2.4. ІНДИКАЦІЙНЕ ЗНАЧЕННЯ ДИНАМІКИ МОРФОДИНАМІКИ Й МЕРЕЖІ РЕЛЬЄФУ ДЛЯ ВИЗНАЧЕННЯ ОСОБЛИВОСТЕЙ ФУНКЦІОНУВАННЯ ВОДОЗБОРУУ 1-му розділі другої частини книги при визначенні поняття "структура рельєфу" підкреслювався його зміст в аспектах функціональних автоморфізму й ізоморфізму. Перший аспект має на увазі порівняння двох станів однієї геоморфологічної системи з лагом за часом. Такий порівняльний аналіз параметрів (характеристик властивостей) структурних мереж рельєфу елімінує часовий проміжок і є першим кроком в оцінці динамічних пріоритетів функціонування природного середовища водозбору (§ 2.1.3). Потім безпосередньо переходимо до кількісного визначення рельєфозалежного фактора літодинамічної й хемодинамічної складових функціонування середовища транзиту твердого матеріалу та асоційованих із ним забруднювачів у природно-антропогенному довкіллі водозбірних басейнів. Введення поняття “геостатистичної варіабельності морфології рельєфу” створює необхідне теоретичне підґрунтя для прийняття індикаційного значення динаміки морфології й мережі рельєфу. У заключному підрозділі цього, четвертого розділу другої частини монографії наводяться безпосередні приклади оцінки ерозійних процесів на водозборах по їх геоінформаційних моделях. ^ 2.4.1. Порівняльний аналіз будови структурних мереж рельєфу з часовим лагом (методом ключової ділянки)Винесена в заголовок підрозділу задача вирішувалася з урахуванням існуючих методик оцінки загальної мінливості природних процесів [209,210]. При вивченні закономірностей просторового розподілу ерозійних процесів у річковому басейні рекомендується спільний аналіз великомасштабних топокарт, результатів польових спостережень і аерофотоматеріалів [211]. При вирішенні цього питання в часовому аспекті унікальність великомасштабних топографічних матеріалів по двох часових реперах робить практично неможливим визначення змін мережі рельєфу всього басейну р.Оскіл. Таке дослідження проводилося методом ключової ділянки, у якості якої був обраний один із субводозборів басейну - водозбір р.Оскілець, розташований у верхній половині Басейну I. Порівнювалася будова його флювіальної мережі з часовим проміжком у більш ніж 50 років. Використовувалися матеріали Курської землемірної експедиції - великомасштабна топозйомка (1:5000) середини 20-х рр., топопланшети, складені на початку 30-х рр. (1:25000, 1:50000) і на початку 80-х (того ж масштабу, уточнені по аерофотоматеріалах), великомасштабні (1:5000) аерофотоматеріали за даними зйомки середини 80-х рр. [212,213]. Були побудовані розрахунковий комплекс порівняльного (компаративного) аналізу будови флювіальної мережі із лагом за часом (табл. 2.15) і результативна карта (рис. 2.18, 2.19). На результативній карті представлені два стани мережі рельєфу басейну р.Оскілець, виділені по відповідних топопланшетах, аерофотоматеріалах і в результаті польових спостережень (рис. 2.20). Два стани (дві будови) мережі умовно назвемо "попередньою будовою" (часовий репер - середина 20-х - початок 30-х рр.) і "сучасною будовою" (часовий репер - початок - середина 80-х рр. ХХ ст.). Виходячи з наявних даних щодо швидкості трансформації гідрографічної мережі, зокрема по особливостях переходу малих річкових долин на яружно-балковий режим [214], будемо вважати зазначений часовий проміжок цілком достатнім для цілей дослідження. Горизонтальне розчленовування рельєфу водозбору усіма видами ерозійних форм досягає на окремих ділянках 2 км/км2, вертикальне розчленовування варіює в межах 60-120 м. Абсолютні висоти досягають 230-240 м. Водозбори рік Оскільця і Синіхи відносяться обидва до правобережжя Осколу, представляючи дві основні морфологічні частини басейну (Б I і Б II). Їм властивий схожий топологічний вигляд рельєфу. Розглядаючи їх репрезентативними СВЗ Басейнів I і II, водночас відзначаємо, що вже по метричних характеристиках водозбори Оскільця і Синіхи істотно відрізняються (табл. 2.15). Виділивши субводозбори в межах кожного з басейнів (Оскільця й Синіхи, карта останнього, тобто водозбору р. Синіха, була побудована засобами комп’ютерного моделювання в ОС MS-DOS) (рис. 2.18 й 2.20), звернемо увагу на подібну структуру розподілу площ, але з тією різницею, що для привододільної частини водозбору Синіхи (особливо це стосується верхів’їв) характерні великі їх значення. В басейні Оскільця більша за розмірами площа дренується головним