Микрорельеф как фактор формирования снежного покрова в горах (по материалам воздушного лазерного сканирования) 25. 00. 25 геоморфология и эволюционная география

Вид материала

Автореферат

Содержание Второй раздел Глава 5. Сравнительный анализ морфологии микрорельефа Список работ, опубликованных по теме диссертации

Подобный материал:

• Организация рекреационно-геоморфологических систем 25. 00. 25 Геоморфология и эволюционная, 749.5kb.
• Морфоструктура и опасные геоморфологические процессы северо-западного кавказа 25. 00., 327.19kb.
• Дендроиндикационные исследования ленточных боров алтайского края 25. 00. 25 геоморфология, 293.64kb.
• Овражно-балочная сеть урбанизированной территории: строение, развитие, геоэкологическая, 376.98kb.
• Коркачёва Дина Александровна, учитель информатики высшей категории Апатиты 2010 Оглавление, 221.69kb.
• Спо как основополагающий фактор формирования кадрового потенциала региона н. Ю. Бабанов,, 102.66kb.
• Удк 599. 742. 73: 502. 74 571, 37.21kb.
• Культурно-образовательная среда как фактор формирования экологической ответственности, 362.78kb.
• Модернизация социальной сферы как фактор формирования национальной инновационной системы, 257.19kb.
• Внастоящее время питание рассматривается как социальный фактор формирования здоровья, 89.01kb.

Глава 4. Пространственная структура поля толщины снежного покрова

В первом разделе рассмотрены принципы моделирования поля толщины снежного покрова по материалам лидарной съемки. Толщина слоя снега определялась нами двумя способами: а) перпендикулярно поверхности геоида h_g, б) перпендикулярно поверхности склона (истинной земной поверхности) в данной точке h_s. В статистических оценках для соблюдения единой системы отсчета нами использованы карты толщины слоя снега h_g. Исключение сделано для анализа фактора крутизны склона, где по понятным причинам применены карты h_s.

Второй раздел посвящен структурному анализу поля толщины снежного покрова. Достигая толщины 3-10 м и более, сезонный снежный покров изменяет морфологию физической поверхности. Судя по моделям толщины снежного покрова (рис. 5), наибольшие ее величины на территории Фиштинского и Аибгинского полигонов достигает 22,6 м и 18,9 м соответственно.





Рис. 5. Распределение толщины снежного покрова на Фиштинском (слева) и Аибгинском (справа) полигонах


Высокую пространственную изменчивость исследуемого поля отражают характерные профили распределения толщины снежного покрова, проложенные вдоль и поперек горизонталей (рис. 6). Наиболее заметны флуктуации поля толщины снежного покрова вдоль горизонталей при исключении высотного тренда, когда структура поля толщины снежного покрова явно отражает фрактальную пестроту рельефа.





Рис. 6. Распределение толщины снежного покрова по линиям профилей. Аибгинский полигон


Гипотеза сопряженности структуры поля толщины снежного покрова h_g и микрорельефа проверялась на 6 тестовых участках размерами 200×200 м (40 тыс. точек), которые закладывались на разных типах склонов Аибгинского полигона.

На участках 1, 5 и 6 с повышенной морфологической сложностью земной поверхности изменчивость h_g характеризуется положительными коэффициентами асимметрии (табл. 6) (с длинным правым хвостом кривой распределения). На участке 3 по причине отсутствия осложняющих вогнутых форм рельефа распределению h_g свойственна отрицательная асимметрия (длинный левый хвост). В днище кара (участок 4) наблюдаются наиболее низкие коэффициенты асимметрии и эксцесса в частотном распределении толщины снежного покрова.


Таблица 6

Статистические показатели распределения толщины снежного

покрова на тестовых участках. Аибгинский полигон

Участок (тип склона)	Статистические показатели
	Min, м	Max, м	Mean, см	σ, м	Cv*	S	E	Med, м
2 (ЭДС)	0	2,00	0,59	0,29	0,49	-0,17	2,82	0,61
1 (ЭДС)	0	6,20	1,96	0,69	0,35	1,14	7,86	1,94
3 (АЛС)	0	2,95	1,55	0,36	0,23	-0,75	4,37	1,59
4 (ЭЛС)	2,50	9,75	6,21	1,51	0,24	0,14	1,94	5,93
5 (ООС)	0	15,49	1,58	1,55	0,98	1,83	9,80	1,40
6 (СДС)	0	9,56	1,97	1,19	0,60	2,17	9,34	1,62

