Hřeben koryta - zvýšení reliéfu dna protáhlého tvaru, ke kterému dochází v korytech vodních toků , které zajišťují transport dnových sedimentů .
Pohyb spodních hřebenů má několik fází:
Při přechodu plochého erodovaného dna do vlnovitého tvaru se mění proudění sedimentu .
F. M. Exner (Exner FM, 1920), N. Kramer, V. N. Gončarov (1938), M. A. Velikanov (1948b) významně přispěli k teorii strhávání dnových sedimentů a vytváření reliéfu koryta (hřebeny a duny
Počátek cílených laboratorních studií vzniku pískových hřbetů položil P. Dubois v roce 1879 a poté J. Deacon. Experimentální studie hřebenů provedli J. Gilbert (1914), M. A. Velikanov a N. M. Bochkov (1931), V. N. Gončarov a G. V. Lapshin (Goncharov V. N., 1938), V. F Pushkarev (1948), D. Bogardi (197 ), V. S. Knoroz (1959), N. A. Michajlova (1966), D. Allen (1969), N. S. Znamenskaja (1968). Experimenty E. M. Minského (1935) byly prováděny v aerodynamickém tunelu se vzduchem. Nejúplnější přírodní studium hřbetů v tocích řek provedli G. I. Shamov (1935), A. K. Proskuryakov a B. V. Proskuryakov (1938), K. I. Rossinsky a I. A. Kuzmin (1950), B. Colby a C. Humphrey (1955), H Einstein a N. Chain (1955), Yu M. Korchokha (1968), N. M. Kapitonov a další (1974). K. I. Rossinsky a I. A. Kuzmin (1950) studovali vztah mezi tvorbou písečných vln v korytě potoka a půdorysnou konfigurací koryta.
Podrobné přehledy a bibliografie věnované terénním, laboratorním a teoretickým studiím spodních hřebenů jsou uvedeny v pracích N. A. Michajlova (1966), N. S. Znamenskaya (1968), B. A. Shulyaka (1971).
Existuje řada klasifikací forem hřebenového reliéfu, ve kterých je zejména geneze těchto forem, jejich morfologická stavba a relativní velikosti uvedeny jako odlišující znaky některých forem od jiných (Makkaveev N. I., 1955; Kondratiev N. E. et al. ., 1959; Karaushev A. V., 1960; Grishanin K. V., Kondratiev N. E. a kol., 1972; 1982; Sidorchuk A. Yu., 1992; Alekseevskiy N. I., 1998; Alekseev, Chalovskij R. I.
Existuje řada empirických vzorců, které spojují velikosti hřbetů s hydraulickými prvky toků (Mikhailova N.A., 1966), a několik hypotéz o důvodech vzniku hřbetů. Bylo navrženo asi dvacet klasifikačních tabulek, ve kterých jsou rozdíly mezi formami hřbetů spojeny s parametry proudění (Rossinsky K.I., 1972, s. 22).
V současnosti existující modely procesu tvorby hřbetů lze podmíněně rozdělit do následujících skupin: turbulentní teorie spojující vznik hřbetů s kolísáním rychlosti v turbulentním proudění (M. A. Velikanov, N. A. Michajlova, K. I. Rossinskij, I. A. Kuzmin ), vírové teorie, které předpokládají přítomnost nehybných vírů v proudění, rotujících jako pevné těleso (N. T. Povalo-Shveikovsky (1938), AJ Raudkivi, K. V. Grishanin), teorie zkoumající stabilitu dvoufázového a jednofázového proudění (Candoll, Lui Hsin -Kuan, B. F. Snishchenko).
MA Velikanov (1949) spojil vznik hřbetů s přítomností turbulence v mikroměřítku. Podle této teorie by ploché dno pod vlivem nízkofrekvenčních rychlostních pulzací mělo nabýt hřebenového tvaru. V. M. Makkaveev se v roce 1948 na základě studia oscilačních procesů v turbulentním proudění zabýval problémem vzniku spodního reliéfu s periodicky se opakujícími formami. V roce 1953 navrhl teoretický model vzniku hřbetů F. I. Frankl a v letech 1963 a 1969. — Kennedy. Pokusili se zjistit příčinu výskytu periodických strukturních forem na dně a vysvětlit proces jejich vzniku. Tito autoři vidí tento důvod ve vlastnostech struktury proudění, ale k řešení problému přistupují různými způsoby. Exner (Exner FM, 1925) zdůraznil podobnost tohoto jevu s písečnými dunami v poušti, jejichž tvar je přibližně stejný jako písečné hřbety v řece.