руслом. Це свідчить про порівняно інтенсивну регресивну ерозію в басейні Оскільця, коли ухили високопорядкових приток ще не приведені у відповідність з ухилом головного русла [215]. Ухили (значення ІУС) і значення ДСЛ/ОП по ряду СВЗ басейну Оскільця в середньому в два і більше разів перевищують аналогічні величини для водозбору Синіхи (табл. 2.15). Короткий порівняльний аналіз водозбірних площ, що належать до двох основних МЧВ р. Оскіл, додатково підтверджує деякі висновки попереднього розділу монографії. У розрахунковий комплекс порівняння двох станів мережі рельєфу (попередня будова і сучасна будова) включені основні характеристики топологічних і метричних властивостей МР, які раніше (3-ій розділ) визначені, як особливо важливі в індикаційному відношенні (табл. 2.15). Друга половина розрахункового комплексу (гр. "12"-"22" табл. 2.15) відображає пропоновану методику компаративного аналізу попередньої будови і сучасної будови структурної мережі. Враховувалися існуючі методи аналізу типів територій [216] і приклади використання ергодичної гіпотези [217-219]. Точність зйомки рельєфу оцінювалася за відомою методикою [220]. По субводозборах басейну р. Оскілець визначені розміри площі, на якій мережа рельєфу у даний час зруйнована активним техногенезом. Нами спостерігалися його різні форми в польових умовах (рис. 2.28). Саме вказаний процес є причиною зміни місцевих базисів ерозії (ВВР) у сучасній мережі рельєфу басейну. Для кожного із СВЗ басейну р. Оскілець за відомим виразом [99] розраховувався ерозійно-геоморфологічний коефіцієнт, що у даному випадку являв собою добуток величини ІУС на середньозважене значення ДСЛ/ОП, поділене на 100. Однак у подальших розрахунках було зручно оперувати з цілими числами, адекватними цьому коефіцієнтові. Для його перетворення використовувався коригувальний множник (1000). У результаті отримана величина, яку умовно назвемо "ерозійно-геоморфологічним потенціалом субводозбору", і яка виражатиметься в розрахункових цілих числах. Інтенсивність ерозійних процесів у межах водозбору може бути оцінена досить точно за поширенням в його межах ділянок яроутворення (яружних систем) [221,222]. Звичайна типізація території за її яружністю здійснювалася з використанням традиційних характеристик (щільності ярів, їхньої густоти) [223]. При вживанні подібного методичного прийому в компаративному аналізі структурної мережі, обмежимося значенням числа яружних систем у субводозборі. Рис. 2.20. Руслова й вододільна мережі басейну р. Синіха, змодельовані через ПЗ “Рельєф-Процесор”. Площі СВЗ були підписані в центрі кожного субводозбору при виводі комп’ютерної карти на плотер Рис. 2.21. Активний техногенез в субводозборі р. Оскілець (басейн. р. Оскіл)Типізація яружних систем проводилася в залежності від їхньої приналежності до попередньої будови або до сучасної будови мережі рельєфу (або до одного і до іншого). Виділялися 4 типи яружних систем. 1-й - у межах попередньої будови, 2-й - у межах сучасної будови МР. 3-й тип характеризував збіг ділянок активного яроутворення в попередній будові і в сучасній будові. Нарешті, до 4-го типу яружних систем відносились ділянки сучасного утворення яруг, де закладення ярів не співпадає з положенням тальвегів у попередній будові мережі рельєфу. Тобто яружні системи цього типу представляють території водозбору, на яких у результаті інтенсивного рельєфоутворення відбулася зміна просторового положення тальвегів (але звичайно не більше, ніж на одиниці метрів), а в даний час йде активний процес яроутворення. Оскільки таке ранжирування яружних систем близьке до методу "послідовної типізації" Ховарда-Кербі, коли порядковий номер типу ерозійного рельєфу приблизно відображає інтенсивність процесу [224], то, за аналогією, в даному випадку фіксувалось посилення розвитку ерозії на зазначеному часовому проміжку від 1-го до 4-го типу яружних систем (у межах поширення яружних систем у басейні).