Автореферат Е.С. Бойко

УДК 551.4:556.124
На правах рукописи
Бойко Евгений Сергеевич
МИКРОРЕЛЬЕФ КАК ФАКТОР ФОРМИРОВАНИЯ
СНЕЖНОГО ПОКРОВА В ГОРАХ
(ПО МАТЕРИАЛАМ ВОЗДУШНОГО ЛАЗЕРНОГО СКАНИРОВАНИЯ)
25.00.25 – геоморфология и эволюционная география
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени
кандидата географических наук
Краснодар – 2010
Работа выполнена на кафедре геоинформатики географического факультета
Кубанского государственного университета
Научный руководитель:
доктор географических наук,
профессор
Погорелов Анатолий Валерьевич
Официальные оппоненты:
доктор географических наук,
профессор
Ефремов Юрий Васильевич
кандидат географических наук,
старший научный сотрудник
Петраков Дмитрий Александрович
Ведущая организация:
Учреждение Российской академии наук
Южный научный центр РАН
Защита состоится 22 апреля 2010 года в 13-00 на заседании диссертационного совета Д 212.101.15 по географическим наукам при Кубанском государственном университете по адресу: 350040, г. Краснодар, ул. Ставропольская, 149, ауд. 200.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Кубанского государственного университета (читальный зал), а с авторефератом – на сайте
http://www.kubsu.ru.
Автореферат разослан
марта 2010 г.
Ученый секретарь диссертационного совета,
кандидат географических наук
Л.А. Морева
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность. Освоение горных территорий, нацеленное на развитие
зимней рекреации и спорта, предполагает адекватный уровень знаний о морфологических свойствах земной поверхности (рельефе) и снежном покрове, которые одновременно являются наиболее привлекательными и главными предпосылками рекреации.
Рельеф не только определяет инженерно-технические и проектные решения при строительстве многочисленных объектов, диктует местоположение
лыжных трасс и коммуникаций, но, что наиболее существенно для направленности настоящей работы, влияет на распределение снежного покрова. С позиции зимней рекреации наибольший интерес представляет оценка структуры поля снежного покрова именно на локальных уровнях формирования – на реальных горных склонах. Морфологические свойства земной поверхности в масштабе мезо- и микрорельефа (т.е. в масштабе горнолыжных склонов) среди
факторов изменчивости поля снежного покрова до сих пор остаются наименее
изученными.
Существует технический аспект актуальности данного исследования. Современные технологии лазерного сканирования и методы ГИС-моделирования
позволяют изучать поле снежного покрова и микрорельеф не только с высокой
пространственной детализацией, но и на качественно новом уровне анализа.
Объект исследования – горный микрорельеф экспериментальных полигонов в бассейнах рек Пшеха и Мзымта (Западный Кавказ), выступающий фактором формирования поля сезонного снежного покрова. Предмет исследования – морфологические свойства поверхности «голой земли» и снежного покрова в микромасштабе.
Цель исследования – оценка влияния микрорельефа на формирование
поля сезонного снежного покрова путем сопряженного морфометрического
анализа свойств указанных поверхностей.
Для достижения цели решались следующие основные задачи:
1. Разработать оптимальную методику построения цифровых моделей земной
поверхности, поверхности снежного покрова и поля толщины снежного покрова, основанную на технологии воздушного лазерного сканирования и
ГИС-моделирования.
2. Создать высокоточные (заданное разрешение 1 м) цифровые модели «голой
земли», растительности и снежного покрова районов экспериментальных
полигонов.
3. Описать морфологические свойства земной поверхности экспериментальных
полигонов путем построения комплекта карт морфометрических показателей, расчета статистических характеристик и их предметной интерпретации.
4. Проанализировать пространственную структуру поля толщины снежного
покрова на экспериментальных полигонах с оценкой факторов высоты местности, крутизны и экспозиции склонов, растительного покрова.
5. Выполнить сопряженный анализ морфологии микрорельефа и поверхности
снежного покрова, использовав показатели кривизны сравниваемых поверхностей и анизотропии.
