«Исследование динамики термокарстовых озер в различных районах криолитозоны России по космическим снимкам Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук по ...»

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова

географический факультет

кафедра картографии и геоинформатики

на правах рукописи

Родионова Татьяна Васильевна

Исследование динамики термокарстовых озер в

различных районах криолитозоны России по

космическим снимкам

Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук

по специальности 25.00.33 - картография

Научный руководитель:

в. н. с., д. г. н. Кравцова В. И.

Москва 2013 2 Оглавление Введение………………………………………….………………………………………………...…... 1. Термокарстовые озера как объект исследования……..……….……..……….…...…… 1.1. Причины образования и особенности развития термокарста………………….….…......… 1.2. История развития термокарстового рельефа…………………………………….....……… 1.3. Состояние исследований динамики термокарстовых озер…………..…….….……..…… 1.4. Выводы……………………………………………………………………………………..… 2. Методика исследования динамики термокарстовых озер………….….……….…… 2.1. Общая методическая схема исследования динамики термокарстовых озер…….……… 2.2. Характеристика основных материалов исследования……………………………….….... 2.3. Выбор и предварительная обработка материалов………………………………….……... 2.4. Этап дешифрирования водных объектов…………………………………………….….…. 2.5. Оценка надежности дешифрирования термокарстовых озер…………………….....……. 2.6. Оценка возможностей взаимного сопоставления космических снимков со спутника Landsat одинакового и разного разрешения……………………………………….………. 2.7. Этап выявления изменений площади термокарстовых озер……………………….…….. 2.8. Анализ выявленных изменений………………………………………………………..…… 2.9. Выводы…………………………………………………………………………………..…… 3. Результаты исследований динамики термокарстовых озер в различных районах России…………..……………………………………………………………………..….……… 3.1. Выбор районов исследования…………………………………………………….………… 3.2. Север Европейской России………………………………………………………….……… 3.3. Западная Сибирь…………………………………………………………………………….. 3.4. Север Восточной Сибири и Дальнего Востока……………………………………...…… 3.5. Центральная Якутия……………………………………………………………...………... 3.6. Котловины Забайкалья………………………………………………………….……..…... 3.7. Сопоставление результатов региональных исследований………………………………. 3.8. Выводы………………………………………………………………………………....…… Заключение…………………………………………………………………………………….......... Список использованной литературы………………………………………………………………. Список иллюстративного материала…………………………………………………….……….... Приложение (отдельный том): Схемы динамики термокарстовых озер, составленные по разновременным космическим снимкам на фрагменты эталонных участков в пределах различных районов криолитозоны России………….....……………………..……………..…1 – Введение Актуальность темы исследования. Характерную черту криолитозоны, занимающей 65% территории России, составляет развитие процессов термокарста и предопределяемые ими формы рельефа – термокарстовые котловины и термокарстовые озера. В условиях потепления климата проявляется большой интерес к исследованию процессов развития термокарста как реакции криолитозоны на повышение температуры воздуха. Однако труднодоступность территории многолетней мерзлоты, высокая степень ее заболоченности не позволяют проводить такие исследования на местности, особенно в пределах больших территорий. В настоящее время стало возможно выполнять их с внедрением дистанционного зондирования Земли. Изменение площади хорошо дешифрируемых на аэрокосмических снимках термокарстовых озер – их динамика – используется как показатель активизации термокарстовых процессов и деградации мерзлоты.

Начиная с начала 2000-х годов зарубежными и отечественными учеными выполнены многочисленные исследования динамики термокарстовых озер, основанные на анализе разновременных космических снимков. В некоторых из них указывается на прямую взаимосвязь между изменением площади озер и потеплением климата, в других такая связь не прослеживается. При этом в пределах одной и той же территории у разных исследователей наблюдаются противоречивые результаты, что обусловлено недостаточной разработанностью методик аэрокосмических исследований динамики термокарстовых озер в имеющихся работах.

Поэтому актуальна разработка надежной методики исследований динамики термокарстовых озер по космическим снимкам, а экспериментальные исследования в различных районах криолитозоны России, проведенные на основе общей для всех районов разработанной методики, позволят выявить причины изменений и ответить на вопрос – могут ли термокарстовые озера служить индикаторами реакции криолитозоны на современное потепление климата, что является не менее актуальной задачей.

Цель диссертации – разработка методики исследований динамики термокарстовых озер по космическим снимкам, обеспечивающей достоверные результаты, и на ее основе – анализ динамики термокарстовых озер в различных географических районах, что позволит выявить особенности этой динамики и факторы, влияющие на изменение площади озер, а также определить возможность использования термокарстовых озер в качестве индикатора состояния криолитозоны при современном потеплении климата.

Для достижения поставленной цели потребовалось:

проанализировать состояние имеющихся исследований динамики термокарстовых озер, выявить их особенности и недостатки;

оценить надежность дешифрирования термокарстовых озер по космическим разновременных снимков, надежность их дешифрирования, учет погрешности определения площади озер по ним;

термокарстовых озер в различных районах криолитозоны России.

Методы исследования.

Работа основана на исследованиях динамики термокарстовых озер, проводившихся автором путем сопоставления разновременных аэрокосмических снимков и выполненных за период 2009 – 2013 гг. При разработке методики и выявлении основных особенностей динамики термокарстовых озер в различных районах криолитозоны были применены аэрокосмические, геоинформационные, картографические, картометрические и статистические методы.

Исследование опиралось на разработанные в лаборатории аэрокосмических методов классические приемы изучения динамики географических объектов по разновременным аэрокосмическим снимкам (Ю.Ф. Книжников, В.И. Кравцова, И.А. Лабутина, Е.А. Балдина);

методы оценки надежности аэрокосмического картографирования (Л.Е. Смирнов, Б.Б.

