трусы женские хлопок купить
Grāmatas ārsti
Головна → 
Екологічні дисципліни → 
Експертиза, аудит, сертифікація → 
« Попередня Наступна »

12.2. Просторово-часова організація сфери впливу водоймищ


У 60-70-ті роки XX в. у зв'язку з актуальністю проектів територіального перерозподілу стоку північних річок на південь зросла увага до проблем взаємодії великих рівнинних водосховищ з ландшафтами навколишньої території. Значний внесок ввирішенні цієї проблеми внесли роботи А. Б. Авакяна, С. Л. Вендроні К. Н. Дьяконова, А. Г. Ємельянова, Ю. М. Матарзіна, І. Г. Мельнічеп ко, Г. С. Золотарьова, Л . К. Малик, А. Ю. Ретеюма, В. М. Широкова В. М. Стародубцева, Р. С. Чалова, В. А. Шарапова, К. К. Едельштейна В. Н. Екзарьяна та ін На підставі цих робіт складена схема впливу водосховищ на навколишню територію (рис. 27).


Район верхнього б'єфу
Взаємодія водосховища з ландшафтами здійснюється через поверхневі і грунтові води, повітряні маси і тваринний світ. Переробка берегів водоймищ (термін запропонований академіком Ф. П. Саваренський на початку 30-х років при проектуванні водосховищ Волзького каскаду) визначається локальними і фоновими фізико-географічними факторами.
1. Первісним до моменту заповнення чаші водойми рельєфом.
2. Ступенем вивітреного гірських порід, їх опірністю до розмиву під динамічним впливом хвиль, опірністю розчинення »при змочуванні.
3. Комплексом гідрометеорологічних умов, серед яких визначальне значення мають вітровий режим і тривалість безморозного періоду.
4. Комплексом хімічних і біохімічних факторів, що визначають в конкретних умовах інтенсивність «хімічної абразії» і карстові провали. Це актуально для узбереж Камського, Усть-Ілімського і ряду гірських водосховищ в Середній Азії і Закавказзі.