*Cv – коэффициент вариации


Средние толщины снежного покрова на тестовых площадках изменяются в широком диапазоне – от 0,59 до 6,21 м (табл. 6). Наибольшие толщины снежного покрова ожидаемо отмечаются на тестовом участке в воронкообразном углублении кара. Максимальная относительная изменчивость толщины снега, судя по коэффициентам вариации, свойственна тестовому участку 5 (Cv=0,98), который расположен на крутом скальном обрамлении кара, а минимум изменчивости приходится на тестовый участок 4 (Cv=0,24). Такая вариабельность поля толщины снежного покрова согласуется с морфологией земной поверхности. Прямое влияние микрорельефа на структуру поля снежного покрова наблюдается при относительно небольших толщинах снежного покрова, сопоставимых с высотой морфологических элементов земной поверхности (участки 1, 2, 3). При большой толщине слоя снега (участок 4) на структуру исследуемого поля начинают оказывать влияние и более крупные морфологические элементы земной поверхности, т.е. происходит качественный «переход» на другой масштабный уровень структурирования.

В третьем разделе рассмотрены факторы формирования сезонного снежного покрова: высота местности, крутизна и экспозиция склонов, растительный покров.

По данным карт углов наклона земной поверхности и толщины снежного покрова выполнена оценка вклада фактора крутизны склонов Sl в распределение снега. Крутизна склонов определяет не только гравитационный перенос снега в течение всего периода его залегания, но и опосредует условия радиационного баланса поверхности. Для исключения высотного тренда оценка влияния крутизны склонов на толщину снежного покрова проводилась внутри 200-метровых высотных интервалов путем расчета статистических показателей. Методом зональной статистики рассчитаны показатели толщины снежного покрова, относящиеся к склонам с заданными интервальными значениями крутизны. Результаты расчетов, выполненные для двух переменных h_g и h_s, показывают, что по мере роста углов наклона земной поверхности толщина снежного покрова в целом нелинейно уменьшается в каждом из рассмотренных высотных интервалов. Например, на Фиштинском полигоне в интервале 1400-1600 м (при средней для всего интервала толщине слоя снега 2,17 м) наблюдается наиболее «правильное» последовательное уменьшение толщины снежного покрова с 2,24 до 1,69 м от пологих склонов (угол наклона 0-5⁰) до крутых (20-45⁰). На обрывистых склонах (более 45⁰) средняя толщина слоя снега уменьшается до 0,81 м.

Прямая оценка связи толщины слоя снега h_s и крутизны склонов Sl выполнена посредством построения корреляционных карт (рис. 7). Расчеты по двум соответствующим растрам выполнялись методом скользящего окна с применением коэффициента корреляции Пирсона r. В качестве формы скользящего окна выбрана окружность с переменным радиусом – 15 и 30 м.





Рис. 7. Распределение коэффициента корреляции Пирсона r крутизны склонов и толщины снежного покрова, рассчитанного с радиусом 15 м (а) и 30 м (б). Аибгинский полигон. Белые пятна маркируют отсутствие снега


Наиболее важные выводы из анализа корреляционных карт таковы: 1) наблюдается чрезвычайная пестрота поля корреляции Sl и h_s с высокой амплитудой r (от –0,9 до 0,9) и одновременно анизотропность данного поля; 2) налицо неоднозначность проявления связи Sl и h_s – случаи прямой (сине-голубая зона) и обратной (красно-желтая зона) корреляции имеют примерно равное представительство. Феномен роста толщины слоя снега с ростом крутизны отражает два «морфологических» случая, относящихся к вогнутой и выпуклой формам земной поверхности: а) повышенное снегонакопление в понижениях с крутыми бортами и б) образование снежных карнизов (карнизообразных форм) и надувов на крутых подветренных склонах в местах резких выпуклых перегибов.

Глава 5. Сравнительный анализ морфологии микрорельефа

и поверхности снежного покрова

Задача сравнительного анализа – определить различия данных поверхностей и, тем самым, оценить вклад рельефа в морфологическую структуру поля снежного покрова. Сравнивались показатели кривизны поверхностей и анизотропии. Распределение плановой кривизны kh поверхностей SSEM и DEM для каждого из тестовых участков иллюстрирует рис. 8, где темный тон соответствует отрицательным величинам кривизн (вогнутости), светлый тон – положительным (выпуклости). В наибольшей степени kh поверхности снежного покрова отличается от kh поверхности «голой земли» на многоснежных участках 4 и 6. Различие сводится к относительному «упрощению» морфологии поверхности снежного покрова в сравнении с собственно рельефом.