^ Зважений індекс яружності. Із загальної схеми розвитку флювіального рельєфу випливає, що при посиленні ерозії зростає число ярів, що спираються на тальвеги високих порядків [159]. Оскільки ерозійно-геоморфологічний потенціал практично не враховує яружності субводозбору, необхідно введення ще однієї узагальненої характеристики, яка б кількісно враховувала як перевагу того або іншого типу яружних систем у межах СВЗ, так і особливості сполучення яружних систем із структурними елементами того або іншого порядку. Як подібну характеристику було запропоновано зважений (по площі субводозбору) індекс яружності (ЗІЯ) у вигляді:, (2.4.1)де g - число яружних систем типу k (1-го - 4-го), що спираються на структурні елементи рельєфу порядку n; A - площа субводозбору. Число яружних систем певного типу, що спираються на структурні елементи відповідного порядку, підраховане по кожному із субводозборів (табл. 15). Індекс ЗІЯ фактично характеризує інтенсивність ерозії, як залежну "від порядку і структурного положення окремих ланок в ерозійній системі" [215, с. 30]. У результаті компаративного аналізу топопланшетів і аерофотоматеріалів виявлено, що за проміжок часу в кілька десятиліть у МР відбувається виключення (виникнення) тільки ЗСЛК і зміщення просторового положення тальвегів структурних елементів більш високих порядків не більше, ніж на перші метри. Такий висновок добре узгоджується з наявними даними про зміни в положенні яружних і балкових русел менш ніж за десятиліття [224]. Переважно спостерігається виключення зовнішніх ланок типу ЛКВП із попередньої будови, тобто їхнє виникнення в сучасній будові мережі рельєфу водозбору Оскільця. Аналоги цих ланок у флювіальній мережі активно розвиваються уздовж головних русел у міру посилення ерозійних процесів [225]. Зміна положення тальвегів за такий, досить короткий, проміжок часу може бути обумовлена цілим рядом ландшафтних факторів, від яких залежать руслоформуючі витрати долинної і яружно-балкової мережі [46]. За даними розрахункового комплексу будувалася кореляційно-регресійна матриця для визначення репрезентативності тих або інших його показників при зміні параметрів МР за часом (табл. 2.16). Факторизація матриці виконувалася викладеним раніше способом, по (3.5). Усі фактори (характеристики субводозборів) можемо розділити на топологічні (№№ 9, 11 табл. 2.16), метричні (№№ 1, 7), характеристики ерозії (№№ 2, 3-6, 8) і характеристики зміни будови мережі рельєфу (№ 10, № 12, 13). Компонентний склад цієї кореляційно-регресійної матриці відрізняється від складу матриці характеристик МР усього басейну р.Оскіл, проте міститься достатній набір показників для порівняння результатів факторизації обох матриць. Перевірка залежностей у матриці компаративного аналізу здійснювалася за коефіцієнтами лінійної регресії (нижче головної діагоналі в кореляційно-регресійній матриці - табл. 2.16). З розрахункового комплексу можна визначити деяке збільшення %-ного числа ЛКВП у “сучасній будові” у порівнянні з “попередньою будовою мережі рельєфу” (гр. "5" табл. 2.15). На підставі зроблених раніше висновків і за наявними даними це може свідчити про посилення інтенсивності ерозії за проміжок часу. Такий показник є одним з найбільш репрезентативних за результатами факторизації кореляційно-регресійної матриці характеристик мережі рельєфу усього водозбору Осколу. За рядом подібних показників у кореляційно-регресійній матриці компаративного аналізу (табл. 2.16) до числа ведучих факторів було віднесено лише число виключень ЗСЛК із "попередньої будови" МР (множинний коефіцієнт кореляції = 0,809). На противагу попередній матриці тут одним з найбільш репрезентативних показників є основні метричні - ДСЛ/ОП і ВВР. З результатів факторного аналізу випливає, що (ЗІЯ) досить добре відображає розвиток ярів, що відбувається паралельно зі зміною параметрів МР за часом (множинний коефіцієнт кореляції = 0,781). Значення ІУС у число компонентів матриці не включалися, оскільки в значній мірі були виражені величиною ерозійно-геоморфологічного потенціалу. Останню ж за результатами факторизації до числа репрезентативних показників віднести не можна (множинний коефіцієнт кореляції = 0,461). Ведучим фактором, що відображає весь комплекс зміни параметрів МР, виявляється число зміщень положення тальвегів структурних елементів рельєфу (множинний коефіцієнт кореляції = 0,962). Подібний результат факторизації виявляється цілком логічним, оскільки є наслідком найбільш динамічного прояву рельєфоутворюючого процесу за згаданий проміжок часу. На завершальному етапі компаративного аналізу будувався розрахунковий комплекс довірчих ймовірностей зміни параметрів МР за часом. За даними таблиці 15 розраховувалися числа сполучень основних параметрів зміни мережі – яружних систем різних типів, виключень ЗСЛК із будови МР і випадків