5. Біологічними властивостями водойми, зокрема інтенсивністю розвитку планктону, гідромакрофітов. У значних скупченнях вони здатні нейтралізувати вітрове хвилювання і тим самим різко зменшити інтенсивність процесу абразії та розмиву дна.
6. Кількістю наносів, що надходять у водосховищі, і їх джерелами. На великих рівнинних водосховищах зазвичай 70% зважених наносів місцевого походження, за рахунок розмиву дна на мілководдях і берегів. Інша кількість надходить з водозбору через притоки. У аридних районах зростає роль атмосферного переносу пилу.
7. Амплітудою коливань рівня грунтових вод, змочуванням бровки і схилів берегових масивів атмосферними опадами, обсягом і режимом талих вод.
Корінна відмінність водосховищ від озер полягає в тому, що від греблі вгору по колишній річці новий водойма має кілька гідрологічних зон, кожна з яких характеризується специфічними гідро-і морфодінаміческого особливостями і взаємодією з ландшафтами прилеглої території.
С. Л. Вендрова виділено чотири зони (рис. 28).
Глибоководна нижня зона, де при всіх рівнях хвилювання розвивається вільно, не взаємодіючи, за винятком прибережної смуги, з дном. Динамічні умови близькі до морських або глибоководним озерам. Наноси акумулюються тільки на глибині за межами зони сработки. Вплив на клімат максимально.
Проміжна зона середніх глибин залежно від положення рівня води може бути або глибоководної (при рівнях близьких до НПУ), або мілководній (при низьких позначках рівня).
Мілководна верхня зона, де при будь-яких положеннях рівня зберігаються умови дрібного озера. Розвиток хвилювання обмежено влити дна. Хвильова переробка берега малоінтенсивної. Тут відкладається значна частина принесених річкою наносів і швидко формується прибережна обмілина. Кліматичне вплив ослаблене спостерігаються зміни в мікрокліматі.
Зона виклинювання підпору, в якій навіть при найвищому горизонті води зберігаються умови мілководного затоки. У міру зниження рівня вона обсихає і стає «заплавою» водосховища. Активно йдуть ерозійно-акумулятивні процеси. Розвинений процес регресивної акумуляції, пов'язаний із зниженням швидкості потоку і відкладенням наносів.
Ще виділяють розірвання ареали зон невеликих заток, в яких йде процес акумуляції матеріалу, що поставляється схилових стоком.
Класифікація берегів по їх генезису була розроблена І. А. Печеркіна, С. Л. Вендрова і В. М. Широковим. Виділяють берега абразійні (обвально-осипні, зсувні, закарстованниє), акумулятивні і стійкі. Найбільший практичний інтерес предтавляют абразійні берега. Це пов'язано з великою інтенсивністю їх розмиву, особливо вперше п'ять років існування водосховища. Ширина зони переробки берегів у кінцеву стадію становить 200-300 м і більше. Найбільш інтенсивно абразія берегів йде на водосховищах Сибіру, ??що пов'язано з кріогенними процесами в умовах екстраконтінентального клімату. Із загальної протяжності берегів існуючих і споруджуваних водосховищ Сибіру (30 тис. км) близько 10 тис. км порушені процесами їх переробки.
На розвиток абразійних процесів на водосховищах, розташованих в зоні багаторічної мерзлоти, роблять великий вплив термормокарстовие процеси. Для гірських водосховищ характерні свої особливості переформування берегів, обумовлені малої роллю вітрового хвилювання, великою амплітудою коливання рівня (до десятків метрів), переважанням міцних гірських порід. Велику роль відіграють геодинамічні процеси, які постачають матеріал в акваторію, - вивітрювання гірських порід, осипи, обвали, зсуви.
В даний час протяжність абразійних, зсувних, осипних, обвальних та інших відступаючих берегів становить не менше 20 тис. км, а обсяг щорічно переробляються гірських порід - більш 300 млн м3.
Слід особливо сказати про порівняно недавно відкритому вигляді влиття великих водоймищ на навколишнє геологічне середовище. Вони активізують рухи земної кори в сейсмічно активних регіонах, викликаючи навіть невеликі наведені землетрусу. Зареєстровані тектонічні рухи в районах створення водосховищ Кариба, Гранвій, Мід, Нурекського та ін
У прибережній зоні водосховищ відбуваються спрямовані зміни в положенні дзеркала грунтових і грунтових вод. Спостерігаються два процеси: фільтрація води в берег і підпір грунтових вод з боку водосховища. Крім спрямованих змін відзначаються ритмічні коливання, обумовлені в підзоні прямого гідрогеологічного впливу коливаннями рівня водосховища.
Ширина цієї підзони - 300-400 м. Далі слід підзона непрямого впливу, де сезонна ритміка зволоження в першу чергу обумовлена ??метеорологічними умовами, але після створення водосховища вже вперше 5-10 років відзначений підйом дзеркала грунтових вод . Ширина цієї підзони може досягати 1-3 км, а в ослабленому вигляді проявлятися на відстані до 5-6 км по долинах підтоплених річок і струмків (Камское, Іваньківський та ін водосховища)
Аналіз проектів створення водосховищ ГЕС при їх експертизах показує, що гідрогеологами (Г. Н. Каменський, В. М. Шестаков та ін) створена надійна методика розрахунку ширини зони гідрогеологічного впливу, а окремі помилки пов'язані з недообліком місцевих ландшафтних умов.
У районі верхнього б'єфу водосховища формуються зони, підзони і пояси впливу, утворюють його сферу впливу.
Зона впливу - ареал, що виділяється як по зміні одного з компонентів ландшафту (зона кліматичного або гідрогеологічного впливу), так і ПТК в цілому. Подзона впливу територія, де або відбувається структурна перебудова ПТК незворотні зміни (в такому випадку це підзона прямого впливу), або виявлено окремі зміни у властивостях ПТК при збереженні колишнього інваріанта (підзона непрямого мул ослабленого впливу). Пояс впливу - територія в межа; однієї зони, що відрізняється від сусідньої знаком (спрямованістю) впливу.
Враховуючи актуальність екологічного обгрунтування проектування великих ГЕС в лісовій зоні Росії і високу ступінь вивченості проблеми взаємодії водосховищ з лісовими ландшафтами, розглянемо нові риси просторово-часової організації їх сфери впливу.
Повнота будови і специфіка зон і сфера впливу визначають поєднанням чотирьох найважливіших чинників - механічним складом грунтоутворюючих порід, кутом нахилу рельєфу, ступенем захисту від вітрового хвилювання і типом уровенного режиму водосховища за вегетаційний період.

