Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Материалы и методы 8
1.1. Дешифрование материалов космической съемки 6
1.2. Полевые исследования 29
Глава 2. Физико-географические условия в регионе и в районе исследования 32
2.1. Геологическое строение, история формирования 32
2.2. Рельеф и геоморфологические процессы 45
2.3. Климат и внутренние воды 59
2.4. Ландшафтные особенности 66
Глава 3. Особенности развития гидрологических процессов в водохранилище Хамрин 72
3.1. Водохранилище Хамрин в системе водохранилищ Ирака 72
3.2. Водный баланс 77
3.3. Уровенный режим 80
3.4. Ветровое волнение и течения 84
3.5. Баланс наносов и их грануломестрический состав 90
Глава 4. Влияние водохранилища на окружающую среду в береговой зоне 104
4.1. Развитие эрозионных процессов 101
4.2. Формирование берегов водохранилища и их типы 110
4.3. Изменение структуры земельного фонда 121
Заключение 128
Список литературы 130
- Полевые исследования
- Рельеф и геоморфологические процессы
- Водный баланс
- Формирование берегов водохранилища и их типы
Полевые исследования
При работе с данными в растровом формате можно использовать и географическую, и геодезические системы, если же планируется составление карт в векторном формате, то лучше выбрать прямоугольные геодезические системы.
В последние пятнадцать лет спутниковые данные позволили, используя новые методы измерений, определить соответствующий поверхности Земли эллипсоид, который связывает координаты с центром масс Земли. Являясь геоцентрическим (глобальным), этот эллипсоид использует центр масс Земли в качестве начала отсчета. Наиболее широкое использование в настоящее время получил геоцентрический (глобальный) эллипсоид WGS84 (World Goodetic System, 1984). Он служит основой для измерения местоположений во всем мире. WGS 84 (англ. World Geodetic System, 1984) — трхмерная система координат. В отличие от локальных систем она является единой системой для всей планеты. Предшественниками WGS 84 были системы WGS 72, WGS 66 и WGS 60, WGS 84, в которых координаты определяются относительно центра масс Земли. Погрешность составляет менее 2 см. В WGS 84 нулевым меридианом считается опорный меридиан, проходящий в 5,31 к востоку от Гринвичского меридиана. За основу взят эллипсоид с большим радиусом — 6 378 137 м (экваториальный) и меньшим — 6 356 752,3142 м (полярный). Отличается от геоида менее чем на 200 м (International Civil Aviation Organization, 2002 г.)
Выбор программных средств зависит от решаемых задач и объема данных. Часто такие программы обеспечивают не только извлечение информации из снимков, но и отображение ее на картографической основе, а также интеграцию с данными ГИС. Мониторинг и изучение динамики объектов наиболее эффективно может быть осуществлен на основе применения ГИС-технологий.
Нами были использованы данные дистанционного зондирования (ДДЗ) для обновления картографической основы, составления тематических карт, создания собственных цифровых моделей по пространственным данным. Методы ГИС-анализа - для оценки, картографирования и мониторинга природных и техногенных ландшафтов. Используемые программы:
Формирование баз данных как уровня отсчета мониторинговых наблюдений. Важным этапом создания системы мониторинга является формирование единой пространственной основы, которая призвана объединить архивные данные, современные источники и поступающие новые данные, обеспечить их пространственно- геометрическое и смысловое согласование. Такой пространственной основой должна стать базовая карта.