зміщення положення тальвегів. Наприклад, для яружних систем число сполучень визначалося як число неупорядкованих 2-х елементних (тип - порядок) підмножин з їхньої множини в 4 елементи (значення порядку структурних елементів в субводозборі, на які спираються яружні системи - 1-й-3-й порядок, значення типу яружних систем - 1-й - 4-й тип). Використання елементів комбінаторики дозволяє виконувати імовірнісні розрахунки поза ІТМ-біномінальною моделлю (підрозділ 2.3.2). Імовірнісну оцінку переходу з одного фіксованого стану МР в інший можемо зробити по відношеннях даного числа сполучень параметрів, що змінюються, до максимально можливого числа сполучень по кожному з параметрів, тобто до того їх числа, що відображало би один з фіксованих станів будови мережі рельєфу. На підставі зазначених відношень відбувається обчислення довірчого інтервалу для невідомої імовірності за частотою. Границі інтервалу, у якому знаходиться дане відношення (m/n), що накриває невідому імовірність p з імовірністю P = 1 -Q (де Q - рівень значимості), визначається з розв‘язання квадратного рівняння:, (2.4.2)де m - дане число сполучень; n – число сполучень максимально можливе; (1 - Q) - обернений інтеграл імовірності. Використовується наближений вираз . Хоча, як і у ІТМ-біномінальній моделі, тут одержуємо деякі імовірності реалізації, але на відміну від останньої, вони не є показниками утворення елементів мережі. До того ж, прив'язка до проміжку часу визначає інтервал розрахунку в границях довірчого інтервалу. Дане і максимально можливе числа сполучень зміни параметрів мережі рельєфу за часом будуть розрізнятися поміж собою в K! раз, де K - число параметрів МР, що змінилися. Тобто, число всіх можливих неупорядкованих підмножин параметрів, що змінюються, можемо подати для кожного із субводозборів у вигляді , що буде відповідати числу сполучень цих параметрів з множиною здатних до зміни параметрів з n елементів у залежності від будови МР у даному субводозборі. Для того, щоб визначити максимально можливе число сполучень у залежності від будови мережі рельєфу (числа структурних елементів рельєфу, їхній порядок), з кожної отриманої неупорядкованої підмножини перестановкою її елементів одержуємо упорядковані підмножини, яких і буде більше в зазначене число раз, тому що кожну K-елементну множину можна упорядкувати K! способами. Ми одержали упорядковані підмножини з K елементів у виді комбінаторних розміщень з n по K елементів. На відміну від сполучень, ці підмножини відрізняються не тільки складом елементів, але і порядком їхнього проходження (при упорядкуванні в залежності від будови МР субводозбору). Розміщення і сполучення - n і m з (2.4.2) пов'язані між собою виразом . Розрахунки числа сполучень і розміщень (максимально можливе число сполучень) з метою визначення довірчого інтервалу імовірностей проводилися за даними з граф "18"-"22" таблиці 2.15. Абсолютні величини нижньої і верхньої границь (P1 і P2), а також ширина довірчого інтервалу імовірностей зміни параметрів будови МР за часом відображають особливості флювіального рельєфоутворення за зазначений часовий проміжок. У субводозборах, що знаходяться у верхів'ях Оскільця (№№ V-IХ рис. 2.18), за цей час відбувався інтенсивний розвиток природної регресивної ерозії. Розрахункові імовірності для них відрізняються в основному широким довірчим інтервалом за рахунок великого значення його верхньої границі. У незруйнованих техногенезом СВЗ нижньої лівобережної половини басейну (№№ IV, ХІІ, ХІІІ. ХVІІІ.2 рис. 2.18), де мала місце приблизна рівновага ерозії й акумуляції, інтервал значно вужче, як правило, за рахунок зниження верхньої границі. Нарешті в субводозборах, що безпосередньо примикають до зруйнованої техногенезом частини басейну (№№ III, ХVІІІ.1, ХVІІІ.3), з цієї причини відбувалося різке посилення антропогенної ерозії, і дана обставина відображає в значній нерівномірності величин довірчих інтервалів по окремих параметрах будови мережі рельєфу.