В качестве исходных материалов использованы данные воздушного лазерного сканирования и аэрофотосъемки в районах массива Пшехасу и хребта
Аибга. При выборе полигонов учитывались их геоморфологическая и ландшафтная репрезентативность и разнообразие, близость к территориям рекреационного освоения, наличие данных наземных наблюдений. Лидарные съемки
выполнены 22 апреля и 19 октября 2007 г. ЗАО «НИПИ «ИнжГео» (Краснодар)
с непосредственным участием кафедры геоинформатики КубГУ. Материалы
съемок, использованные в работе, включают 54 цифровых аэрофотоснимка с
разрешением 0,2 м и более 127 миллионов точек лазерного отражения.
Теоретической основой морфометрической части работы послужили труды отечественных (А.Н. Ласточкин, Ю.Г. Симонов, И.Н. Степанов, Д.А. Тимофеев, Г.Ф. Уфимцев, П.А. Шарый и др.) и зарубежных (R.E Horton, J. Krcho,
R.J. Pike, I.S. Evans, R. Dikau, R.A. MacMillan, Li Z.L., I.D. Moor, C.M. Gold,
D.G. Tarboton, J. Wood, T. Hengl, P. Gessler, V. Olaya и др.) геоморфологов. Автор опирался на «геометрический подход» в описании рельефа. При моделировании и анализе поля толщины снежного покрова по данным лидарной съемки
особое значение имел зарубежный опыт подобных исследований (C. Hopkinson,
M. Sitar, L. Chasmer, J.S. Deems, S.R. Fassnacht, K.J. Elder, T.H. Painter).
Методика исследования включала полевые (воздушное лазерное сканирование и наземные обследования полигонов) и комплекс камеральных методов. При описании морфологических свойств поверхностей использован морфометрический метод. В процессе обработки и обобщения данных широко
применялись методы ГИС-картографирования, 3D-моделирования, геостатистики, а также статистический и корреляционный приемы анализа.
Основу программного обеспечения составили пакеты TerraScan,
TerraModel, TerraPhoto (TerraSolid, Финляндия) на платформе MicroStation V8
(Bentley Systems, США), использованные для обработки данных лазерного сканирования. Построение моделей, обработка и анализ данных выполнялись в пакетах ArcGIS 9 (ESRI Inc., США), SAGA (Германия), MicroDEM (США).
Научная новизна. В диссертации реализованы оригинальные подходы к
исследованию горного микрорельефа, сфокусированные на расчете и картографировании морфометрических показателей в среде ГИС. Концептуально новой
является методика сопряженного анализа микрорельефа и поля толщины снежного покрова (как рельефоида). Впервые в России по материалам воздушного
лазерного сканирования проведено детальное исследование структуры поля
снежного покрова на горных склонах, дана оценка геоморфологических факторов его распределения. Все методические и содержательные результаты являются по существу новыми:
 по данным экспериментальных полигонов реализована методика анализа
морфологической структуры микрорельефа, предусматривающая построение высокоточных моделей территории, расчет и картографирование комплекса морфометрических показателей;
 построен комплект карт, отражающих морфологическую структуру микрорельефа характерных горных склонов, поле толщины снежного покрова,
корреляцию переменных микрорельефа и толщины слоя снега;
 описаны морфологические свойства разных типов горных склонов, выраженные в статистических показателях и кривых распределения ряда морфометрических переменных (горизонтальная расчлененность, плановая и профильная кривизна и др.);
 получены сведения о распределении элементарных форм земной поверхности, идентифицируемых по критерию ее кривизны, а также исходных морфологических элементов горных склонов;
 раскрыта микромасштабная структура поля толщины снежного покрова в
связи с территориальной изменчивостью морфометрических переменных
рельефа и высоты растительного покрова;
 на основе показателей кривизны поверхности и анизотропии выполнен
сравнительный анализ морфологии микрорельефа и поверхности снежного
покрова, установлен дифференцированный характер изменений статистических характеристик морфологии поверхности снежного покрова.
Защищаемые положения:
1. Технология воздушного лазерного сканирования является эффективным
средством моделирования и последующего анализа морфологических
свойств микро- и нанорельефа, а также рельефоидов (снежный покров, растительность). Высокоточные цифровые модели рельефа (поверхностей) позволяют перейти на качественно новый уровень их морфологического анализа.
2. Генетическая неоднородность горных склонов (или микрорельефа) закономерно проявляется в статистических оценках измеряемых морфометрических
переменных: горизонтальной расчлененности, профильной и плановой кривизны земной поверхности, анизотропии.
3. Результаты моделирования и статистического анализа распределения снежного покрова при его высоких пространственных флуктуациях доказывают
существование принципиально разных механизмов формирования поля толщины снежного покрова и морфологии его поверхности в лесной и альпийской зонах.