Серапинас); научно-методические принципы тематического картографирования (К.А. Салищев, И.П. Заруцкая); современные методы геоинформационного картографирования (А.М. Берлянт, И.К. Лурье, В.С. Тикунов, Е.Г. Капралов, А.В. Кошкарев); теоретические основы и труды в области мерзлотоведения (В.А. Кудрявцев, Н.Н. Романовский, Э.Д. Ершов, А.И. Попов, В.Н.

Конищев, Н.А. Шполянская, Н.В. Тумель); исследования, посвященные изучению термокарста (С.П. Качурин, В.Л. Суходровский, Е.М. Катасонов, Ю.Л. Шур, Н.П. Босиков); современные исследования динамики термокарстовых озер (B. Riordan, K. Hinkel, L. Smith, В.В. Елсаков, Ю.М. Полищук, Н.А. Брыксина, С.Н. Кирпотин, G. Grosse, A. Mongenstern, В.И. Кравцова).

Использованные материалы. В качестве основных материалов для изучения динамики термокарстовых озер использованы: космические снимки со спутника Landsat и разведывательного спутника Corona (камера KeyHole), распространяемые Геологической службой США, аэрофотоснимки масштаба 1:25 000 и 1:60 000, предоставленные ПНИИИС;

космические снимки сверхвысокого и очень высокого пространственного разрешения со спутников WorldView-1, GeoEye, IRS-P5 (Cartosat), SPOT-5, предоставленные ИТЦ “СКАНЭКС”.

В качестве дополнительных материалов для выявления причин и основных особенностей динамики термокарстовых озер были использованы метеорологические данные (величины атмосферных осадков и температуры воздуха) ВНИИГМИ-МЦД; топографические карты масштаба 1:100 000 и 1:200 000, а также разнообразные тематические карты разных масштабов.

Основные защищаемые положения.

аэрокосмическим снимкам, предусматривающая при автоматизированном определении изменений озер учет разрешения сравниваемых снимков, исключение из анализа малых озер с недостаточной полнотой дешифрирования и количественную оценку изменений площади отдельных озер с учетом погрешности их определения.

2. Количественная автоматизированная оценка изменений площади озер должна обеспечивающих визуальный пространственный географический анализ.

3. Динамика термокарстовых озер определяется сложным комплексом факторов.

Преобладающее уменьшение их площади по территории криолитозоны в целом связано с повсеместной перераспределяющей деятельностью соединяющих озера водотоков, эрозией и зарастанием озер. Незначительное локальное увеличение вызвано действием термоабразии и термокарста в районах высокольдистых многолетнемерзлых пород. Влияние этих факторов периодические изменения площади озер обусловлены колебаниями количества атмосферных осадков. В районах интенсивного освоения разнонаправленные изменения вызваны антропогенной деятельностью. Прямого влияния современного потепления климата на динамику термокарстовых озер не выявлено.

Научная новизна. В разработанной автором методике для обеспечения надежного определения изменений площади термокарстовых озер введены ограничения по площади анализируемых озер (пороги), впервые экспериментально обоснованные.

Новизной характеризуется предложение о необходимости составления картографических количественным анализом показателей изменений.

Впервые получены однотипные количественные данные об изменении площади термокарстовых озер по широкому спектру районов криолитозоны и выявлено, наряду с повсеместным влиянием на динамику термокарстовых озер гидрологических процессов (перераспределяющей роли водотоков и эрозионной деятельности рек) и зарастания озер, влияние колебания атмосферных осадков. Выявлена опосредованная роль современных тектонических движений в динамике озер, проявляющаяся во влиянии на перераспределяющую деятельность водотоков.

термокарстовых озер как показателей деградации вечной мерзлоты впервые поставлено под сомнение.

термокарстовых озер по космическим снимкам со спутника Landsat, разработанная на эталонных участках, может быть использована при более широком территориальном анализе изменений площади термокарстовых озер (сезонных, межгодовых, многолетних) в различных районах распространения термокарстовых озер.

анализируемых озер (пороги) при использовании снимков разного пространственного разрешения могут быть определены и учтены в аэрокосмических исследованиях динамики других географических объектов.

термокарстовых озер, рекомендуется учитывать при анализе динамики термокарстовых озер, чтобы минимизировать вероятность ошибочных выводов о причинах наблюдаемых изменений площади озер.

Внедрение. Отдельные результаты исследования реализованы в рамках государственного контракта НОЦ 14.740.11.0200 ("Картография, геоинформатика и аэрокосмическое зондирование в географии", 2010-2012 гг.), гранта РФФИ 10-05-00267 (“Учение об аэрокосмической стереомодели местности”, 2012 г.) и программы НШ 3405.2010.5 (“Разработка методологических основ интеграции картографических, геоинформационных и аэрокосмических технологий для исследований в области геоэкологии, рационального природопользования и создания образовательных ресурсов”, 2010 г.).

Апробация работы. Результаты исследования докладывались на российских и международных научных конференциях и совещаниях: на XVI Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых “Ломоносов” (г. Москва) в апреле 2009 г.; на российских конференциях “Восьмое сибирское совещание по климато-экологическому мониторингу” и “Девятое сибирское совещание по климато-экологическому мониторингу ” (г.

Томск) в октябре 2009 и октябре 2010 г.; на Четвертой конференции геокриологов России (г.

Москва) в июне 2011 г.; на X Международной конференции по мерзлотоведению TICOP (г.

Салехард) в июне 2012 г.; на конференции “Геокриологическое картографирование: проблемы и перспективы” (г. Москва) в июне 2013 г.; на 6-ой Международной конференции “Земля из космоса – наиболее эффективные решения” (г. Москва) в октябре 2013 г.