^ 2.4.2. Вивчення інтенсивності руслової ерозії на підставі спектрального аналізу динаміки твердих витрат й характеру відкладень еродованого матеріалуЗміна параметрів мережі рельєфу за часом, яка розглянута у попередньому параграфі - приклад морфологічного прояву літодинамічних процесів саме через руслові явища. Іншим, близьким за характером прикладом будуть зміни у морфології поверхні водозбору, що відбуваються через поверхнево-схиловий змив (ПСЗ), який в границях водозбору Осколу буде розглядатися у наступному параграфі. Тут же ми продовжимо дослідження руслових процесів, вивчаючи вже не їх “фізіономічний”, як у підрозділі 2.4.1, а суто динамічний аспект. Аналіз інтенсивності процесів ерозії на водозборах у голоцені і протягом історичного періоду на підставі аналізу динаміки ерозії і особливостей акумуляції твердого матеріалу виконувався багатьма дослідниками, а деякі з них здійснили апроксимаційну оцінку цих процесів, намагаючись відокремити природні і антропогенні чинники одні від інших [42-45,78,107,111,112,227-229]. В деяких із цих та в інших публікаціях характеристики відкладень застосовувалися саме для отримання інформації про відгук ерозійних процесів на зміни у довкіллі, причому той відгук, що мав місце в середовищі різних типів географічних ландшафтів. Так, нам відомий приклад того, як у Великобританії дослідження відслонень гірських порід в межах річкової долини використовувалися для встановлення зв’язку між характеристиками експонованих відкладень і історією землекористування на сусідніх схилах [229]. Якщо проаналізувати роботи, на які ми зробили тут посилання, можна прийти до висновку, що незначна увага надається саме чинникам ерозійних процесів на річкових заплавах як частині загального “ерозійного відгуку” всього басейну на інвайронметальні зміни. У той саме час, заплавна рослинність має впливати, і суттєво, на динаміку навіть руслової ерозії, а зміна рослинності відбивається на коефіцієнті шорсткості поверхні заплави і на розмірі тієї її території, яка експонована щодо процесів стоку і акумуляції відкладень. Зробивши оцінку літодинамічної складової середовища транзиту твердого матеріалу по головному руслу водозбору Осколу за певний часовий ряд, можна припускати відповідні зміни в морфології флювіального рельєфу і мережі всього річкового басейну. Для такої оцінки доцільно співвідносити з даними твердого стоку характеристики інтенсивності рельєфоутворюючих процесів. Наприклад, таку як "ступінь розвитку процесів лінійної ерозії" у різних градаціях, складену нами по топопланшетах і аерофотоматеріалах для басейну р.Оскіл (табл. 2.17). Тверда витрата р.Оскіл вивчалася методом спектрального (статистичного) аналізу рядів динаміки (табл. 2.18). Як числові значення ряду використовувалися величини середньорічного твердого стоку за даними 34 років спостережень, представленими у Гідрологічних щорічниках і в книгах Державного водного кадастру. Період спостережень охоплював 1953 - 1986 р. Рівні ряду складали дані, зняті на гідропостах, розташованих у нижній течії кожної з основних МЧВ басейну ріки Оскіл - сл. Ніновка (Басейн I) і м. Куп’янськ (Басейн II). За зазначений період на цих гідропостах отримані регулярні достовірні показники. Аналіз часових рядів виконувався за відомою методикою вивчення динаміки географічних явищ і процесів [230]. Виділялися тренд, періодична складова і випадкова компонента. Розраховувалися середній рівень, абсолютний приріст і коефіцієнт росту ряду для визначення лінійного тренду. Таке теоретичне наближення обране, виходячи з того, що абсолютні прирости часового ряду більш-менш постійні (з від’ємним знаком), тобто рівні ряду змінюються в арифметичній прогресії (або близько до неї) (табл. 2.18). Параметри прямої знаходяться шляхом відомого розв’язання системи нормальних рівнянь, отриманих методом найменших квадратів (рис. 2.22). Величина коефіцієнту при факторній ознаці тренду по Басейну II визначає трохи більший нахил прямої до осі абсцис у порівнянні з апроксимацією по Басейну I (відповідно, -0,391 і -0,347). Це, на нашу думку, свідчить про тенденцію (за зазначений проміжок часу) до більш значного ослаблення руслової ерозії в межах Басейну II. Даний висновок пояснюється цілим комплексом факторів. Гідролого-геоморфологічні умови кожної з головних морфологічних частин водозбору (Б I і Б II), особливості мережі рельєфу в кожній з них, не говорячи вже про відмінності в літології гірських порід по довжині головного русла не можуть не обумовлювати розходжень між цими частинами водозбору в результативності (щодо ерозії) проходження руслоформуючих витрат води, якщо судити за наявними оцінками впливу різних факторів на руслові процеси [231].