Рис. 8. Сравнение плановой кривизны kh поверхности снежного покрова (индекс А) и земной поверхности (индекс Б) на тестовых участках. Аибгинский полигон


В статистических параметрах это ярко выражается в резком увеличении коэффициента эксцесса для kh поверхности снежного покрова за счет сосредоточения показателей плановой кривизны поверхности снега в очень узком диапазоне. Рельефоид в виде снежного покрова в большинстве случаев в целом уменьшает шероховатость физической поверхности, но при этом поверхность снежного покрова образует в значительной мере независимые от микрорельефа собственные микро- и наноформы (как выпуклые, так и вогнутые). Поверхность снега в сравнении с земной поверхностью способна изменять соотношение положительных и отрицательных микро- и наноформ, что находит эмпирическое подтверждение в статистических показателях распределения плановой и профильной кривизны.

Оценивалась анизотропия двух переменных: 1) высоты местности, фактически характеризующей морфологию (рельеф) земной поверхности, 2) толщины снежного покрова. Способ оценки показателей анизотропии основан на построении семивариограмм при расчетах площадной автокорреляции. На каждом из тестовых участков фактор анизотропии толщины снежного покрова при любых размерах лага почти всегда выше аналогичного показателя микрорельефа. Таким образом, пространственные свойства рассматриваемого рельефоида отличаются определенной независимостью от морфологических свойств субстрата; кроме того, поле снежного покрова образовано ориентированными структурными элементами, усиливающими явления анизотропности.


Заключение

Материалы лазерного сканирования позволяют ставить и решать широкий круг задач, нацеленных на описание морфологических свойств микрорельефа и природных «рельефоидов». В ходе проведенных исследований достигнута главная цель диссертации – на основе морфометрического анализа установлено влияние микрорельефа на формирование поля сезонного снежного покрова в горах (на примере многоснежного Западного Кавказа). Основные научно-методические и практические результаты сводятся к следующему:

1. По данным воздушного лазерного сканирования разработана и реализована оптимальная методика создания высокоточных цифровых моделей земной поверхности (рельефа), поверхности и поля толщины снежного покрова.
   
2. Развиты представления о морфологических свойствах земной поверхности в горах в масштабе микро- и нанорельефа, опирающиеся на картографирование и статистический анализ пространственного распределения комплекса геоморфологических показателей.
   
3. Получены сведения о количественном распределении первичных морфологических элементов (впадина, пик, тальвег и др.) и форм микрорельефа в связи с типами склонов, выделенными по преобладающим геоморфологическим процессам.
   
4. Воздушное лазерное сканирование обеспечивает построение высокоточной модели поля толщины снежного покрова. В результате анализа этой модели выявлен вклад высоты местности, экспозиции и крутизны склонов, растительного покрова в статистическую структуру исследуемого поля.
   
5. Предложена концепция сопряженного морфометрического анализа микрорельефа и поля толщины снежного покрова. В рамках этой концепции сезонный снежный покров рассмотрен как рельефоид – специфический компонент внешней оболочки земной поверхности, к которому применимы приемы морфологического описания.
   
6. Поверхность снежного покрова в сравнении с земной поверхностью (субстратом) способна изменять соотношение положительных и отрицательных микро- и наноформ. При заполнении микронеровностей рельефа, снежный покров как рельефоид в порядке «самоорганизации» формирует собственную поверхность, эпигенетически отражающую следующий – мезомасштабный – уровень рельефа.
   
7. Установлено, что в микромасштабе анизотропия толщины снежного покрова практически всегда выше анизотропии микрорельефа, рассчитываемой в поле Z. Поле толщины снежного покрова в основном образовано ориентированными структурными элементами, усиливающими анизотропность.
   
8. Показано практическое значение технологии воздушного лазерного сканирования для оперативного получения сведений о распределения снежного покрова на горных склонах в виде высокоточных карт толщины снежного покрова. Потенциальное предназначение таких карт – определение лавинной опасности (включая ее геоморфологический аспект), расчеты снеговой нагрузки на инженерные сооружения, оценка условий зимней рекреации.
   

Список работ, опубликованных по теме диссертации:

В рекомендованных ВАК журналах:

1. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Брусило В.А. Речной бассейн как объект геоинформационного моделирования // Экологический вестник научных центров черноморского экономического сотрудничества (ЧЭС). 2005. №4. С. 38-46.
   
2. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Ризаев И.Г. Использование лазерно-локационных данных для моделирования и анализа структуры рельефа и рельефоидов горных территорий // Вестник Северо-Кавказского государственного технического университета. 2009. №4(21). С. 46-52.
   

Кроме того, опубликованы работы:

3. Погорелов А.В., Бойко Е.С. Предпосылки создания геоинформационной системы «Снежный покров Большого Кавказа» // Мат. XV межреспубл. научно-практич. конф. «Актуальные вопросы экологии и охраны природы экосистем южных регионов России и сопредельных территорий». Краснодар. 2002. С. 249–250.
   