По теме диссертации опубликовано 10 печатных работ, из которых 2 – в изданиях, рекомендованных ВАК.

Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность своему научному руководителю д.г.н. В.И. Кравцовой за помощь в проведении исследования и написании работы; заведующему лабораторией аэрокосмических методов, д.г.н, профессору Ю.Ф.

Книжникову, к.г.н. И.А. Лабутиной, к.г.н. Е.А. Балдиной, к.г.н. Тутубалиной и всем сотрудникам лаборатории аэрокосмических методов за обсуждение работы на семинарах; Б.Б.

Серапинасу за консультации в области оценки надежности результатов исследования; Н.В.

Тумель, В.Л. Суходровскому, А.Б. Чижову за обсуждение промежуточных результатов и предоставление консультаций в области мерзлотоведения; Е.И. Пижанковой, А.В. Гаврилову за помощь в проведении исследования на территории Яно-Индигирской низменности;

Инженерно-Технологическому Центру “СКАНЭКС” за предоставление для работы космических снимков сверхвысокого пространственного разрешения; производственному и научно-исследовательскому институту по инженерным изысканиям для строительства (ПНИИИС) за предоставление для работы аэрофотоснимков; а также всем сотрудникам кафедры картографии и геоинформатики за поддержку при работе над диссертацией.

1. Термокарстовые озера как объект исследования 1.1. Причины образования и особенности развития термокарста Огромная площадь территории нашей страны и разнообразие ее географических условий определяют разнородность и многообразие распространенных на ней явлений природы. Одно из своеобразных явлений природы на территории нашей страны – это многолетнемерзлые горные породы, которые занимают 65% ее площади (рисунок 1.1). Они развиты в северных, северо-восточных и восточных районах страны. Образование их, как и наземных оледенений, обусловлено космическими и планетарными причинами, но поддерживаются они современными климатическими условиями. Территория, на которой развиты многолетнемерзлые породы, называется криолитозоной.

Рисунок 1.1. Уменьшенная копия карты вечной мерзлоты 1:15 По мерзлотно-температурному режиму выделяют несколько зон многолетней мерзлоты.

Южная граница многолетней мерзлоты оконтуривает зону ее островного распространения, где имеются отдельные острова многолетнемерзлых пород мощностью до 25 м; севернее следует зона несплошной (разделенной таликами) многолетней мерзлоты максимальной мощностью до 100 м; и, наконец, большую часть территории севера и северо-востока страны занимает зона сплошной многолетней мерзлоты мощностью от 100–500 до 1000 м и более (рисунок 1.1). Для горных районов в распространении различных типов многолетней мерзлоты наблюдается вертикальная поясность – с увеличением высоты растет мощность многолетнемерзлых пород.

В областях распространения многолетней мерзлоты развиты мерзлотные формы рельефа, образование и развитие которых обусловлено криогенными процессами. К одному из таких криогенных процессов относят процесс термокарста (понятие термокарст было введено М.М.

Ермолаевым в 1932 году при проведении экспедиционных работ на Ляховских островах).

сопровождающих его осадках земли, что, в свою очередь, обусловливает появление просадочных форм рельефа или микрорельефа (Качурин, 1961). Эти просадочные формы чаще всего заполнены водой и представляют собой термокарстовые озера.

Необходимым условием для развития термокарста в естественной обстановке является наличие подземных льдов в виде мономинеральных залежей или текстурообразующего льда в рыхлых отложениях, но с льдистостью пород, превышающей ее полную влагоемкость в талом состоянии. Высокая степень льдистости пород является главным условием развития термокарста. Другим необходимым условием является увеличение глубин сезонного или многолетнего протаивания. Лишь когда глубина сезонного или многолетнего оттаивания начинает превышать глубину залегания залежи подземного льда или сильнольдистой породы, возможно развитие процесса термокарста. Вода, появившаяся при оттаивании льда, отфильтровывается вверх, а талая кровля проседает, заполняя образующуюся полость и создавая на поверхности понижение. В противном случае в массиве пород на месте вытаявших тел остаются пустоты, не проявляющиеся в рельефе и не создающие термокарстовых форм (Общее мерзлотоведение, 1978). Геоморфологическим фактором, способствующим образованию термокарста и озерных термокарстовых форм, является равнинный характер благоприятных условиях дренажа, возможности стока вод и выноса рыхлого материала процессы термокарста не приводят к формированию озерных ландшафтов, а способствуют развитию процессов термоэрозии, образованию долинообразных понижений (аласных долин) и систем стока из соединившихся термокарстовых котловин (Общее мерзлотоведение, 1974) Причины массового развития термокарстовых озер в районах распространения высокольдистых отложений представляются дискуссионными.

В.Л. Суходровский полагает, что преимущественная часть озер, расположенных южнее древнего ледникового покрова (озера, расположенные севернее, имеют ледниковое происхождение), которые принято называть термокарстовыми, имеют флювиальное первичное позднеплейстоценовое время. Пойменное осадконакопление, сопровождающееся льдообразованием и площадным вспучиванием поверхности, происходило на межозерьях; в озерах льдообразование не происходило. А в наиболее влажные периоды уровень воды в озерах повышался и способствовал таянию льдистых отложений, слагающих их берега. Тогда и проявлялся процесс термокарста. В.Л. Суходровский предлагает называть эти озера не термокарстовыми, а флювиально-термокарстовыми (Суходровский, 1979, 2012). Однако он не отрицает существования в природе чисто термокарстовых озер. Основной причиной их развития он называет наличие положительного водного баланса. По его мнению, скопление атмосферной воды в естественных или антропогенно обусловленных западинах на участках развития льдистых отложений может стать началом образования термокарстовых озер (Суходровский, 2012). Подобную точку зрения разделяют Г.Ф. Гравис, Н.И. Мухин и Е.М.