4. Пространственные изменения морфометрических показателей рельефа и высоты растительности неоднозначно влияют на поле толщины снежного покрова. Наблюдается как обратная, так и прямая корреляция крутизны склонов и толщины снежного покрова.
5. Морфологическая роль сезонного снежного покрова (как рельефоида) заключается в нивелировании микронеровностей земной поверхности, имеющих
вертикальные размеры, сопоставимые с толщиной слоя снега. При достижении некоторой критической толщины поле снежного покрова переходит на
другой масштабный уровень структурирования.
6. Морфология поверхности снежного покрова отличается определенной независимостью от морфологических свойств субстрата (рельефа). Показатели
анизотропии толщины снежного покрова практически всегда выше анизотропии микрорельефа.
Практическая значимость. В работе наглядно продемонстрированы
возможности применения данных воздушного лазерного сканирования в исследованиях горного рельефа.
Предложенный метод авиадистанционной съемки толщины снежного покрова в горах может быть успешно использован для оперативной оценки распределения снежного покрова с целью снеголавинного обеспечения районов
горнолыжного катания и мест зимней рекреации, что повысит достоверность
прогнозов лавинной опасности.
Полученные в результате аэросъемок материалы и разработанные методические приемы обработки данных и ГИС-моделирования используются в
учебных курсах «геоинформатика», «геоинформационное картографирование»
и «дистанционные методы зондирования Земли» на специальности «прикладная информатика в географии» КубГУ.
Апробация работы и публикации. Работа выполнена на основе личных
исследований автора в 2004-2009 гг., а также данных, полученных в процессе
творческого сотрудничества с ЗАО «НИПИ «ИнжГео» (Краснодар).
Основные положения и выводы диссертации докладывались на: VI и VII
международной конференции «Лазерное сканирование и цифровая аэрофотосъемка. Сегодня и завтра», Москва, 2006, 2007; ХХ межреспубликанской научно-практической конференции «Актуальные вопросы экологии и охраны природы экосистем южных регионов России и сопредельных территорий», Краснодар, 2007; XIV Гляциологическом симпозиуме «Гляциология от Международного геофизического года до Международного полярного года», Иркутск,
2008; международной конференции ИнтерКарто/ИнтерГИС 15 «Устойчивое
развитие территорий: теория ГИС и практический опыт», Пермь, Гент, 2009;
научно-практической конференции «Вопросы гидрометеорологических инструментальных наблюдений в горах Северного Кавказа: состояние и перспективы», Терскол, 2009.
По теме диссертации опубликовано 20 работ, в том числе две в изданиях,
включённых в перечень ВАК.
Объём и структура работы. Диссертация объёмом 207 страниц машинописного текста состоит из введения, пяти глав и заключения, содержит 67 рисунков и 48 таблиц. Список использованной литературы включает 120 наименований.
Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю Анатолию Валерьевичу Погорелову за поддержку и помощь в написании работы.
Автор глубоко признателен Оресту Владимировичу Кашарабе и всему возглавляемому им коллективу за возможность использования в научных целях оборудования (системы воздушного картографирования ALTM-3100) и проведение
аэросъемок, а также за предоставленные материалы.
ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
Глава 1. Микрорельеф и снежный покров:
проблема и состояние исследований
Рассмотрены геоморфологические аспекты изучения снежного покрова,
определяющие концепцию диссертации: 1) снежный покров при дистанционном зондировании является шумовой компонентой в отношении построения
ЦМР; 2) снежный покров, толщина которого в горах достигает 10 м и более,
выступает «рельефоидом»; 3) к поверхности снежного покрова как к внешней
оболочке земной поверхности применимы приемы морфометрического анализа;
4) структура поля толщины снежного покрова (наложенный объект) гипотетически должна отражать структуру рельефа (субстрата).