Базовая карта – слой тематической информации, предназначенный для использования в качестве географической основы и для привязки других пространственных данных. От геометрической точности базовой карты зависит точность всех новых информационных слоев, создаваемых на ее основе (Кравцова, 1995). Выбор материалов, которые могут быть использованы для формирования базового аэрокосмического слоя, зависит не только от наличия снимков разного пространственного разрешения, но и от природных особенностей территории, в особенности от рельефа (Виноградов, 1984). Для территорий с малым перепадом относительных высот предпочтительнее космический снимок, отвечающий нескольким требованиям. Он должен иметь высокое разрешение, лучше – самое высокое из имеющихся. Желательно в качестве базового использовать многозональный снимок, так как на нем легче чем на черно-белых снимках распознавать большинство природных объектов. Выбранный снимок должен охватывать территорию несколько большую, чем изучаемая, что позволит обеспечить его более точную привязку. Для территории с большим перепадом относительных высот в качестве базового слоя лучше использовать изображение, преобразованное в ортогональную проекцию. Это может быть ортофотоплан, составленный из аэрофотоснимков, или ортотрансформированный космический снимок, совмещенный с цифровой моделью рельефа. Современные снимки снабжены системами пространственных координат. Привязка осуществляется по орбитальным данным, поэтому снимки, полученные разными съемочными системами, часто геометрически плохо согласованы. Для базовой карты, или базового аэрокосмического слоя целесообразно уточнить координаты по опорным точкам, что впоследствии обеспечит и согласование снимков с разных спутников. Базовое аэрокосмическое изображение служит основой для приведения к выбранной системе координат всех аэрокосмических снимков, а также других материалов, представленных в растровом формате. Опыт показывает, что сопоставление двух даже сильно различающихся, в том числе и разновременных снимков и поиск идентичных точек на них несравнимо легче, чем сопоставление снимка и карты. Это позволяет добиваться хороших результатов при передаче координат и трансформировании всех аэрокосмических данных. Для согласования разнообразных тематических карт, составляемых по данным наблюдений, помимо базового аэрокосмического слоя желательно иметь и базовую тематическую карту (слой), которая обеспечит смысловое согласование информации. Для этого, в частности, создают карту природных контуров, или используют имеющуюся.
Согласование отдельных тематических карт-слоев необходимо как на локальном, так и на более высоких уровнях, и заключается в согласовании пространственного положения границ. Поскольку многие тематические слои, относящиеся к разным компонентам природной среды, создаются по аэрокосмическим данным, предполагается, что границы изображаемых выделов будут совпадать. Но в крупных масштабах большинство природных границ носит неопределенный характер и при представлении картографических данных в векторном формате неизбежно возникает задача обобщения изображения. Растровая структура цифрового снимка усиливает неоднозначность границ, поскольку даже при изображении четких на местности контуров, возникают так называемые смешанные пикселы. Для создания по тематическим слоям разного рода моделей требуется однозначное положение границ, чтобы избежать ложных выводов при сопоставлении. Содержание базовой тематической карты зависит от природных особенностей территории, чаще это контуры растительности или орографическая схема горных хребтов. В противоположность базовой карте-основе, показывающей четкие, легко распознаваемые на снимках контуры, тематическая базовая карта призвана определить и зафиксировать в виде линий положение нечетких, неопределенных в виде переходной полосы природных границ, чтобы при последующем применении геоинформационных технологий обеспечить сопоставимость тематических данных. Таким образом, три базовых слоя – векторная карта-основа, растровое аэрокосмическое изображение, дополненное цифровой моделью рельефа, и базовая тематическая карта составляют блок базовой информации для обеспечения мониторинга территории, который должен способствовать согласованию всех остальных источников пространственных данных (рис. 4).
Рельеф и геоморфологические процессы
Большинство исследователей считают, что Месопотамский прогиб начал формироваться со среднего миоцена, при этом отложения Среднего и Верхнего Фарса (средний-верхний миоцен) рассматриваются как нижняя моласса, а Нижнего и Среднего Бахтиари (плиоцен) - как верхняя моласса. Существует и другая точка зрения, согласно которой формирование прогиба началось уже в среднем эоцене, во время накопления красноцветной толщи формации Геркус, залегающей на флишевых толщах верхнего мела–палеоцена (Махави, 2010). Северо-восточная граница Месопотамского прогиба проводится по Главному надвигу Загроса и определяется наличием в непосредственной близости к нему эрозионных останцов, сложенных молассовыми комплексами формации Бахтиари. Юго-западная граница прогиба проводится по системе разломов, контролирующих распространение молассовых отложений формации Среднего Фарса (Евфратско-Рамадийский разлом, Абуджирская зона дизъюнктивных нарушений, восточные разломы грабена Ана). В пределах Месопотамского прогиба четко обособляются складчатый (внутренний) и платформенный (внешний) борта, разделенные зоной разрывных дислокаций. За пределами этой зоны к юго-западу от нее отсутствуют флишевые отложения верхнего мела -палеоцена.
Внутренний борт Месопотамского краевого прогиба имеет ширину около 100 км. Наиболее древние, выходящие на поверхность мезозойские породы, прослеживаются в ядрах линейных складок, вытянутых непосредственно вдоль Главного надвига Загроса. Длина отдельных антиклинальных складок составляет от 20-30 км до 60 км. Обычно их юго-западные крылья осложнены разломами и имеют крутые углы падения. Внешний борт прогиба на геологической карте выражен распространением на его поверхности главным образом современных аллювиальных отложений рек Тигра и частично Евфрата.