Таблиця 2.17. Морфометричні характеристики яружно-балкових систем різного ступеня розвитку процесів лінійної ерозії в басейні р. Оскіл Ступінь розвитку процесів лінійної ерозії Коефіцієнти морфометричних характеристик горизон- тального розчле- нування, км/км2 балково- го роз- члену- вання, км/км2 яруж- ного розчле- нування, км/км2 розвитку ярів, га/ км2 густоти ярів, шт/км2 яруж- ності, га/ км2 Від-носні висоти рельє-фу, (метрів) СлабкаСередняСильна 0,1-0,40,5-1,11,2-1,9 0,91-1,00 1,01-1,10 1,11-1,20 0,05-0,19 0,20-1,85 1,90-5,50 0,01-0,05 0,06-1,50 1,51-6,00 0,7-3,53,6-9,010,0-18,0 0,1-1,0 1,0-3,0 4,0-10,0 20-4045-6065-80 Досередньочетвертинний (Басейн I), середньочетвертинний (низов'я Б I - верхів'я Б II) і голоценовий (нижня половина Басейну II) вік окремих ділянок долини [232] є причиною відповідних відмінностей у мінералогічному і механічному складах зважених наносів і тих наносів, що тягнуться, оскільки обумовлює характерні урізи русла і протікання руслових процесів. Твердий русловий стік являє собою частково продукт ерозії ложа ріки, а частково - витрату матеріалу, винесеного зі схилів і русел тимчасових водотоків. Отже транспортуюча здатність потоку (основного русла) не повинна ототожнюватися з фактичною твердою його витратою [233,234]. Слідуючи відомій залежності між величинами витрат води і транспортуючою здатністю потоку, як основну причину спрямованості тренду твердого руслового стоку можемо розглядати постійне зниження рідких витрат у зазначений період, у силу зарегульованості все більших обсягів місцевого стоку господарською діяльністю. Рис. 2.22. Часовий тренд динамічного ряду величин середньорічної витрати зважених наносів в головному руслі і на його заплаві водозбору р.Оскіл. Гідропост 1 – сел. Ніновка (верхня половина басейну), гідропост 2 - м. Куп’янск (нижня половина басейну). Вісь X - роки спостережень (1953-1986), вісь Y - середньорічна витрата зважених наносів (кг/сек). Указані аналітичні записи часових трендів по кожній з частин басейну р. ОскілОднак саме цей же фактор обумовлює посилення антропогенної ерозії (рис. 2.21), що веде до збільшення "басейнової складової" твердого руслового стоку р.Оскіл. У результаті виникає складна і неоднозначна залежність, враховуючи розвиток антропогенної ерозії за період спостережень у суміжних, подібних за ландшафтними умовами водозборах малих рік басейну Дону [235,236]. Морфометричні характеристики розвитку лінійної ерозії в цих водозборах цілком порівнянні з показниками по басейну Осколу (табл. 2.17). Зміна твердої і рідкої витрат по довжині ріки зв'язана з впаданням у неї приток, тобто залежить від організації будови мережі рельєфу уздовж головної СЛ водозбору. Характеристики будови МР істотно відрізняються по шести основним МЧВ р. Оскіл, і зміна витрат у головному руслі басейну буде залежати від зміни ландшафтних процесів у субводозборах. Оскільки спрямованість цих процесів у кожнім з високопорядкових СВЗ, розташованих по довжині головного русла, у різні інтервали часового ряду може бути (напевно буде) неоднаковою, виникає задача виділення періодичності зміни рівнів твердого стоку за допомогою вирівнювання по ряду Фур'є. Таблиця відхилень від тренду (табл. 2.18) наближалася періодичною функцією, яка залежить від часу, з періодом T - y(t), і яка задовольняє “умовам Діріхле”:, (2.4.3)де n - номер гармоніки, An - коефіцієнти ряду Фур'є, N - число ординат періодичної функції; 2nt/T - аргумент, який залежить від номера інтервалу ряду і який включає кутову частоту повторення. Розраховувалися значення третьої-шостої гармонік періодичного ряду по відповідних коефіцієнтах. По (2.4.3) здійснювалося так зване "розкладання в ряд Фур'є по синусах", що було зручно використовувати в силу особливостей ряду відхилень від тренду. Такий спосіб адекватний звичайній апроксимаційній залежності:, (2.4.4) без члена , де φn - кутовий коефіцієнт періодичної кривої. Коефіцієнти гармонік розраховувалися з (2.4.3) і (2.4.4) з використанням транзитних формул: і , де , , - коефіцієнти ряду Фур'є. Задовільна відповідність відхилень від тренда і розрахункових значень періодичної кривої отримано для шостої гармоніки (табл. 2.18). Позитивний ефект вирівнювання по ряду Фур'є підтверджує існування "середньобагаторічної хвилі" у динаміці твердого руслового стоку р.