Někteří autoři (Exner FM, 1925; Kondratiev NE et al., 1959) považují vyvýšeniny za výsledek vlivu průměrných rychlostí proudu na dno. Utváření hřebenů je zjevně ovlivněno jak průměrnými rychlostmi proudění, tak složkami pulzace. Kinematická struktura samotného toku se mění s vývojem tvaru hřbetů (K. I. Rossinsky, I. A. Kuzmin, 1958).
Podmínkou vzniku hřbetů je přítomnost aluviálního koryta řeky nebo dostatečně velký odtok tahových (kanálotvorných) sedimentů. Na neerodovaném (např. kamenitém) dně toku se s malým množstvím trakčního sedimentu tvoří „deficitní“ vyvýšeniny (Debolsky, Kotkov, 1977).
V. K. Debolsky a S. M. Antsyferov (1968) považují počáteční nerovnosti dna za příčinu vzniku forem dna, které vytvářejí diskontinuity v rychlostním profilu a tvoří připojené mikrovíry, jejichž práce vede k rozvoji forem dna. Podle jiných názorů (Shulyak B.A., 1971; Raudkivi AI, 1963) se vyvíjejí z náhodných nepravidelností na dně, což způsobuje výskyt válečkových proudů v toku.
Řada autorů (Grishanin K.V., 1974; Kennedy JF, 1969) spojuje vznik dnavých forem s rozvojem nízkoamplitudových vln na dně a volné hladině toku za podmínek obecné nestability pohybu vodního toku. .
Velká skupina badatelů spojuje vývoj hřebenů s přítomností turbulence a jejími charakteristikami. Tuto myšlenku významně rozvinul M. A. Velikanov (1948b), opírající se o princip minimálního rozptylu energie: „Obecně řečeno, písčité dno, i když zpočátku ploché, musí pod vlivem turbulentního proudění nevyhnutelně nabývat nepravidelného vlnitého tvaru“ ( M. A. Velikanov, 1948a, s. 482). S tím nelze plně souhlasit, vezmeme-li v úvahu, že existuje několik typů stavu říčního dna a několik způsobů pohybu sedimentů. Systém „flow-channel“ nemá jedinou formu, ale jinou, ale odpovídající vnějším vlivům. Hypotézu turbulentního původu kanálových forem rozvinula také N. A. Mikhailova (1966).
V poslední době byla tato myšlenka rozvinuta v dílech K. V. Grishanina (1979) a B. F. Snishchenka (Kondratiev N. E. et al., 1982). Pomocí teorie potenciálních proudů k uvažování pohybu kanálového toku, který je reprezentován jako kombinace potenciálních translačních a vířivých pohybů, K. V. Grishanin získává dolní deformační rovnici pro krátké časy, hodnotu počáteční malé deformace, blízko na výšku do velikosti několika zrnek písku a vysvětluje příčinu asymetrie hřebenového profilu vlivem připojeného víru.
Zastánci „turbulentní“ hypotézy se domnívají, že zdrojem počátečních nepravidelností, které se vyvíjejí do vyvýšenin, je turbulence proudění. Předpokládá se, že je to ona, kdo poskytuje jasnou periodicitu vlastní hřebenům od samého počátku jejich výskytu.
A. Yu. Sidorchuk (1992) po analýze rozsáhlého přírodního materiálu zjistil, že složitá struktura turbulentních vírů se projevuje v celé hierarchii tvarů reliéfu kanálu - od velkých hřbetů úměrných šířce kanálu (makroformy), až po nejmenší hřebenové útvary, které tvoří tisíciny jeho podílů (mikroformy) (Alekseevskiy N.I., Chalov R.S., 1997). A. N. Lyapin (1956), a poté O. N. Melnikova (1997) považují za důvod vzniku spodních hřbetů stacionární (stojaté) vlny na hladině vodního toku. Stacionární vlny pozorovali N. E. Kondratiev a O. V. Makrinov (1953), dále A. A. Levašov a I. A. Levašova (2003). O. N. Melnikova se domnívá, že parametry vln v toku se známými charakteristikami určují parametry hřebenů na dně toku (Melnikova O. N., 1997).