В первом разделе характеризуется масштабный ряд исследования. С позиции освоения гор наибольший интерес вызывает оценка рельефа и структуры
поля снежного покрова на локальном уровне, однако, получение сведений о
структуре земной поверхности и поля снежного покрова в микромасштабе в
условиях гор – непростая задача. Наименее изучена морфологическая структура
земной поверхности на микромасштабном уровне, соответствующем топографическим планам масштаба 1:2000 и крупнее. С появлением технологий лазерного сканирования и цифрового моделирования рельефа полноценный анализ
микрорельефа и зависимых от него природных феноменов стал доступен. Рассматриваемый в работе масштабный ряд, согласно принятой в геоморфологии
иерархии (Щукин, 1980; Леонтьев, Рычагов, 1988; Болысов, 2006), охватывает
мезо-, микро- и наноформы. Применительно к изучению поля снежного покрова под микро- и мезомасштабными нами понимаются участки горных склонов с
горизонтальными размерами соответственно порядка 101-102 и 103-104 м. Такое
пространственное разрешение дает адекватное представление о вкладе микрорельефа в формирование поля снежного покрова.
Второй раздел посвящен опыту наземных исследований микромасштабной структуры поля снежного покрова, о которой на Кавказе известно немного.
Приводятся результаты экспериментальных линейных снегосъемок, проводившихся в 1982-1997 гг. в бассейнах Пшехи, Белой и Мзымты (Погорелов, 1999).
Эти данные позволили получить первые представления о структурных свойствах и анизотропности поля толщины снежного покрова.
В третьем разделе излагается опыт применения технологии воздушного
лазерного сканирования (ВЛС) для анализа распределения снежного покрова.
При наличии большого количества публикаций, посвященных прикладному
использованию лидарных съемок, попытки вовлечения этой технологии в гляциологические исследования пока немногочисленны. Наибольший интерес
представляет канадский (Hopkinson et al., 2001; Hopkinson et al., 2004) и американский (Fassnacht, Deems, 2005; Deems, Painter, 2006; Deems, Fassnacht, Elder,
2006) опыт разноплановых исследований поля толщины снежного покрова на
основе ВЛС. Данные публикации отражают довольно широкий спектр приложения высокоточных моделей толщины снежного покрова – от климатического
и гидрологического применения до фундаментального анализа структурных
свойств исследуемого поля (фрактальная размерность и пр.).
Глава 2. Район исследований. Методика исследований
Описание территории исследования дано в первом разделе. Исследования были сосредоточены на двух экспериментальных полигонах – в верховьях
рек Пшеха (северный макросклон Большого Кавказа) и Мзымта (южный макросклон). Экспериментальные полигоны получили названия «Фиштинский» и
«Аибгинский» (рис. 1) соответственно. Площадь Фиштинского полигона составила 7,61 км2 при диапазоне высот 1053-2153 м, площадь Аибгинского полигона – 4,96 км2, диапазон высот – 714-2515 м. Полигоны закладывались таким образом, чтобы вскрыть эффекты формирования структуры поля снежного покрова, связанные с ландшафтами, высотой местности, разномасштабными формами рельефа и его морфометрическими показателями. Ландшафты представлены
пихтово-буковым лесом, криволесьем и кустарниками субальпики, задернованными альпийскими склонами, осыпями и скальными обнажениями. В границах
Аибгинского полигона находятся действующие и строящиеся объекты горнолыжных комплексов и ряд олимпийских объектов.
Рис. 1. Ортофотосхема Аибгинского экспериментального полигона на даты осенней
19.10.07 (слева) и весенней 22.04.07 (справа) аэросъемок
Морфометрические основы исследования описаны во втором разделе.
Направление геоморфологии, сконцентрированное на количественном описании многообразных форм земной поверхности, получило название «геоморфометрия» (geomorphometry) (Evans, 1972; Pike, 2000; Shary, 2006; Geomorphometry…, 2009; и др.). С появлением цифровых моделей рельефа (ЦМР) в геоморфометрии наблюдается тенденция адаптации методического аппарата морфометрического анализа к цифровому моделированию с активным привлечением геоинформационных подходов, а в качестве исходных материалов – разнообразных данных дистанционного зондирования Земли. В морфометрическом
описании оперируют морфометрическими переменными – количественными
показателями, измеряемыми в каждой точке земной поверхности. В настоящей
работе мы сочли достаточным для анализа рельефа ограничиться показателями
экспозиции, угла наклона (крутизны), расчленения, кривизны и некоторыми
другими менее употребительными показателями.
В третьем разделе дается описание воздушного лазерного сканирования
(лидарной альтиметрии) как метода моделирования земной поверхности. Его
активное внедрение в практику исследований земной поверхности предопределено точностью координатных измерений, оперативностью съемки и обработки
данных, сочетанием сканирования с аэрофотосъемкой. Для производства работ
по воздушному лазерному сканированию и аэрофотосъемке использована система лазерного картографирования ALTM-3100 фирмы «Optech» и аэрофотокамера Rolley разрешением 39 MPix. Характеристики съемки приведены (табл.