Оскіл [237]. Суттєвим є те, що розрахунок випадкової компоненти ряду динаміки шляхом відрахування значення шостої гармоніки з відповідного відхилення від тренду вказує на істотні величини стохастичної складової в ряду рівнів твердого руслового стоку. Це обумовило необхідність побудови статистичної моделі випадкової компоненти для завершення аналізу часового ряду. Значення статистик були отримані для логарифмічного ряду випадкових величин. Останній будувався, оскільки перевірка на нормальність розподілу за значеннями асиметрії (2,57) і ексцесу (6,44) і їх гіпотетичних середньоквадратичних відхилень (0,391 і 0,718) величин стохастичного ряду змусила відкинути нульову гіпотезу. Цій гіпотезі задовольняли значення натуральних логарифмів даного ряду. У цьому випадку перевірка на нормальність здійснювалася по величині x2 і рівневі значимості Q (за критерієм x2 з 6-ма ступенями свободи). За обчисленими значеннями x2 і Q при порівнянні їх з табличними перевірялася гіпотеза випадковості відхилення частот, які спостерігалися, від їхніх очікуваних значень. Нормальність розподілів логарифмічних динамічних рядів твердого стоку дозволяє прийняти достовірність статистичної моделі їхньої випадкової компоненти. Аналіз коефіцієнтів першої-шостої гармонік не дозволяє розрізнити між МЧВ Осколу рівні твердої витрати по особливостях їх періодичної складової. За значеннями ж випадкової компоненти часового ряду два відрізки головного русла водозбору Осколу диференціюються досить чітко (у межах Басейну I і Басейну II). Ряд по Б I відрізняється правоскошеним (асиметрія 0) розподілом і характеристикою варіювання, більш ніж у два рази перевищуючою аналогічне значення для Басейну II. Для ряду по цій МЧВ характерний лівоскошений і плосковершинний розподіл. З порівняння різних складових рівнів ряду динаміки (табл. 2.18) випливає, що має місце зростання в них абсолютної частки випадкової компоненти від початку до кінця ряду. Це характерно для кожної з частин водозбору Осколу. Оскільки випадкова компонента зв'язана, в основному, з "басейновою складовою" твердих наносів, можна припустити відносне посилення яружно-балкової ерозії і, відповідно, збільшення виносу матеріалу зі схилів і русел тимчасових водотоків [238]. Якщо у всіх попередніх підрозділах другої частини книги флювіальне рельєфоутворення підкреслювалося як інтенсивне в межах Басейну I, тоді зазначені статистики випадкової компоненти твердого руслового стоку можемо розглядати в якості характерних для рельєфоутворюючих процесів певної спрямованості. Підсумки аналізу рядів динаміки підводилися визначенням кореляцій поміж кожною з трьох складових ряду (табл. 2.19). Перевірка достовірності отриманих кореляцій здійснювалася за таблицями для 5 %-ного рівня значимості. Результат порівнювався з перевіркою достовірності рівняння лінійної регресії по його коефіцієнтах. Максимальні значення кореляцій - між фактичними рівнями двох рядів (Басейну I і Басейну II). По лінійному коефіцієнту кореляції між трендами визначаємо істотний збіг їхніх тенденцій (коефіцієнт кореляції = 0,842). Те ж стосується періодичної компоненти, що підтверджує зроблений раніше висновок (коефіцієнт кореляції = 0,814). Найменше по величині (0,536) і статистично недостовірне значення коефіцієнта кореляції - між стохастичними рядами, найскоріше, в силу зазначеної раніше причини.^ 2.4.3. Моделювання поверхнево-схилового змиву з територій субводозборів й типологічне районування басейну р. Оскіл по величинах річного модуля змивуМорфологія поверхні і структурні мережі рельєфу водозбору, з одного боку, і його гідрологічний режим, із другого, дуже складно зв'язані між собою саме через ерозійно-акумулятивні процеси. Ця обставина і відображається в функціонуванні і розвитку довкілля басейну, якому притаманна характерна чутливість його гідролого-геоморфологічноїсистеми. Оскільки час загасання інтенсивного розвитку схилових процесів багато в чому залежить від часового масштабу кліматичних змін,Таблиця 2.19. Кореляція рядів динаміки твердого руслового стоку між частинами водозбору р. Оскіл Величини, що корелюються Величини коефіцієнта кореляції Рівняння лінійної регресії y = a+bx значення витрат наносів у Басейні I - x значення витрат наносів у Басейні II - y Фактичні значення витрати наносів 0,886 y = 0,53+0,96x Величини відхилення від тренду 0,842 y = 0,003+0,91x Значення коефіцієнтів шостої гармоніки 0,814 y = 0,08+0,72x Значення випадкової компоненти, нелогарифмічний ряд 0,679 y = 1,09+0,71x Значення випадкової компоненти, логарифмічний ряд 