V pokusech A. N. Lyapina (1956) byl periodický proces vzniku vln uměle vyvolán prouděním kolem prahu, štítu apod. V experimentech se však vyskytly případy, kdy bylo proudění od štítu odděleno na dlouhou dobu. času a nedotýkaly se jeho spodního okraje a žádné porušení následných vln nebylo pozorováno. Podobný jev pozoroval B. A. Bachmetev, který konkrétně zmínil při jejich popisu (1928).
K podobnému výskytu vlnitého pohybu dochází velmi často v přirozených korytech, která mají velký podélný sklon a erodovaný podklad. Zároveň jsou tyto pohyby tak stabilní, že jsou uměle narušeny a znovu se objevují a na začátku takového řetězce vln obvykle není žádný cizí předmět (Lyapin A.N., 1956).
O. N. Melnikova provedla experimenty, při kterých se na hladině vody ve spodní části náhonu pod stacionárními vlnami vytvořily hřebeny. V horní části žlabu, kde nebyly žádné stacionární vlny, zůstalo dno ploché (Melniková O.N., 1997). V oblastech s maximálními sklony, kde Froudeho čísla překračovala kritická, vznikl na hladině systém zastavených vln a hřebeny se pohybovaly proti proudu. V práci jsou publikovány výsledky podobných pozorování A. N. Lyapina v překritických přírodních tocích (Kondratiev N. E. et al., 1959). Podélná velikost hřebene korelovala s délkou stacionární vlny. Hřebeny vznikly na rovném dně pod již existující stacionární vlnou (Melniková O.N., 1997).
Hypotézu o příčinách periodických deformací povrchu zrnitého média (ve vztahu k pohybu sněhu) obsahují práce A. K. Dyunina (1962, 1963), které dokazují nevyhnutelnost makropulzací toku pevných látek v důsledku skutečnost, že při nasycení pevnými částicemi proudění periodicky ztrácí svou transportní kapacitu, což vede ke vzniku různých forem mikroreliéfu.
Hypotézu jednoty zákonitostí, kterým podléhají popisované spontánní útvary v živé i neživé přírodě, navrhl A. F. Kudrjašov (1949) a řadu let ji dokládal. Její podstata spočívá v podobnosti tvaru těla a šupinového pokryvu ryb s tvarem ploch samovolně vzniklých turbulentním prouděním v korytech řek, což potvrzuje zejména jednota rovnic popisujících morfometrické a dynamické parametry. bočních toků a ryb. Možná to dává důvod uvažovat nejen o analogii laterálů s rybami, ale také o meandrování s hady, rozvětvení s pavučinami atd.
Písečné vlny hrají zásadní roli v procesech kanálů . První pokusy spojit písečné vlny v řekách s obecným průběhem korytových procesů učinili na konci minulého století a na začátku tohoto století N. S. Lelyavsky (1893), V. M. Lokhtin (1897), Blazius (1910). Mnoho sovětských badatelů věnuje pozornost souvislosti mezi formami kanálů a povahou pohybu písečných vln - M. A. Velikanov, K. I. Rossinsky a I. A. Kuzmin, N. I. Makkaveev, N. E. Kondratiev, I. V. Popov, N. S. Znamenskaya a další. Tato problematika byla podrobně zvážena N. S. Sharashkina, který jako první v Sovětském svazu začal studovat kanálové procesy na laboratorních mikrořekách (Kromskaya T. P. et al., 1970).
Pozorování písečných hřbetů a charakteru meandrování řek jsou obsažena v dílech A.F.Kudrjašova a Kinošity, ve kterých jsou podmínky meandrování uvažovány z hlediska tvorby písečných vln. K. I. Rossinsky a I. A. Kuzmin (1950) studovali vztah mezi tvorbou písečných vln v korytě potoka a půdorysnou konfigurací koryta. I. I. Levi, K. I. Rossinsky, N. S. Znamenskaya, B. A. Shulyak významně přispěli k oblasti modelování písečných vln.
V. S. Knoroz (1949, 1951, 1960) uvádí, že velikosti hřbetů a jejich rychlosti nejsou konstantními hodnotami, ale kolísají kolem nějakých průměrných hodnot charakteristických pro daný režim proudění. Pokud množství pevného materiálu vstupujícího do toku překročí jeho transportní kapacitu, pak se v procesu formování neustále hromadí pohybující se hřebeny a mění se sklon volné hladiny toku (Mikhailova N.A., 1966).