В структурном плане для внешнего борта Месопотамского прогиба характерно падение на северо-восток. В северо-западной части его располагается Мосульское блоковое поднятие, глубина залегания фундамента в его пределах составляет 4-5 км, в то время как к северо-западу от него - 6-7 км, а к юго-востоку резко увеличивается до 10 км и более. К востоку от Багдада в центральной части внешнего крыла Месопотамского прогиба выделяется синклинальная структура -Восточно-Багдадская впадина. Амплитуда прогибания которой по подошве среднего миоцена составляет около 2000 м. К юго-востоку от нее располагаются еще три впадины, наиболее крупной из которых является впадина Басра (рис. 15).
Складчатая область Загроса в Ираке охватывает лишь крайние северовосточные районы страны и имеет ширину до 50 км. В ее строении принимают участие осадочно-вулканогенные образования палеозоя, мезозоя и палеогена. Мезозойские отложения представлены в основном глобигериновыми мергелями и радиоляритами, а палеогеновые - флишевыми и кластическими породами суммарной мощностью свыше 5000 м. Вся эта зона характеризуется сложным надвиговым строением. От расположенного к юго-западу Месопотамского прогиба она отделяется так называемым "Главным надвигом Загроса". Углы наклона плоскостей по надвигу изменяются от 20 до 50. Главный надвиг Загроса, по мнению многих исследователей, представляет собой взброс глубокого заложения, расколовший единую докембрийскую платформу на Аравийский и Иранский сегменты.
Породы фундамента в Ираке не обнажаются на дневной поверхности и не вскрыты глубокими скважинами. По аналогии с сопредельными районами Сирии, Иордании, Саудовской Аравии и Ирана, возраст фундамента считают рифейским и более древним. По геофизическим данным, поверхность фундамента в общем имеет региональный наклон к северу и северо-востоку. Глубина залегания фундамента изменяется от 2,5 км в северо-западной части страны (поднятие Рутба) до 10-13 км - в восточной и юго-восточной (Месопотамский прогиб) (Заибель, 2010).
Таким образом, на территории Ирака выделяются три основных структурных элемента: альпийская складчатая область Загроса, сформированная как горно-складчатая система к середине миоцена; Месопотамский краевой прогиб, заполненный молассовыми образованиями верхнего миоцена и плиоцена, и Аравийская плита, основную часть осадочного чехла, которой составляют палеозойские и мезозойские породы (рис. 16).
Палеозойские отложения в пределах Ирака обнажаются на крайнем северо-востоке в складчатой области Загроса, а также вскрыты единичными скважинами в северной части страны. Максимальная вскрытая скважинами мощность палеозоя составляет около 2,5 км. В палеозойском разрезе Северного Ирака выделяются отложения верхнего кембрия, нижнего и среднего ордовика, верхнего девона, нижнего карбона и перми. О характере палеозойских отложений на остальной территории Ирака можно судить по разрезам палеозоя сопредельных областей Сирии, Иордании и Саудовской Аравии, где эти отложения установлены в полном объеме и имеют значительные мощности. Предположительно в Центральном и Южном Ираке палеозой представлен всеми системами, а мощность отложений в платформенной части может составлять 3-4 км, увеличиваясь до 5 км в Месопотамском прогибе. Основную часть осадочного чехла в Ираке слагают мезозойские отложения. Они имеют повсеместное развитие, обнажаясь в оводовой части поднятия Рутба и в складчатой области Загроса, а также вскрыты многочисленными скважинами.
В платформенной части страны мощность мезозоя варьирует от 750 м (северо-запад) до 4000 м (юго-восток). При этом в северо-западных районах Аравийской плиты, где мезозойский разрез характеризуется стратиграфической неполнотой, отсутствуют отложения нижнего мела, верхней и средней юры, среднего и нижнего триаса (рис. 17).
Водный баланс
Средняя скорость ветра составляет 1,9 м/с и в течение года меняется незначительно. С января по июль скорость немного выше средних значений (около 2,0 м/с до 2,4 м/с в апреле), с июля несколько снижается, и в декабре достигает минимальных значений 1,5 м/с (рис. 48 Б).
От года к году (рис. 48 А) колебания скорости ветра более значительные. В период 1975-91 гг. преобладали ветры со скоростью 1,0-3,5 м/с. В последующие годы скорость ветра снизилась до 0,5-1,0 м/с.
