transport
in alluvial streams. Copenhagen.
403 p.
1. Engelund F., Fredsoe J. Sediment ripples and dunes. Annual
Rev. Fluid Mech.
112. Engelund F., Skovgaard O. On the origin of meandering and
braiding in alluvial streams. J. Fluid Mech. 1973. Vol. 57, N 2.
P. 289−302

163 164
113. Fredsoe J. Meandering and braiding of rivers. J. Fluid Mech.
1978. Vol. 84, N 4. P. 609−624
4. Graf W. L. Fluvial adjastments to the spread of11 tamarisk in
11 o H., Ishigaki T. Turbulence, secondary flow and
ter Resour. Res. 1982. Vol. 18, N 6. P.
1643−1651

The Karman street of vortices in a channel of
13
338 p.
ngton. 1965. 62-H. 9 p.
the Colorado Plateau region. Bull. Geol. Soc. Amer. 1978. Vol.
89, N 10. P. 1491−1504
5. Imamot
boundary shear stress in a trapezoidal open channel. Hydraul.
and Environ.: 23rd Congr. Vol. A. Ottawa, 1989. P. 23−30
116. Kellerhals R., Church M., Bray D. J. Classification and
analysis of river processes. J. Hydraul. Div. Proc. Amer Soc.
Civ. Eng. 1976. Vol. 102, N 7. P. 813−829
117. Kennedy J. F. The formation of sediment ripples, dunes and
antidunes. Annual Rev. Fluid Mech. 1969. Vol. I. P. 147−168
118. Komar P. D. The lemniscate loop comparisons with the shape
of streamlined landforms. J. Geol. 1984. Vol. 92, N 2. P.
133−145
119. Langbein W. B., Leopold L. B. River meanders
−
theory of
minimum variance. US Geol. Surv. Profess. Pap. Washington,
1966. N 422-H. 15 p.
120. Leopold L. B, Wolman M. G. River channel patterns:
braided, meandering and straight. US Geol Surv. Prof. Pap.
Washington, 1957. N 282-B. 85 p.
121. Lewin J., Bradley S. B., Macklin M. G. Historical valley
alluviation in mid-Wales. J. Geol. 1983. Vol. 18, N 4. P.
331−350
122. Lisle T. E. Efects of aagradation and degradation on riffle-
pool morphology in natural gravel channels, northwestern

California. Wa
123. Liu Hsin - Kuan. Mechanics of sediment-riffle formation. J.
Hydraul. Div. Proc. Amer. Soc. Civ. Eng. 1957. Vol. 83. N 2. P.
1−23
124. Niezul I., Nakagawa H. Self forming mechanism of
longitudinal sand ridges and troughs in fluvial open-channel
flows. Hydraul. and Environ.: 23-rd Congr. Vol. B. Ottawa,
1980. P. 65−72
125. Nomenclature for bed forms in alluvial channels. L. M. Brush,
H. A. Einstein, D. B. Simons a. o. J. Hydraul. Division. Proc.
Amer. Soc. Civ. Eng. 1966. Vol. 92, N 3. P. 51−64
126. Nordin C. F. Statistical properties of dune profiles. US Geol.
Surv. Prof. Pap. Washington, 1071. 41 p.
128. 0dgaard J. River-Meander. Model. 1. Development. J.
Hydraul. Eng. 1989. Vol. 115, N 11. P. 1433−1450
128. Parker G. On the cause and characteristic scales of
meandering and braiding in rivers. J. Fluid Mech. 1976. Vol.
76, N 3. P. 457−480
129. Richards K. J. The formation of ripples and dunes on an
erodible bed. J. Fluid Mech. 1980. Vol. 99, N 3. P. 597−618
130. Rosenhead L.
finite breadth. Philosophical Trans. of the Roy. Soc. of Lond.
1929. Ser. A, Vol. 228. P. 275−329.
1. Schumm S. A. The fluvial system. New York. John. Willy and
Sons. 1977.
132. Simons D. B., Richardson E. V., Nordin C. F. Bedload
equation or ripples and dunes. US Geol. Surv. Profess. Pap.
Washi

165 166

13
13
13

3. Sinnock S., Rao A. R. A heuristic method for measurement
and characterization of river meander wave length. Water
Resour. Res. 1984. Vol. 20, N 10. P. 1443−1452
134. Speight J. G. Meander spectra of the Angabunga river. J.
Hydrol. 1965. Vol. 3, N 1. P. 1−15
135. Tsujimoto T. Longitudinal stripes of alternate lateral sorting
due cellular secondary currents. Hydraul. and Environ.: 23rd
Congr. Vol B. Ottawa, 1989. P. 17−24
136. Vischer D. L. Lessons from 19th century river training works.
Water Future: Water Resourc. Dev. Perspect. Proc. Int. Symp.
Rotterdam, Boston, 1987. P. 45−52
7. Wang W. C., Shen H. W. Statistical properties of alluvial bed
forms. Proc. 3-rd Int. Symp. Stochastic Hydraul. Tokyo, 1980.
P. 371−389
138. Yalin M. S. Geometrical properties of sand waves. J. Hydraul.
Div. Proc. Amer. Soc. Civ. Eng. 1964. Vol. 90, N 5. P. 105−119
9. Yalin M. S., Karahan E. Steepness of sedimentary
dunes. J. Hydraul. Div. Proc. Amer. Soc. Civ. Eng.
1979. Vol. 105, N 4. P. 381−392


167 168