1).
Таблица 1
Характеристики воздушной лазерной съемки территорий
экспериментальных полигонов
Показатели
Даты съемки
19.10.2007
22.04.2007
Фиштинский полигон
Общее количество неклассифицированных то39 810 274
чек лазерного отражения
Средняя плотность точек съемки, точек/м2
5,2
Количество точек, отразившихся от поверхно22 527 142
сти земли /снега по результатам классификации
Средняя плотность точек съемки, отразившихся
2,9
от поверхностей земли/снега, точек/м2
Аибгинский полигон
Общее количество неклассифицированных то22 728 516
чек лазерного отражения
Средняя плотность точек съемки, точек/м2
4,5
Количество точек, отразившихся от поверхно7 512 928
сти земли /снега по результатам классификации
Средняя плотность точек съемки, отразившихся
1,5
44 290 097
5,8
29 407 127
3,8
20 376 318
4,0
8 133 586
1,4
от поверхностей земли / снега, точек/м2
Четвертый раздел главы посвящен вопросам цифрового моделирования
рельефа и рельефоидов. В контексте моделирования геоповерхностей под «рельефоидом» понимается неоткорректированный набор высотных данных, отражающих внешнюю поверхность крон деревьев, а также любых иных «надповерхностных» рельефов (Кошкарев, 2004).
По данным съемки 19 октября 2007 г. построены цифровые модели рельефа или «голой земли» (Digital Elevation Model – DEM), а также цифровые модели поверхности (Digital Surface Model – DSM) – модели внешней оболочки
земной поверхности (крон деревьев и т.п.). По данным съемки 22 апреля 2007 г.
получены модели поверхности снежного покрова. Модель поверхности снежного покрова названа нами SSEM – Snow Surface Elevation Model. Расчет поля
толщины снежного покрова выполнялся как разность SSEM – DEM.
Материалы съемок позволили создать также модель высоты растительного покрова. Трехмерная модель высоты растительности известна в англоязычной литературе как Canopy Height Model (CHM). В российской литературе она
также известна как цифровая модель лесного полога. Модель CHM представляет собой разность между поверхностью, построенной по точкам отражения от
растительного покрова, и собственно земной поверхностью («голой земли»).
Таким образом, нами использованы три базовые модели геоповерхностей:
DEM, SSEM, CHM.
Глава 3. Морфологический анализ земной поверхности
Анализ выполнен на основе цифровых моделей рельефа высокого разрешения (1 м). В первом разделе рассматриваются типы склонов экспериментальных полигонов, и приводится их районирование по признаку преобладающих склоновых процессов. Целесообразность районирования вызвана установлением морфологических свойств поверхностей в связи с генетическими типами склонов.
На Аибгинском полигоне выделены 5 типов склонов: 1) эрозионноденудационные сильно расчлененные склоны (ЭДС), образованные в основном
процессами линейной и боковой эрозии и сопутствующей денудацией, общая
площадь 1,84 км2; 2) аккумулятивно-ледниковые склоны (АЛС) средней крутизны и умеренной расчлененности, площадь 1,29 км2; 3) эрозионноледниковые склоны (ЭЛС), представленные днищами каров и кароидов в верхней части полигона, площадь 0,78 км2; 4) склоны обвально-осыпного сноса
(ООС), расположенные в верхней части полигона и образованные скальным обрамлением каров, площадь 0,86 км2; 5) структурно-денудационные слабо расчлененные склоны (СДС) в виде поверхности выравнивания на южном склоне
хребта Аибга вблизи гребня, площадь 0,19 км2. В границах Фиштинского полигона выделены 4 типа земной поверхности: 1) склоны обвально-осыпного сноса
(ООС), созданные разрывными дислокациями и тождественные поверхностям
разломов, общей площадью 0,39 км2; 2) склоны обвально-осыпного накопления
(ООН) площадью 1,60 км2; 3) оползневые склоны (ОПС) площадью 0,32 км2; 4)
эрозионно-денудационные склоны (ЭДС) суммарной площадью 5,30 км2.
Изучаемые поверхности сформированы под влиянием характерных для
Большого Кавказа склоновых процессов, охватывающих широкий диапазон высот от низкогорья до высокогорья.