Катасонов. По их мнению, непосредственной причиной возникновения любых термокарстовых понижений является скопление воды и образование первичных озер на участках развития подземных льдов (Гравис, 1978; Мухин, 1974; Катасонов, 1979, 1982).

Большинство исследователей: В.А. Кудрявцев, С.П. Качурин, Т.Н. Каплина, Н.Н.

Романовский, А.И. Попов и др. связывают массовое возникновение термокарстовых озер с изменением внешних термодинамических условий существования мерзлых толщ. Анализ палеогеографических изменений на рубеже плейстоцена и голоцена показывает, что основной причиной массового развития термокарста послужило потепление климата, сопровождавшееся увеличением увлажненности (Романовский, 1993).

Причиной возникновения термокарста служит изменение теплообмена на поверхности почвы, при котором либо глубина сезонного оттаивания начинает превышать глубину залегания подземного льда, либо происходит смена знака среднегодовой температуры мерзлых толщ и начинается их многолетнее оттаивание. Изменение теплообмена может быть связано не только с общей деградацией мерзлых толщ, т.е. с исторически возникающими климатическими периодами потепления, но и с изменением составляющих радиационно-теплового баланса поверхности, с динамикой развития растительных, снежных и водных покровов, с иссушением пород сезонноталого слоя и другими изменениями элементов геолого-географической среды (Ершов, 2002). Причины могут быть разделены на две категории – общие и частные. К общим следует относить: общее потепление климата; усиление его континентальности; другие общие физико-географические причины – увеличение мощности снежного покрова и др. К частным – появление трещин различного происхождения (морозобойных, динамических и др.);

вытаптывание растительного покрова животными; лесные пожары; вырубки леса, возведение сооружений, распашка земли, проведение дорог и др. (Криолитология, 1985).

Ю.Л. Шур проанализировал причины термокарста, приводимые в работах многих исследователей и представил их совокупность в виде классификации (таблица 1.1), не отрицая существование каждой из причин, будь то изменение теплового баланса или изменение водного баланса (Шур, 1974, 1988).

Причины возникновения термокарста (обобщение имеющихся представлений) Природные Техногенные Ю.Л. Шур отмечает, что многолетнемерзлые породы и подземный лед являются частью сложной природной системы и климатические изменения в качестве объекта воздействия имеют дело с этой системой в целом, а не только с подземным льдом. В этом одно из принципиальных отличий подземного льда от льда поверхностного, льда ледников, айсбергов, наледей и т.п. Поверхностный лед, находясь в непосредственном контакте с атмосферой или гидросферой, чутко реагирует на климатические изменения; в отличие от него подземный лед получает переработанную “информацию” о климатических изменениях. Безусловно, в тех районах, в которых потепление климата сопровождается повышением средней годовой температуры верхних слоев криолитозоны до положительных значений, происходит развитие термокарста. Однако в большинстве своем многие рассматриваемые факторы и причины влияют лишь на скорость протекания процесса, а не на его возникновение. Ю.Л. Шур также поддерживает точку зрения В.Л. Суходровского, Г.Ф. Гравис, Н.И. Мухина и Е.М. Катасонова.

Обводнение отдельных участков обычно предшествует термокарсту и является чаще его причиной, чем следствием. Практически все исследователи соглашаются, что прогрессирующее развитие термокарстового процесса возможно лишь при положительном водном балансе.

Помимо всего прочего, Ю.Л. Шур отмечает влияние неотектоники на развитие термокарста. По мнению автора, уменьшение интенсивности образования термокарстовых озер в настоящее время по сравнению с прошлым их зарождением на участках, характеризуемых тектоническим покоем или поднятием, – закономерный процесс. Тектонические опускания в свою очередь могут быть причиной ухудшения дренированности территории, обводнения поверхности и зарождения термокарстовых озер. Именно во влиянии на водный режим территории проявляется опосредованная роль неотектоники.

Подытоживая анализ возможных причин развития термокарста, Ю.Л. Шур отмечает, что термокарст возникает и протекает в сложных природных системах, которые претерпевают изменения, отражающиеся в локальной изменчивости компонентов систем, перестройке их пространственной структуры. В такой ситуации неприемлемы концепции, ориентирующиеся только на ведущий фактор (Шур, 1988).

Несмотря на это, в современной литературе до сих пор обнаруживаются элементы упрощенного подхода при анализе взаимосвязей термических и других характеристик мерзлых толщ, температуры и климатических параметров. Большинство прогнозных моделей, описывающих взаимодействие климата и вечномерзлых толщ, однофакторные, учитывающие только прямые связи криолитозоны с отдельными показателями природной среды, в частности с температурой воздуха; в отдельных моделях в лучшем случае добавляются количество осадков и толщина снежного покрова (Конищев, 2009, 2011). Проблема возможных изменений криолитозоны (в том числе, развития термокарста) в условиях потепления климата – сложная геоэкологическая проблема.

При анализе современной динамики криолитозоны в связи с изменениями климата необходимо анализировать всю совокупность свойств меняющегося вслед за изменениями противодействующие проявлению ведущего процесса. Этот анализ должен быть основан на региональных особенностях взаимосвязей в системе климат – ландшафт – криолитозона, поскольку в разных регионах криолитозоны эти взаимосвязи реализуются по-разному, и эти различия еще довольно слабо изучены (Конищев, 2009). Помимо этого, для существенной перестройки криолитозоны требуются направленные изменения климата в течение тысяч лет.

Короткопериодные колебания температуры воздуха, с заметно меньшими амплитудами, к которым относят современное глобальное потепление, практически не повлияют на характер криолитозоны в целом (Шполянская, 2010).