Pouze ve vzácných případech odpovídá topografie dna představě hřebene ideálního tvaru s relativně mírným horním sklonem a ostrým skokem ve spodních značkách na přechodu z vrcholu do suterénu hřebenového útvaru. Mnohem častěji se jedná o soubor hřebenových útvarů různé délky a výšky, které tvoří podřízenou hierarchii kanálových forem (Rossinsky, Debolsky, 1980; Alekseevsky, 1987).
Podle velikosti, poměru k šířce a hloubce toku, jakož i mezi sebou, lze všechny hřebeny v kanálu rozdělit na mikro-, mezo- a makroformy. Makrotvary hřebenového reliéfu kanálů zahrnují největší hřebeny, jejichž výška a šířka je úměrná hloubce a šířce kanálu. Makroformy určují hlavní tvar reliéfu kanálu a způsobují změny v hloubce podél i napříč řekou. Změnu role makroforem v korytových procesech v různých fázích hydrologického režimu prokázali K. M. Berkovich et al (1983) na přírodním materiálu. Části makroforem, které vysychají při nízké vodě, se mohou při zarůstání proměnit ve velké detaily samotného kanálu (konvexní břehy meandrů, ostrovy atd.) (Alekseevskiy N.I., Chalov R.S., 1997).
Mikroformy reliéfu koryta jsou velmi malé hřebenové útvary, jejichž rozměry (na šířku a výšku) jsou neúměrně malé ve srovnání s rozměry koryta. Jsou spojeny s kolísáním rychlosti proudění v oblasti blízko dna a neovlivňují strukturu proudění. Výška takových hřebenů se pohybuje od několika centimetrů do 20-30 cm a délka je od několika desítek centimetrů do 10 m. Rozlišují se také ultramikroformy - hřebeny ne více než 2-3 cm vysoké a do 10-25 cm dlouhý (Alekseevsky N.I., Chalov R.S., 1997).
Mezi mezoformy patří vyvýšeniny, jejichž šířka činí desetiny a setiny šířky kanálu. Mezoformy ve formě písečných vln jsou jasně viditelné na mělčinách v blízkosti kanálu a v pobřežních mělkých částech kanálu. Vznik mezoforem je spojen téměř výhradně s makroturbulencí proudění (Alekseevskiy N.I., Chalov R.S., 1997).
Makroformy hřebenového reliéfu dna kanálů odpovídají trhlinám - velkým aluviálním hřebenům, které překračují kanál z jednoho břehu na druhý a způsobují zpětné vzdouvání v nadložní oblasti při nízké hladině vody (Makkaveev N.I., 1955), stejně jako hřebeny. které tvoří 0,5-0,1 šířky kanálu (bočnice, rožně, hřebeny stuh, zastrugi) (Alekseevskiy N.I., Chalov R.S., 1997). Na řekách s malým množstvím korytotvorných sedimentů dochází ke vzniku nedostatkových hřbetů nebo přímému kontaktu toku s podložím a vytváření úseků skalního koryta se sochařskými tvary terénu (horní a částečně střední Lena, Vitim, horní Aldan, Angara, horní a střední Yenisei) jsou možné (Chalov R. S., 1997, s. 31).
Pro zohlednění všech forem pohybu hřbetů sedimentů při určování jejich odtoku byla vyvinuta speciální technika (Alekseevsky, 1987), podle které je největší hřbet považován za morfologický útvar odpovídající bočnicím nebo riflím. (Alekseevskiy N.I., Chalov R.S., 1997). N. I. Alekseevsky (1987; Alekseevsky N. I., Gorbatenko A. V., 1989) označuje hřebeny různých hierarchických úrovní písmeny ruské abecedy, zatímco písmeno „A“ je přiřazeno ke stranám trhlin - velké hřebeny a menší hřebeny jako jejich zjednodušení a zkrácení délky se označují B, C, D a D. Také postup pro postupnou identifikaci hřebenů různých velikostí (řad) na podélných profilech byl vyvinut při analýze topografie hřebene v dolním toku Jeniseje (Babich D. B. a kol., 1983).