Во втором разделе раскрыты морфологические свойства рельефа полигонов через картографирование и статистические оценки показателей крутизны,
экспозиции, густоты горизонтального расчленения, кривизны поверхности. Закономерности пространственного распределения этих морфометрических показателей выявлены в связи с выделенными типами склонов.
Установлено, что разным типам склонов свойственны существенно различающиеся величины крутизны (табл. 2). Так, наибольший средний уклон по
данным Фиштинского полигона отмечается у склонов обвально-осыпного сноса
(44,80), наименьший – у склонов обвально-насыпного накопления (19,50).
Наиболее представительные эрозионно-денудационные склоны имеют среднюю крутизну, близкую к средним величинам для всего экспериментального
полигона.
Таблица 2
Распределение площади склонов по крутизне (Фиштинский полигон)*
Тип
склона
Крутизна склонов, град
менее
5
5-10
10-15
15-20
20-25
25-30
30-40
более 40
Средняя
крутизна,
град
Весь
полигон
0,17
0,62
1,07
1,27
1,26
1,14
1,53
0,56
23,7
2,2
8,1
14,1
16,6
16,6
15,0
20,1
7,4
0,000
0,000 0,001 0,002 0,006 0,020 0,137
0,227
ООС
44,8
0,0
0,0
0,1
0,6
1,6
5,0
34,8
57,8
0,062
0,246 0,337 0,258 0,206 0,202 0,255
0,038
ООН
19,5
3,8
15,4
21,0
16,1
12,9
12,6
15,9
2,3
0,005
0,020 0,042 0,060 0,064 0,053 0,064
0,017
ОПС
23,4
1,5
6,2
13,0
18,5
19,7
16,4
19,5
5,2
0,100
0,349 0,693 0,947 0,984 0,864 1,080
0,280
ЭДС
23,4
1,9
6,6
13,1
17,9
18,6
16,3
20,4
5,3
*Описание типов склонов дано в тексте. Единицы измерения площади – км2 (числитель) и %
(знаменатель)
Для расчета параметров горизонтальной расчлененности для морфологически однородных склонов и установления закономерностей ее распределения
создана модель сети тальвегов. При заданном разрешении ЦМР модель сети
имеет 10 порядков, причем густота элементов низших порядков (1-4) ограничивается только пространственным разрешением. Элементы сети тальвегов 1-4
порядков отнесены к артефактам.
Статистические характеристики густоты горизонтального расчленения
HL5-10 зависимы от склонов разных типов (табл. 3) и заметно отличаются от статистик, полученных для всего Фиштинского полигона. Наименьшая средняя
горизонтальная расчлененность (24 км/км2) свойственна поверхностям наибо-
лее крутых склонов – обвально-осыпного сноса, наибольшая – склонам обвально-осыпного накопления и оползневым склонам (31-34 км/км2). Степень горизонтальной расчлененности микрорельефа увязывается с доминирующими процессами денудации и аккумуляции при довольно большой амплитуде HL5-10.
Пространственная изменчивость значений HL5-10 достигает максимальных значений на крутых склонах обвально-осыпного сноса (σ=14 км/км2).
Таблица 3
Статистические показатели густоты горизонтального расчленения HL5-10
со стороной учетного квадрата 200 м*. Фиштинский полигон
Тип
склона
Min,
Max,
2
км/км км/км2
Полигон
0
55
ООС
0
46
ООН
0
55
ОПС
12
45
ЭДС
0
62
Статистические показатели
Mean,
σ,
Quartile 1, Med, Quartile 3,
2
2
км/км км/км
км/км2
км/км2
км/км2
29
11
21
31
37
24
14
11
28
36
31
12
22
32
39
34
8
28
37
39
30
11
23
31
38
*Здесь и ниже Min, Max , Mean – соответственно наименьшее, наибольшее и среднее значение, σ, S, E и Med – соответственно стандартное отклонение, коэффициент асимметрии, коэффициент эксцесса и медиана, Quartile 1 и Quartile 3 – соответственно 1-й и 3-й квартили
В качестве морфометрических показателей применены профильная и
плановая кривизны земной поверхности. Их расчеты выполнены по методике
Зевенбергена и Торна (Zevenbergen, Thorne, 1987), предназначенной для матрицы высот 3×3 ячейки. Особенности распределения плановой kh и профильной
kv кривизны земной поверхности примере Аибгинского полигона иллюстрирует рис. 2. Видно, что «узор» кривизн нетривиален. Плановая кривизна поверхности варьирует в пределах значений –6,52…7,31 (табл. 4), при этом экстремумы, как и на Фиштинском полигоне, приходятся на склоны обвально-осыпного
сноса. Наименьшей амплитудой значений kh закономерно обладают структурно-денудационные склоны (рис. 2). Стандартное отклонение, показывающее
рассеяние величин плановой кривизны, в целом для полигона равно 0,11. Это
несколько превышает аналогичный показатель для Фиштинского полигона, что
можно трактовать как большую морфологическую сложность Аибгинского полигона. Максимум изменчивости kh (σ=0,23) отмечается на крутых склонах обвально-осыпного сноса. Остальным типам склонов свойственны заметно меньшие величины изменчивости kh; минимум наблюдает на структурноденудационных склонах (σ=0,04).