Практически всеми исследователями отмечается влияние техногенных факторов на развитие процесса термокарста. Техногенные термокарстовые просадки развиваются практически в пределах всей мерзлой зоны. Полное уничтожение торфянистого горизонта и напочвенного покрова, экскавация грунта и некоторые другие техногенные воздействия, либо катастрофическим изменениям в природной среде. Иногда даже небольшие нарушения естественных условий приводят к бурным проявлениям термокарста. Воздействие этого процесса на инженерные сооружения часто носит катастрофический характер и требует специальных мероприятий для их предотвращения (Общее мерзлотоведение, 1978).

Термокарстовые просадки, вызванные деятельностью человека, имеют крайне негативные последствия: начинается заболачивание, образуются бедленды, создающие благоприятные условия для развития термоэрозии (Романовский, 1993).

Выделяют несколько последовательных стадий образования термокарстовых просадок поверхности почвы: образование незначительного понижения поверхности почвы в начальной фазе таяния льда, заполнение этих просадок водой и образование озерка, расширение и углубление озерной просадочной котловины при полном оттаивании льда на данном участке, образование довольно полноводного озера и, наконец, постепенное высыхание или дренирование термокарстового озера (Ефимов, 1950).

Однако при оттаивании льдистых пород возможно как прогрессивное развитие озерного термокарста, когда процесс продолжается до полного оттаивания льдистых пород, так и его затухание. В данном случае многое зависит от льдистости многолетнемерзлых пород. Чем выше льдистость, тем выше вероятность возникновения прогрессирующего термокарста. Как правило, термокарст прекращается при достижении равенства между глубиной сезонного оттаивания и мощностью слоя талых минеральных отложений, а чем меньше льдистость пород, тем быстрее растет доля талых отложений. К полному затуханию термокарста приводит также искусственное или естественное уменьшение глубины термокарстовых озер, а тем более их осушение или миграция (перемещение). Поэтому более благоприятные для развития термокарста условия имеют место во влажном климате по сравнению с климатом засушливым (Общее мерзлотоведение, 1978). Именно поэтому в условиях избыточного увлажнения, характерных для арктических низменностей, термокарстовые озера встречаются повсеместно.

Озера здесь имеют слабый поверхностный сток по небольшим ручьям и “полосам стока”, в результате которого возможно их дренирование и миграция (Романовский, 1993). В районах с засушливым климатом, где испарение с поверхности превышает количество выпадающих осадков, часто возникают бессточные термокарстовые котловины, глубина и площадь озер в днище которых уменьшается. Многочисленные высыхающие термокарстовые озера известны в Центральной Якутии (Ефимов, 1950; Соловьев, 1959 и др.). Обмеление и миграция термокарстовых озер приводит к образованию остаточных термокарстовых или эрозионнотермокарстовых котловин, называемых в Западной Сибири хасыреями, а в Якутии – аласами (Романовский, 1993). Поверхность аласов и хасыреев обычно террасирована. Это является результатом многократного неполного осушения при развитии эрозионной сети. Когда вода удаляется из термокарстового понижения, прекращается ее “отепляющее воздействие” и температурный режим на поверхности пород изменяется, протаявшие породы начинают промерзать, особенно в северных регионах. Промерзание котловины, как правило, сопровождается льдообразованием с возникновением повторно-жильных и инъекционных льдов, многолетних бугров пучения (Общее мерзлотоведение, 1974). В последующем при благоприятных условиях возможно протаивание этих образовавшихся льдов. Так, протаивание ледяных ядер бугров булгунняхов приводит к образованию крупных округлых, овальных озер;

на месте менее крупных гидролакколитов при протаивании ледяных ядер остаются не столь крупные впадины, обычно заполненные водой (Криолитология, 1985).

В связи с более суровыми климатическими условиями на приморских низменностях севера Якутии, в северных частях Западно-Сибирской низменности и на арктических островах возможно устойчивое существование мелких (глубиной до 1–1,2 м) термокарстовых озер, донные отложения которых сезонно оттаивают, но под сезонноталым слоем залегают высокольдистые отложения. При осадконакоплении донные отложения в них промерзают сингенетически. В днищах таких мелких термокарстовых водоемов могут расти повторножильные льды и образовываться полигонально-валиковый микрорельеф.

Таким образом, под термокарстовыми озерами может устойчиво существовать как сезонноталый слой с температурой поверхности пород дна водоема ниже 0С, так и талики с температурой поверхности пород дна водоема выше 0С. Мощность подозерного талика и его размеры в плане зависят от глубины и площади озера, времени его существования, распределения температур донных отложений по площади. Если озеро существует на одном месте очень долго, то конфигурация подозерного талика приобретает стационарную, конечную форму. Под озерами, размер которых по короткой оси превышает удвоенную мощность многолетнемерзлой толщи, образуются сквозные талики. Отсутствие сквозного талика в этом случае свидетельствует о том, что процесс образования талика не завершился. При размерах термокарстовых озер меньше удвоенной мощности мерзлой толщи формируются несквозные подозерные талики (Общее мерзлотоведение, 1978).