Комбінація цих чинників виділяє п'ять видів зон впливу:
I - обширна з повним набором зон, підзон і поясів. Характерний для берегів, складених пісками і супісками, пологих і закритих від вітрового хвилювання, де переважає 1-й і 2-й типи режиму рівня;
II - обширна з неповним набором поясів (відсутній пояс сильного підтоплення ). Характерний для відкритих абразійних берегів, з переважанням 1-го і 2-го типів режиму рівня водосховища;
III-укорочена з повним набором зон і поясів. Вигляд приурочений до берегів щодо крутим і складеним легкими суглинками;
IV - укорочена з неповним набором поясів і підзон (без пояса сильного підтоплення на крутих абразійних берегах, складених суглинними породами; тільки з поясом сильного підтоплення на пологих берегах, складених легко-і середньосуглинистих породами);
V - укорочена, з поясами періодичного затоплення, помірного і слабкого підтоплення на водосховищах, де переважає 3-й тип режиму рівня.
Глибока диференціація знака, інтенсивності впливу в різних ландшафтах, неоднозначна планова проекція ареалів залежно від обраного індикатора впливу - один з найважливіших висновків аналізу сфери впливу штучних водойм.
У підзоні прямого впливу водоймищ лісовій і лісостеповій він простежуються такі пояса.
1. Періодичного затоплення; він розташовується між рівнем мінімальної сработки і рівнем максимальної форсування. Розподіл нових ПТК підпорядковане ймовірності затоплення і носить мікропоясной характер.
2. Сильного підтоплення, негативного впливу; його верхня межа на різних водосховищах коливається від 0,45 до 1,2 м над НПУ. Ширина пояса - перші сотні метрів, а по затоках і долинах затоплених річок - до декількох кілометрів; на берегах, складених лессовіднимі суглинками, за рахунок капілярного підняття вологи кордон пояса може перевищувати 2 м над НПУ. У цьому поясі спостерігається повна структурно-функціональна перебудова існуючих раніше ПТК. Вимочкі лісу відбувається до висоти 0,6-0,8 м над НПУ. Ліси заміщуються низинними болотами. Вище зазначених відміток спостерігається пригнічення деревостану, зниження в 1,3-2 рази приросту, падіння бонітету на 11-111 класу. Різні типи лісу в поясі сильного підтоплення трансформуються в осоково-трав'яні типи наторфяністо-подзолисто-глейовими, торф'яно-глейовими грунтах. Стадії і зміни в лісових ПТК в при-нрежной зоні водосховищ розглянуті в роботах К. А. Кудінова, Д. Г. Ємельянова, К. Н. Дьяконова, А. І. Русаленко та ін

3. Перехідний, наростаючого і зменшуваного підтоплення. Займає територію в межах 0,5-1,3 м над НПУ. У роки з високим стоянням рівня водосховища і грунтово-грунтових вод спостерігається активізація процесів заболочування, а в роки з низьким рівнем поліпшення аерації та збільшення фітопродукції ландшафту.
4. Помірного і слабкого підтоплення, зазвичай позитивного впливу на біопродуктивність ландшафтів. Зовнішня межа до 3-3,5 м над НПУ; ширина в підзоні прямого впливу до 400 Найбільше збільшення приросту деревного ярусу спостерігається в т ПТК, в яких до створення водосховищ грунтові води розташовувалися нижче кореневого шару (сосняки лишайникові, зеленомошние, чорнично-зеленомошние) .
У підзоні непрямого впливу простежуються пояса збільшень і зниження біологічної продуктивності. Її ширина може перевершувати 1-2 км.
Важливо підкреслити, що сезонна і річна хроноорганізація процесів в підзоні прямого впливу виявляє зв'язок з рівнем у сховища. Це проявляється у зв'язку рівня водосховища з щорічним приростом дерев (рис. 29), також з чисельністю і видовим розмаїттям ссавців, продукцією фітомаси лугів, вмістом кисню в грунтових водах, ступенем оглеєння грунтів.
Вплив водосховищ на ландшафти в степовій, напівпустелі і пустельній зонах має свою специфіку. Вона полягає в тому, що на зміну процесу підтоплення приходить процес засолення
Вплив великих водоймищ, особливо таких як Братськ Куйбишевка, Рибинське, Бухтарминское л ін, на місцевий клімат виражено досить чітко.
Альбедо водної поверхні при висоті Сонця більш 20 коливається від 6 до 12% і завжди менше альбедо поверхні суші. Тому радіаційний баланс водосховищ (Rв) зазвичай на 15-20% більше радіаційного балансу суші (Rc). Восени за рахунок збільшення ролі ефективного випромінювання в радіаційному балансі і більш теплою водою поверхні в порівнянні з сушею Rв lt; Rc.