В отличие от Фиштинского полигона на Аибгинском полигоне коэффициент асимметрии S плановой кривизны для всех типов склонов положителен,
однако его значения меняются от 0,08 (ЭДС) до 2,84 (СДС). Величина S на
структурно-денудационных склонах указывает на распределение kh, близкое к
нормальному. Положительная симметрия в частотном распределении kh пока-
зывает относительное доминирование микроформ рельефа с отрицательной
плановой кривизной (вогнутых). В наибольшей мере это присуще структурноденудационным склонам (табл. 4).
Рис. 2. Распределение плановой kh и профильной kv кривизны на Аибгинском полигоне
Таблица 4
Статистические показатели распределения плановой кривизны kh.
Аибгинский полигон
Тип склона
Статистические показатели
σ
S
E
Quartile 1
Min
Max
Quartile 3
Весь полигон
-6,52
7,31
0,11
0,62
115,5
-0,03
0,03
ЭДС
-1,53
2,35
0,07
0,08
19,6
-0,03
0,03
АЛС
-0,59
0,71
0,05
0,19
9,9
-0,02
0,02
ЭЛС
-0,85
1,02
0,05
0,30
17,8
-0,02
0,02
ООС
-6,52
7,31
0,23
0,26
34,0
-0,08
0,07
СДС
-0,48
0,79
0,04
2,84
41,6
-0,01
0,02
*Здесь и ниже S и E – коэффициент асимметрии и коэффициент эксцесса соответственно
Третий раздел главы посвящен элементарным формам и
морфологически однородным элементам. Описание морфологической
структуры земной поверхности на любом масштабном уровне анализа так или
иначе упирается в необходимость деления земной поверхности на первичные
элементы. Цифровые модели рельефа позволяют формализовать эту процедуру
на основе воспроизводимых алгоритмов. Описание морфологической
структуры рельефа экспериментальных полигонов предполагает как минимум
а) выделение элементарных форм и б) дискретизацию поверхности на
морфологически однообразные элементы. Поверхность, в зависимости от
выпуклой,
вогнутой
и
прямолинейной
(выдержанной
по
простиранию/линейчатой) геометрической формы, действительно может быть
синтезирована комбинацией из 9 базовых элементарных форм (Dikau, 1989).
По данным построенной карты распределения элементарных форм поверхности для Фиштинского полигона (рис. 3) получены сведения об их пространственной структуре в пределах установленных типов склонов. Масштаб
дискретизации соответствует разрешению.
Среди форм поверхности, идентифицируемых по критерию кривизны, на
Фиштинском полигоне по доли занимаемой площади преобладают две формы –
всесторонне выпуклые (kv>0, kh>0) с суммарной площадью 24,40% и всесторонне вогнутые (kv<0, kh<0) с площадью 23,07%. Менее представительны выпукло-вогнутые формы, образованные двумя комбинациями показателей профильной и плановой кривизны (kv<0, kh>0 и kv>0, kh<0). Последние две формы,
имеющие примерно равные площадные пропорции, занимают суммарную площадь 21,75%. Другие элементарные формы, которые отличает признак прямолинейности поверхности с нулевыми величинами профильной или плановой
кривизны, в целом для всего полигона менее представительны (площади от 4,16
до 7%).