Формы термокарстового рельефа существенно зависят от того, какие типы подземных льдов и льдистых отложений подвергаются оттаиванию, а также от особенностей распространения льда в мерзлых породах, форм их локализации и т.д. (Качурин, 1961). При термокарсте по повторно-жильным льдам возможны разные формы его проявления. С одной стороны, при росте ледяных жил возникают повышения (валики) над жилами. Между этими повышениями скапливается вода, содействуя протаиванию льдистых пород, заключенных внутри ледяной сетки. Образуется полигонально-ячеистый рельеф. С другой стороны, вытаивают преимущественно жильные льды, что приводит к формированию полигонального рельефа с провальными озерами и западинами, вытянутыми в виде сети полос (решетки), наследующих жилы льда. В обоих случаях вытаивание ледяных жил приводит к слиянию отдельных впадин между собой и перераспределению (растеканию) минеральной составляющей пород, слагающих промежутки между жилами по дну растущего озера (Общее мерзлотоведение, 1974). При оттаивании сингенетических повторно-жильных льдов (при отсутствии стока из просадочных понижений) образуются разные по размерам (до нескольких километров), но достаточно глубокие (до 3 – 6 м) термокарстовые озера с плоским дном, углубленным на участках активного вытаивания льда до 8 – 10 м и более. При их осушении или миграции (перемещении) образуются аласные котловины. При протаивании мерзлых отложений с маломощными полигонально-жильными льдами (мощностью до 4 – 6 м) образуются мелкие озера глубиной до 1,5 – 2 м с прямоугольными очертаниями берегов. При спуске таких озер в днищах формируются остаточные полигональные бугристые формы микрорельефа. Протаивание эпигенетически промерзавших льдистых отложений без жильных льдов приводит к формированию разнообразных по форме и глубине озер с мягкими очертаниями берегов. При этом наиболее глубокие из них образуются в связи с протаиванием крупных линз и пластов сегрегационных и инъекционных льдов (Общее мерзлотоведение, 1978).

Наиболее широко термокарстовые образования развиты в пределах аккумулятивных поверхностей, сложенных рыхлыми, особенно пылевато-глинистыми отложениями. Поэтому ареной наиболее массового развития термокарста являются северные приморские низменности субарктического пояса. С удалением на юг признаки развития процесса постепенно затухают, что связано с менее широким распространением подземных льдов. За пределами криолитозоны встречаются лишь реликтовые термокарстовые формы рельефа, часто существенно преобразованные процессами эрозии, денудации и др. (Ершов, 2002).

История развития термокарста может быть рассмотрена лишь в связи с историей развития многолетнемерзлых горных пород, от которых этот процесс неотделим (Качурин, 1961).

В истории развития Земли с определенной периодичностью возникали ледниковокриогенные периоды. Различные авторы выделяют разное их количество. Опираясь на абсолютные датировки ледниковых отложений, выделяют следующие ледниковые эры:

раннепротерозойскую (2500 – 2000 млн. л.н.), позднепротерозойскую (900 – 630 млн. л.н.), палеозойскую (460 – 230 млн. л.н.) и кайнозойскую (30 – 0 млн. л.н.) (Основы геокриологии, 1998).

Современная криолитозона сформировалась в кайнозойскую ледниковую эру (во второй половине третичного периода началось глобальное похолодание климата), в предшествующие ей 200 млн. лет условий для формирования континентальных ледниковых покровов и многолетнемерзлых пород не было. Для климата кайнозойской ледниковой эры характерны ритмичные колебания, при которых холодные периоды неоднократно сменялись теплыми, определяя динамику криолитозоны. Выделяют до 20 и более циклов колебания климата, но в целом они объединяются в четыре крупных периода: раннеплейстоценовый, среднеплейстоценовый, позднеплейстоценовый и голоценовый (Основы геокриологии, 1998).

Несмотря на то, что глобальное похолодание климата началось примерно 30 млн. л.н.

формирование мерзлых толщ началось на крайнем северо-востоке Евразии примерно в интервале 2,5–1,5 млн. лет тому назад (рисунок 1.2). Выделяют четыре этапа развития криолитозоны (Романовский, 1993).

Рисунок 1.2. Возможные границы распространения криолитозоны в кайнозое (по В.В. Баулину, Н.С.

Даниловой, К.А. Кондратьевой): 1 – в неогене - раннем плейстоцене; 2 – в позднем плейстоцене; 3 – в климатическом оптимуме голоцена; 4 – в климатическом оптимуме голоцена и позднем голоцене на Первый этап развития криолитозоны охватывает время с конца плиоцена до начала верхнего плейстоцена (от 2,0 – 1,5 млн. лет до 150 – 110 тыс. лет назад) – включает раннеплейстоценовый и среднеплейстоценовый периоды. В раннем плейстоцене произошли значительные похолодания климата, которые привели к образованию мерзлых толщ и продвижению к югу границы их распространения (рисунок 1.2). В среднем плейстоцене наблюдалось несколько продолжительных циклов похолоданий и потеплений климата, поэтому в холодные периоды (криохроны) мерзлота продвигалась далеко на юг, в теплые периоды (термохроны) происходила деградация мерзлых толщ с юга. В то же время на севере Восточной Сибири происходило накопление высокольдистых субаэральных синкриогенных отложений с мощными повторно-жильными льдами (“ледового комплекса”). В результате сформировались две геокриологические зоны: северная – с преимущественно непрерывным типом условий проявления многолетнего криогенеза (с колебаниями термодинамического уровня теплообмена в отрицательном диапазоне) и южная – с преимущественно прерывистым типом условий проявления многолетнего криогенеза (с чередованием многолетнего протаивания и промерзания литосферы). Для этапа также были характерны трансгрессии и регрессии Полярного бассейна на севере низменных равнин. В результате трансгрессий в их контурах формировались засоленные отложения, а мерзлые толщи деградировали под дном моря. При регрессиях происходили многолетнее промерзание отложений и расширение криолитозоны к северу. При этом в Западном и Восточном секторах Российской Арктики трансгрессивнорегрессивный режим проявлялся неодинаково. Равнины Западного сектора практически во все этапы плейстоцена формировались в условиях преимущественно морского осадконакопления, а равнины Восточного сектора формировались в условиях континентального осадконакопления (Шполянская, 2012).

Описываемый этап завершился в начале позднего плейстоцена, в казанцевское (микулинское) межледниковье (термохрон), которое многие исследователи считают весьма теплым. Несмотря на деградацию мерзлоты и смещение ее границ к югу, в Центральной Якутии, в приморских низменностях Северо-Востока и в Западной Сибири севернее 66 с.ш.