4. Погорелов А.В., Ильичев Ю.Г., Бойко Е.С. Перспективы применения ГИС-технологий в региональных гляциологических исследованиях (Северный Кавказ) // Тез. докл. научно-практич. конф. «Итоги гляциогидрометеорологических наблюдений на Большом Кавказе за последние 40 лет и задачи на ближайшие десятилетия». Теберда, 15-16 октября 2003 г. Ростов-на-Дону. 2003. С. 38–44.
   
5. Бойко Е.С. Оценка объемов снегозапасов в горном бассейне с использованием ГИС-моделирования (на примере бассейна р. Теберды) // Труды Тебердинского государственного природного биосферного заповедника, вып. 43 «Биологическое и ландшафтное разнообразие Северного Кавказа и особо охраняемых территорий». Москва. Ставрополь. 2006. С.201– 205.
   
6. Бойко Е.С., Салпагаров А. Д. Методические подходы к анализу источников формирования речного стока (на примере р. Теберды) // Труды Тебердинского государственного природного биосферного заповедника. Вып. 43 «Биологическое и ландшафтное разнообразие Северного Кавказа и особо охраняемых территорий». Москва. Ставрополь. 2006. С.205– 211.
   
7. Бойко Е.С. Использование метода воздушной лазерной локации при оценке снегонакопления в горных условиях // Тезисы докладов VI международной конференции «Лазерное сканирование и цифровая аэросъемка. Сегодня и завтра». Москва. 2006. С. 29– 30.
   
8. Бойко Е.С. Новые виды пространственно-определенных поверхностей – геоповерхности. Опыт и перспективы использования в картографии. // Геоинжиниринг. 2007. №1 (3). С. 18– 22.
   
9. Бойко Е.С. Применение лазерного сканирования для решения инженерно-изыскательских и прикладных задач. Опыт и перспективы ООО «ИнжГеоГИС» // Тезисы докладов VII международной конференции «Лазерное сканирование и цифровая аэросъемка. Сегодня и завтра». Москва. 2007. С.23– 24.
   
10. Бойко Е.С., Погорелов А.В. Оперативная оценка снегонакопления по данным воздушного лазерного сканирования // Геопрофи. 2008. №1. С. 48– 50.
    
11. Бойко Е.С., Погорелов А.В. Моделирование поля снежного покрова в горах с использованием технологии лазерного сканирования (район курорта Красная Поляна) // Географические исследования Краснодарского края: сб. научн. тр. Вып. 3. Краснодар. 2008. С. 62– 70.
    
12. Погорелов А.В., Бойко Е.С. Исследование микро- и мезомасштабной структуры поля снежного покрова в горах на основе технологии лазерного сканирования // Тез. докл. XIV Гляциологического симпозиума «Гляциология от Международного геофизического года до Международного полярного года». Иркутск: Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2008. 99 с.
    
13. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Ризаев И.Г. Исследование структуры поля снежного покрова в горах с использованием технологии воздушного лазерного сканирования: постановка проблемы и предварительные результаты // Геоинжиниринг. 2008. №1(5). C. 14–22.
    
14. Бойко Е.С. Современные методы исследования поверхности земли в инженерно-топографических изысканиях. Тенденции и проблемы развития // Инженерные изыскания. 2009. №3. С. 58– 61.
    
15. Бойко Е.С. Воздушное лазерное сканирование. Развитие технологии и интерпретации данных // Геоинжиниринг. 2009. №1(7). С.30– 34.
    
16. Бойко Е.С. Воздушное лазерное сканирование в инженерных изысканиях. Современные тенденции и перспективы // Инженерные изыскания. 2009. №10. С. 67.
    
17. Бойко Е.С., Погорелов А.В. Снежный покров и микрорельеф: морфометрический аспект исследования // Географические исследования Краснодарского края: сб. научн. тр. Вып. 4. Краснодар. 2009. С. 117– 130.
    
18. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Ризаев И.Г. Применение воздушного лазерного сканирования для моделирования поля снежного покрова на горных склонах // Пространственные данные. 2007. №4. С. 34–38.
    
19. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Ризаев И.Г. Моделирование и анализ структуры рельефа и рельефоидов горных поверхностей (по данным лидарной съемки) // Мат. Межд. конф. «ИнтерКарто/ИнтерГИС 15: Устойчивое развитие территорий: теория ГИС и практический опыт». Пермь–Гент. 2009. Т. 2. С. 420–433.
    
20. Погорелов А.В., Бойко Е.С., Ризаев И.Г. Снежный покров и микрорельеф: морфометрический аспект анализа // Тезисы докладов научно-практической конференции «Вопросы гидрометеорологических инструментальных наблюдений в горах Северного Кавказа: состояние и перспективы». Терскол, 17-18 сентября 2009 г. Ростов-на-Дону. 2009. С. 31–34.