0,536 y = 0,43+0,45x можна припустити, що форма схилів у водозборі в більшій мірі є наслідком гідрологічних перетворень минулого аніж процесів, що відбуваються у дійсний час, тобто вона знаходиться поза часовими межами сучасного ПСЗ. Однак, ми вже неодноразово підкреслювали, що сучасна морфологія рельєфу дуже часто виконує роль домінуючого фактора напрямків маршрутизації поверхневого стоку і може бути використана як ключ до розуміння гідрологічного режиму сьогодення та його прогнозування. Оцінка ерозійних процесів як єдина об’єктивна характеристика динаміки сучасної морфології рельєфу, таким чином, повинна бути невід’ємною складовою методології просторового гідролого-геоморфологічного аналізу (ПГГА). Дослідження співвідношень між морфологією рельєфу та напрямком поверхневого стоку і його генерацією вже розглядалися в наших публікаціях, включаючи і методи моделювання пікових витрат води в річкових руслах і визначення зон затоплення [52-54,226]. Розрахунки твердих витрат із водозборів мають стати необхідним доповненням вказаних досліджень. В наших попередніх міркуваннях неодноразово доводилася ключова роль мережі рельєфу в функціонуванні гідролого-геоморфологічної системи водозбору, в аспекті чого є цілком доречним первинне дослідження саме руслової ерозії. Однак, за даними деяких дослідників, на усі види руслової ерозії в басейні, що знаходяться в степовій та лісостеповій зонах, приходиться лише від 9 до 20 % загального обсягу матеріалу, який еродується, включаючи долинно-балкову і яружну руслову ерозію плюс ПСЗ [224]. Об’єми й інтенсивність поверхневого твердого стоку добре характеризуються морфологією міжбалкового простору, типом ґрунтів, корінною породою і режимом випадіння річної норми опадів, а оцінка поверхневого змиву вважається достатньою для визначення ерозійної небезпеки району [239]. У попередньому підрозділі відзначалося, що значна частка випадкової компоненти в рівнях ряду середньорічного багаторічного твердого стоку по руслу р.Оскіл пояснюється флуктуаціями поверхнево-схилового змиву (ПСЗ) з різних частин басейну, а також його істотною часткою в загальній водозбірній ерозії взагалі. Очевидно, що достовірна оцінка літодинамічної складової функціонування водно-ґрунтового середовища переносу неможлива без визначення величин і територіальних закономірностей поверхнево-схилового змиву. Методику розрахунку визначає виявлення факторів змиву. Одним з таких, причому в числі перших, називається ухил земної поверхні (території) [240,241]. Дослідження свідчать за те, що для русла і схилу властиві різні градієнти ухилів. Ухили тальвегів ерозійних форм стабілізовані русловим потоком, по лінії якого еродуюча здатність потоку відрізняється від її значення на будь-якому лінійному відрізку обсягу площинного змиву, що відбувається на міжбалковому (міждолинному) просторі. У силу відомої однозначної залежності твердої витрати від ухилу, що виражається цілим рядом формул, які можемо знайти, наприклад, в огляді І.Є. Мірцхулави [див. 241], і враховуючи попереднє твердження, визначимо ухил як ведучий фактор ПСЗ, що формує в процесі змиву структуру струмкової мережі. Крім ухилів (S) струмкову мережу формують характер і інтенсивність випадання опадів протягом року. Вплив цих факторів трансформується властивостями ґрунтової складової [242] і, отже, їхній вплив є опосередкованим. Незважаючи на це, "ерозійний індекс опадів" є присутнім у переважній більшості методик розрахунку за "Універсальним Рівнянням Ерозії Ґрунтів" [243;244], у тому числі в так званому "модифікованому Універсальному Рівнянню Ерозії Ґрунтів" у вигляді [див. 244]:, (2.4.5)де y - витрата ґрунту (т/км); Q – об’єм рідкого стоку (м); - максимальний рідкий стік (через елементарний створ, м/сек); параметри стандартного Універсального Рівняння Ерозії Ґрунтів: K – коефіцієнт підлеглості ґрунтів ерозії, C - система ведення рослинництва, SL – добуток ухилу-довжини схилу, P – ефект протиерозійних заходів. У (2.4.5) використовується "модифікований фактор еродуючої здатності дощу", коли замість звичайного "фактора дощу" в Універсальне Рівняння Ерозії Ґрунтів підставляють значення еродуючої здатності площинного (неруслового) змиву. Для такої оцінки використовуються теоретичні положення й емпіричні формули (причому окремо для випадків ламінарного і турбулентного потоків) "теорії розрахунку транспортуючої здатності нерус