продолжалось накопление отложений “ледового комплекса”, что свидетельствует о более суровых геокриологических условиях, чем современные.

Второй этап развития криолитозоны охватывает период с позднего плейстоцена до раннего голоцена включительно (от 150–90 до 9,6–8 тыс. лет назад). Этот этап отличается повышенной суровостью и сухостью климата. На период 22–18 тыс. лет назад по реконструкциям А.А. Величко приходится максимум суровости геокриологических условий.

Этот период им назван “климатическим минимумом плейстоцена”, а территория, занятая многолетнемерзлыми породами – “великой криогенной областью”. Следы глубокого сезонного промерзания и грунтовые жилы обнаружены до побережья Черного моря; вся Сибирская платформа, Забайкалье и Прибайкалье были заняты многолетнемерзлыми породами. Поздний плейстоцен – это время глобальной регрессии Мирового океана. Снижение уровня моря по сравнению с современным оценивается в среднем примерно в 100 м. Вышедшие из-под уровня моря породы промерзали – на обширных пространствах оголившегося шельфа формировались отложения “ледового комплекса”.

Третий этап развития криолитозоны включает главным образом средний голоцен (от 9, – 8 до 4,5 – 3 тыс. лет назад), характеризуется потеплением климата (“климатическим оптимумом голоцена”) и деградацией мерзлых толщ. Общее глобальное повышение температуры воздуха составляло 2–2,5С по сравнению с современностью (Шполянская, 2010), наблюдалось небольшое увеличение количества осадков (Величко, 1989). К концу этого этапа маломощные мерзлые толщи на юге криолитозоны (мощностью менее 200 – 250 м) протаяли полностью, а севернее мерзлота оттаяла лишь с поверхности (от первых десятков метров до – 150 м). В результате образовался слой “реликтовой мерзлоты”, который в настоящее время сохранился на севере Восточно-Европейской платформы и Западно-Сибирской плиты.

Оттаивание высокольдистых плейстоценовых синкриогенных отложений и массивов подземных льдов в эпикриогенных дисперсных толщах привело на севере криолитозоны к активному развитию озерного термокарста (Романовский, 1993). Именно на этом этапе происходит широкое и более глубокое развитие термокарста во всех районах криолитозоны, реликтовые формы которого сохранились до настоящего времени (Качурин, 1961).

Четвертый этап развития криолитозоны охватывает поздний голоцен (от 4,5 – 3 тыс. лет назад до настоящего времени) и характеризуется более суровыми климатическими и геокриологическими условиями, чем в климатический оптимум. В начале этого периода происходят аградация мерзлых толщ и продвижение к югу границы их распространения. Над реликтовыми мерзлыми толщами аккумулятивных равнин промерзание происходило быстрее и на большую глубину в силу их экранирующего влияния на внутриземной тепловой поток.

Активизировался процесс криогенного растрескивания и роста повторно-жильных льдов.

Началось дренирование термокарстовых озер, образование аласов и хасыреев, сопровождавшееся промерзанием подозерных таликов. На протяжении этого этапа происходили периодические изменения природных условий, которые приводили к затуханию процесса термокарста в криохроны и интенсификации его в термохроны (Романовский, 1993).

1.3. Состояние исследований динамики термокарстовых озер При изучении реакции криолитозоны на современное изменение климата достаточно большое внимание уделяется исследованию термокарстовых озер как возможных индикаторов состояния криолитозоны. Особый интерес к динамике термокарстовых озер отмечается с начала 2000-х годов, когда зарубежными и отечественными учеными были выполнены многочисленные исследования в этом направлении. Выполненные исследования охватывают области как сплошного, так и прерывистого распространения многолетнемерзлых пород в пределах полуострова Аляска и криолитозоны Евразии, включая Европейскую ее часть, Западную Сибирь и Восточную Сибирь (рисунок 1.3, таблица 1.2).

На территории Канады подобные исследования по изучению динамики термокарстовых озер не проводились. Имеются лишь исследования, посвященные изучению отдельных криогенных процессов, в которых упоминается о возможном развитии или затухании термокарста. Одни из таких исследований посвящены изучению склоновых процессов – криогенных оползней (Kokelj, 2005; Lantz, Kokelj, 2008), а другие – изучению термоэрозионных процессов (Fortier et al, 2007). Аналогично на территории Скандинавии отмечается ряд исследований, посвященных изучению бугров пучения и связанных с их развитием термокарстовых озер (Zuidhoff, Kolstrup, 2000; Luoto, Seppala, 2003).

Рисунок 1.3. Исследования динамики термокарстовых озер на территории России Fitzgerald D., Riordan B.A. Permafrost 10 участков на 1950 – 2001 Аэрофотоснимки Значительное сокращение Рассмотрены Riordan B., Verbyla D., David McGuire 9 участков на 1950 – 2002 Аэрофотоснимки Сокращение площади в зоне Рассмотрены images // Journal of geophysical research, (сплошная и со спутника Landsat Незначительные изменения в площадью Кравцова В.И., Быстрова А.Г. Изучение 19 участков на 1970 – 2000 Космические снимки В пределах 11 участков Рассмотрены перспективы”, Москва 5 – 6 июня Smith L.C., Sheng Y., Macdonald G.M., Обширная 1973 – 1998 Космические снимки Увеличение площади озер в Рассмотрены термокарстовых процессов в зонах Сибири сплошной и прерывистой мерзлоты (сплошная и университета, 2009, №3, с. 3- Сибири с использованием космических (прерывистая снимков // Геоинформатика, 2008, №2, мерзлота) Journal of Environmental Studies, 2008, Надыма и Геоморфологические процессы и их прикладные аспекты (труды VI Щукинских чтений). М., 2010, с. University of Alaska Fairbanks, 2008, vol. Лены, в районе технологий. Материалы четвертой среднее конференции геокриологов России. течение р. Бол.