Індикатором на інтенсивність впливу водосховища виступає різниця температур поверхні води і повітря на навколишньої території (поза зоною впливу)-Тп-t. Вона залежить від глибини водосховища та його географічного положення (рис. 30). Впливу водосховища на місцевий клімат властиві два періоди: охолоджуючого і отепляющее впливу. Зниження середньої місячної температури повітря в першому кілометрі від урізу в квітні-червні одно 0,5-2,5 ° С; на сибірських водосховищах - 1,0-3,5 ° С, головним чином за рахунок більшого промерзання водойм (товщина льоду на водосховищах Сибіру досягає 1-1,2 м; на водосховищах європейської частини країни - 0,6-0,8 м).
Навесні перехід температури повітря через 5 і 10 ° запізнюється на берегах на 3-7 доби, що позначається на проходженні рослинами фенологічних фаз; восени спостерігається зрушення дат переходу температури повітря через 10,5 і 0 ° на більш пізні терміни, на дрібних водосховищах на 3-5 днів, на глибоководних - на 5-10 днів. Тривалість безморозного періоду на узбережжі зростає навесні на 1-4, восени - на 9-14 (на глибоководних до 20) днів.
Співвідношення періодів охолоджуючого і отепляющее впливу водосховищ на рівні денних і нічних температур повітря різному. Найчастіше цей факт не враховується в прогнозі впливу водосховища на клімат. Охолоджуючий ефект водосховищ в денний час проявляється до початку серпня, а отепляющее вночі з середини травня на водосховищах європейської території Росії і з червня в умовах Сибіру. Максимальні значення охолоджуючого ефекту вдень у квітні-травні (2,5-4,5 ° С), отепляющее - вночі в серпні-вересні (2,5-3,5 ° С).
Відносна вологість повітря в денні години завжди вище на березі (на 4-16%) порівняно з територією, на яку вплив водосховища не поширюється, а вночі - нижче на кілька
відсотків. Абсолютна вологість повітря в прибережній зоні вишt на 0,5-2,0 мБ.
Водосховище знижує число похмурих днів по нижній хмарності навесні і влітку на 10-20% і збільшує число ясних днів до 30%. Над акваторією і плоскими берегами в порівнянні з територією більш високою і віддаленої на 5-10 км за теплий період випадає ні 10-20% атмосферних опадів менше, тому що в період охолодному) впливу конвенктівная хмарність розвинена над водоймою менше.
Протягом усього теплого періоду, за винятком квітня і першої половини травня, швидкість вітру в прибережній зоні вище, причому відмінності в серпні-жовтні досягають 1,0-2,2 м / с. На берегах всіх води сховищ розвинена Бризовая циркуляція, що впливає на погоду і формує специфічні риси місцевого клімату на великих водосховищах на відстані до 5-8 км.
Бризовая циркуляція визначає розміри ареалу впливу. Активне стійке вплив простежується до 3-5 км від берега, епізодичне - до 10-15 км.
У нижньому б'єфі (нижче греблі) чітко простежуються зони гідрологічного, гідрогеологічного та кліматичного вплив Внутрішньорічні перерозподіл стоку і його часткове вилучення і період наповнення чаші викликають значно більші зміни в аридной зоні, ніж в гумідної, причому в степовій і напівпустельній зонах вплив у нижньому б'єфі по площі звичайно перевершує вплив у верхньому б'єфі. Оцінка ефекту змін режиму заплавних і грунтових вод диференційована залежно від зональних і регіональних умов.
У лісовій зоні європейської території країни, Західної та Сред ній Сибіру регулювання стоку річок водосховищами при ізбитоном заплавній зволоженні знімає тривалість весняно-літньої повені, що в ряді випадків сприятливо для заплавних лучних комплексів.
Однак при цьому різко знижується надходження намулу, порушується головна ланка формування родючості заплавних грунтів.
В умовах мусонного клімату Далекого Сходу зріз річного піку повені сприятливо впливає на умови сільськогосподарсько виробництва. Класичним прикладом є Зейское водосховище, що дозволило знизити інтенсивність і тривалість літньо-осінніх паводків протягом 640 км від греблі до гирла річок
Суттєві негативні зміни заплавних комплексів спостерігаються в нижніх б'єфах аридних районів, де зниження водне пов'язано також з водозабором води на зрошення. Відбувається опустелювання і засолення ландшафтів, зниження їх біологічної продуктивності в кілька разів. Класичні приклади - заплава Іртиш нижче греблі Бухтармінськой і Усть-Каменогорськ ГЕС, де вплив водосховища позначається на відстані до 1500 км; Волго-Ахтубінськ заплава, нижній б'єф Капчагайського водосховища та ін Фактором зниження біопродукції заплавних лук виступає і більш холодна вода в літній період ( на 6-10 °), що надходить в нижній б'єф на сибірських водосховищах. Помітні відмінності в температурі на Каховському водосховищі (у травні на 2,5 °). Зимовий попуск відносно теплих вод призводить до утворення туманів протягом декількох десятків кілометрів (Красноярське, Зейское та ін водосховища). Зміна гідротермічних умов в нижньому б'єфі, зокрема освіту в зимовий період незамерзаючої ополонки, корінним чином відбивається на шляхах міграції тварин.
 
 « Попередня  Наступна »
 = Перейти до змісту підручника =

енциклопедія  Баранина  по-мисливськи  Котлети  сардина