Скорость, направление и продолжительность воздействия ветра на водную поверхность определяет развитие ветрового волнения. На водохранилище Хамрин наблюдаются волны с длиной разгона 5-15 км, периодом около 3 с, высотой 0,5-1,0 м. Близкие значения параметров волн обнаруживаются на Куйбышевском водохранилище, но при скорости ветра 6-10 м/с. Волны высотой до 1,0 м появляются здесь при скорости ветра около 20 м/с, соответственно увеличивается длина разгона до 26-55 км и период – до 4 с (Динамика ландшафтов в зоне влияния Куйбышевского водохранилища, 1991). М/С Б
Повторяемость волн разной высоты приведена в табл. 8. В феврале-апреле, когда наблюдаются наиболее сильные ветры, возникают волны высотой 1,0-1,5 м, но их повторяемость всего 18%. Очень редко (2%) бывает штормовое волнение с высотой волн более 1,5 м. Большая повторяемость в эти месяцы характерна для волн высотой 0,5-1,0 м (46%). Таким образом, во влажный сезон при высоком уровне воды наблюдается наиболее интенсивное волнение. Летние ветры восточных и юго-восточных румбов часто бывают более сильными (до 4 м/с), поэтому повторяемость волн высотой 0,5-1,0 м в мае-июле и августе-октябре остается довольно высокой (24-28%) и даже превышает повторяемость таких волн в ноябре-январе (20%). Во все сезоны присутствует волнение с высотой волн менее 0,5 м/с, и при малой воде их повторяемость составляет 65-75%, только зимой она снижается до 34%.
Ветровое волнение является ведущим фактором, определяющим интенсивность переработки берегов, обусловленной суммой энергии волнения разной интенсивности. Следствием сравнительно небольшого, но постоянного волнения на водохранилище Хамрин является значительное переформирование его берегов.
Роль течений в гидрологическом режиме водохранилищ, как и других водоемов, весьма существенна. Они переносят водные массы в водоеме, способствуют перемешиванию вод и создают благоприятные условия для развития организмов от поверхности до дна, существенно влияют на гидрохимический режим водоема, определяют и направляют процессы илонакопления, движения наносов и переформирования берегов (Беркович, 2012). Крупномасштабные временные и пространственные изменения динамических процессов определяются межгодовыми и сезонными изменениями стока (Экологические проблемы Верхней Волги, 2001). Искусственное регулирование объема водной массы, форма и морфометрия водохранилищ обусловливают сложную систему течений в них, преобладающими являются стоковые. Стоковые течения возникают в результате наклона уровенной поверхности водоема, вызванного избытком воды, приносимой притоками, или недостатком ее в той или иной части водоема, и направлено в сторону плотины. Это характерно для всех участков водоема в течение всего года, особенно, для верхних зон водохранилищ. Скорость стоковых течений зависит от величины поступающего притока воды в водохранилище и его проточности. Наибольшее развитие стоковые течения получают в глубоководной зоне.
В конце мая при наибольшей проточности водохранилища, вызываемой пропуском через гидроузел половодных вод, скорости стоковых течений наиболее значительны. Эти течения прослеживаются от поверхности до дна, причем максимум скорости приходится на верхний слой воды, а минимум - на придонные слои. Распределение поверхностных скоростей течения в водохранилище Хамрин неоднородно. Наибольшие скорости наблюдаются в центральной глубоководной части водохранилища - 1,0–2,0 см/с. В верхней и нижней мелководной части водохранилища скорости течения изменяются от 0,5 см/с до 1,0 см/с. В глубоководной приплотинной части средние скорости течения составляют 1,0 см/с. В приплотинной части водохранилища в течения направлены к плотине, в то время как в остальной части водохранилища наблюдаются течения в разных направлениях (рис.49).
Систематических наблюдений за температурой воды не проводилось. Здесь представлены результаты измерений температуры 21 августа 2013 г. (рис.46). Глубина почти последовательно увеличивается к приплотинной части, поэтому температура понижается в том же направлении от 30 - 31С на мелководье, до 27С в приплотинной части. Вместе с тем, общая тенденция к увеличению температуры воды от приплотинного водохранилища к верхней его части осталась неизменной.