Для отдельных типов склонов морфология, выраженная в распределении
форм рельефа, специфична. Прежде всего, это относится к склонам обвальноосыпного сноса и обвально-осыпного накопления. Склонам обвально-осыпного
накопления свойственно соразмерное представительство всех форм, за исключением вогнуто-выпуклых. Это можно объяснить относительным равновесием
геоморфологических процессов на данном участке полигона. В строении склонов обвально-осыпного сноса минимальное участие принимают прямолинейные формы микрорельефа, и, наоборот, существенно возрастает участие вогнуто-выпуклых форм, образованных двумя сочетаниями показателей профильной
и плановой кривизны: kv<0, kh>0 и kv>0, kh<0.
Рис. 3. Элементарные формы поверхности. Фиштинский полигон
Следующий шаг в описании морфологической структуры земной поверхности полигонов заключается в разбиении (элементаризации) континуального
пространства рельефа на простейшие неделимые составляющие, т.е. на морфологические элементы. Применена техника автоматического распознавания элементов рельефа в окне 3×3 ячейки (Peucker, Douglas, 1975; Collins, 1975).
Микрорельефу Аибгинского полигона в целом присуще доминирование
элементов вогнутый (33%) и выпуклый (30%) перегибы, определяющих геометрию поверхности (рис. 4). На седловинообразные элементы приходится 24%
площади. Элементы тальвегов (6,6%) и гребней (6,3%) в общем принимают
меньшее участие в строении поверхности, чем на Фиштинском полигоне. Представительность морфологических элементов на разных типах склонов характеризует табл. 5.
Отчетливо видно (рис. 4), что морфологические элементы на поверхности
образуют сопряженные линейные структуры, подчиненные распределению инвариантов рельефа. Наличие разнонаправленных линейных структур усиливает
анизотропию рельефа.
Рис. 4. Выделение первичных морфологических элементов. Аибгинский полигон
Таблица 5
Распределение морфологических элементов. Аибгинский полигон*
Типы морфологических элементов
вогнувыпукгребень
Участок впади- тальседловитый пелый пе(водоразна
вег
на
региб
региб
дел)
0,33
1,63
1,19
1,49
0,31
Весь по- 0,001
лигон
0,05
6,6
33,0
24,0
30,0
6,3
0,001
0,14
0,58
0,41
0,57
0,14
ЭДС
0,05
7,8
31,6
22,0
31,0
7,5
0
0,08
0,41
0,34
0,39
0,08
АЛС
0
6,2
31,6
26,2
30,1
5,9
0
0,04
0,25
0,27
0,19
0,03
ЭЛС
0
4,8
31,7
34,9
24,8
3,8
0
0,06
0,35
0,10
0,29
0,06
ООС
0
7,2
40,9
11,1
33,3
7,5
0
0,003
0,05
0,08
0,05
0,01
СДС
0
1,7
24,8
42,5
27,7
3,3
*Единицы измерения площади – км2 (числитель) и % (знаменатель)
пик
0,001
0,05
0,001
0,05
0
0
0
0
0
0
0
0
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 hg, б)
перпендикулярно поверхности склона (истинной земной поверхности) в данной
точке hs. В статистических оценках для соблюдения единой системы отсчета
нами использованы карты толщины слоя снега hg. Исключение сделано для
анализа фактора крутизны склона, где по понятным причинам применены карты hs.
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 hg 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 hg характеризуется положительными коэффициентами асимметрии (табл. 6) (с длинным правым хвостом кривой распределения).
На участке 3 по причине отсутствия осложняющих вогнутых форм рельефа
распределению hg 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)
2 (ЭДС)
1 (ЭДС)
3 (АЛС)
4 (ЭЛС)
5 (ООС)
6 (СДС)
Min, м
0
0
0
2,50
0
0
Max, м
2,00
6,20
2,95
9,75
15,49
9,56
Статистические показатели
Mean, см σ, м Cv*
S
0,59
0,29 0,49 -0,17
1,96
0,69 0,35 1,14
1,55
0,36 0,23 -0,75
6,21
1,51 0,24 0,14
1,58
1,55 0,98 1,83
1,97
1,19 0,60 2,17
E
2,82
7,86
4,37
1,94
9,80
9,34
Med, м
0,61
1,94
1,59
5,93
1,40
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 200метровых 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 hg и hs, 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 hs 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 hs с высокой амплитудой r (от –0,9 до 0,9) и одновременно анизотропность данного поля; 2) налицо неоднозначность проявления связи Sl и hs – 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 нано-
форм, 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 ГИСтехнологий 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 ГИСмоделирования (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 инженерноизыскательских 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 инженернотопографических 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.