Формирование берегов водохранилища и их типы
Таким образом, после создания водохранилища развитие склонов долины происходило по-разному. Ниже НПУ периодически подводный береговой склон осушается и становится надводным. На надводном береговом склоне в длительный сухой сезон вырабатываются формы рельефа, характерные для абразионных берегов. Во влажный сезон на подводном береговом склоне происходит образование аккумулятивных форм. Так как ниже НПУ склоны долины крутые и короткие, то преобладают абразионные процессы. Этим объясняется преимущественное формирование на водохранилище абразионных берегов разных типов. Скорость их отступания высока. За 32 года существования водохранилища за счет отступания склонов ширина днища долины увеличилась на 3-7 км, и она приобрела трапециевидный поперечный профиль.
Выше НПУ также происходит отступание склонов, особенно интенсивное в центре долины на склонах хребта Наодуман (на 3,5-4,0 км). Усиление интенсивности плоскостного смыва и линейного размыва, видимо, можно объяснить резкими колебаниями базиса эрозии, снижением устойчивости склонов, увеличением их крутизны. Поступление большого объема материала определяет интенсивное заиление водохранилища. Наибольшей мощности донные отложения достигают в северо-западной и центральной части ложа водохранилища (10 м), меньше – около 3 м в юго-восточной его части.
С колебаниями уровня водохранилища связаны изменения соотношения площадей, занятых пашней, пастбищами и непродуктивными землями. В сухой сезон увеличивается площадь пахотных земель, а во влажный сезон – площадь пастбищ за счет использования ранее непродуктивных земель, на которых появляется растительность, и они используются в качестве пастбищ. Перераспределение пахотных земель в течение года влечет за собой изменение набора посевных культур.
Интерпретация материалов дистанционного зондирования позволила уточнить топографическую основу, составить серию тематических карт долины Хамрин, выполнить последующий сравнительный анализ изменений морфологии долины под влиянием водохранилища и структуры земельного фонда. 2. Водохранилище Хамрин отличается значительными колебаниями составляющих водного баланса и, следовательно, большими колебаниями уровня в течение года и от года к году. Среднемноголетний уровень водохранилища 97,5 м. Амплитуда колебаний относительно средних значений составила 10 м. Амплитуда сезонных колебаний составляет 6-9 м в зависимости от водности года. 3. Геолого-геоморфологическое строение долины, а именно Y-образный поперечный профиль, асимметричные крутые склоны и наличие легкоразмываемых пород, а также интенсивное сельскохозяйственное освоение долины способствует развитию эрозионных процессов. С созданием водохранилища в зоне затопления появился новый геоморфологический процесс – абразионно-аккумулятивный. По типу геоморфологических процессов на склонах долины выделено две зоны – ниже и выше НПУ. Ниже НПУ в зоне периодического затопления ведущую роль играют абразионные процессы с образованием абразионных берегов разных типов, на долю которых приходится 65% береговой линии водохранилища. За 32 года его существования западные берега отступили на 1,0-2,0 км, восточные – на 1,5-5,0 км. Выше НПУ вне зоны переформирования берегов на склонах долины вследствие снижения устойчивости склонов активизировались эрозионные процессы. На высоте 120 160 м западные склоны отступили на 0,5-1,0 км, восточные – на 0,1-0,9 до 3,5-4,0 км, на 5-10 увеличилась крутизна склонов, и выпуклый продольный профиль сменился вогнутым или прямым. Ложе водохранилища интенсивно заиливается. За время существования водохранилища в нем накопилось до 10 м осадков и только в юго-восточной части 128 - около 3 м. В составе донных отложений преобладают глинистые и алевритовые илы. 4. Вследствие затопления днища долины площадь пашни сократилась на 23,3%, площадь пастбищ – на 1,1%. По сезонам происходит изменение соотношения площади пашни и пастбищ. Во влажный зимний сезон с повышением уровня водоема сокращается площадь пашни и увеличивается площадь пастбищ за счет непродуктивных земель, на которых появляется растительность. В сухой сезон возрастает площадь пашни и сокращается площадь пастбищ. 5. С 1999 г. прослеживается тенденция к усилению аридизации климата. Минимальная температура увеличилась на 2,4С, максимальная – на 1,8С. Количество осадков сократилось по отношению к среднемноголетним значениям на 72 мм (максимум на 109 мм). Это привело к снижению уровня водохранилища в среднем на 1,5 м, в отдельные годы – на 5-7 м. В маловодные годы сезонные колебания уровня достигают максимальных значений, следовательно, можно ожидать усиления интенсивности переработки берегов, а значит поступления большого объема материала и еще большего обмеления водохранилища.