геокриология. Часть 6. Динамическая Чукочья геокриология. М: Университетская (сплошная Помимо исследований динамики термокарстовых озер также имеется ряд работ, термокарстовых озер (Полищук, Полищук, 2013) и применению методов математической морфологии ландшафта, в частности, для оценки риска поражения линейных инженерных сооружений термокарстовыми процессами (Капралова, Викторов, 2012; Викторов с соавт., 2012).

Все исследования, посвященные непосредственно изучению изменений площади термокарстовых озер, основаны на анализе разновременных космических снимков (пары снимков или более): географической привязке снимков, их дешифрировании – выделении характеристик – площади озер за разные даты. В некоторых работах, помимо этого, приводятся результаты полевых обследований (Klein et al, 2005; Hinkel et al, 2003; Кирпотин с соавт., 2008;

Kirpotin et al, 2008; Гюнтер с соавт., 2010).

В качестве основных материалов практически во всех исследованиях используются космические снимки со спутника Landsat, имеющие пространственное разрешение 80 и 30 м.

Снимки сверхвысокого разрешения, включая аэрофотоснимки и космические снимки с разведывательных спутников Corona (камера KeyHole), широко используются в исследованиях Аляски. На территории Евразии материалы сверхвысокого разрешения используют лишь ученые, изучающие отдельные районы на Севере Восточной Сибири.

В зависимости от методических особенностей и используемых материалов в большинстве исследований вводится ограничение на площади анализируемых озер, т.е. учитываются озера площадью более 0,2 га (Riordan et al, 2006), более 10 га (Hinkel et al, 2007), более 5 га (Елсаков, Марущак, 2010), более 40 га (Smith et al, 2005), более 20 га (Кирпотин с соавт., 2008), более 1 га (Веремеева, 2011). Самое большое ограничение (40 га) было использовано при изучении изменений площади озер на территории Западной Сибири L.C. Smith, Y. Sheng, G.M. Macdonald и L.D. Hinzman в 2005 году. В этом исследовании была проанализирована обширная территория Западной Сибири в целом (рисунок 1.3) и использованы снимки с пространственным разрешением 150 м (самым низким среди материалов других исследователей). В ряде работ такие ограничения не вводятся, а рассматриваются все озера (Кравцова, Быстрова, 2009;

Кравцова, Тарасенко, 2010; Тюкавина, 2009). Особенностью последних работ является составление схем динамики озер на фрагменты эталонных участков, которые позволяют визуально зафиксировать изменения отобразившихся на схеме озер. Большинство же остальных работ ограничиваются статистическим анализом и представлением количественных данных о суммарном изменении площади озер без конкретного картографического отображения динамики озер.

Как правило, исследования ориентированы на анализ изменений в пределах небольших эталонных участков либо же охватывают отдельные районы. К обзорным исследованиям следует отнести работы, выполненных в пределах обширной территории, в том числе при анализе большого количества эталонных участков (Fitzgerald, Riordan, 2003; Riordan et al, 2006;

Кравцова, Быстрова, 2009; Елсаков, Марущак, 2010; Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008;

Брыксина с соавт., 2009). Большинство же работ, выполненные в пределах отдельных эталонных участков, следует считать локальными исследованиями (Yoshikawa, Hinzman, 2003;

Grosse et al., 2008б; Klein et al, 2005; Hinkel et al, 2007; Смирнова с соав., 2013; Днепровская с соавт., 2009; Кравцова, Тарасенко, 2010; Гюнтер с соавт., 2010; Grosse et al, 2008а; Веремеева, 2011; Тюкавина, 2009).

Разные регионы обследованы неравномерно, исследования различаются по детальности и результатам. Рассмотрим основные особенности и результаты выполненных работ.

На территории Аляски обзорное исследование было выполнено Fitzgerald D., Riordan B.A.

(2003) и Riordan B., Verbyla D., David McGuire A. (2006) (таблица 1.2). Их целью было определение влияния потепления климата на изменение площади термокарстовых озер Аляски в зоне как сплошного, так и прерывистого распространения многолетнемерзлых пород, в связи с чем был выполнен анализ изменений площади бессточных озер в пределах 10 эталонных участков (рисунок 1.4).

Рисунок 1.4. Расположение эталонных участков на территории Аляски, исследованных в работах Fitzgerald D., Riordan B.A., 2003 (А) и Riordan B., Verbyla D., David McGuire A., 2006 (Б) В результате этих исследований в зоне сплошного распространения ММП была установлена относительная стабильность (сокращение площади озер на 6% и увеличение на 1% на территории отдельных эталонных участков), обусловленная низкими температурами и большой мощностью многолетнемерзлых пород. В зоне прерывистого распространения ММП выявлено значительное уменьшение площади озер (до 50% на территории отдельных участков), обусловленное таянием меньших по мощности многолетнемерзлых пород под влиянием потепления климата, приводящим к просачиванию воды в грунт и уменьшению площади озера (рисунок 1.5).

Рисунок 1.5. Возможные механизмы исчезновения термокарстовых озер при потеплении климата Помимо обзорного исследования на территории Аляски выполнен ряд работ локального уровня. В пределах прерывистого распространения мерзлоты такие исследования были проведены на полуострове Сьюард (Yoshikawa, Hinzman, 2003; Grosse et al., 2008б); вне области распространения мерзлоты – на полуострове Кенай (Klein et al, 2005). Во всех этих исследованиях установлено преобладающее уменьшение площади озер, хотя отмечается также расширение отдельных озер и появление новых (таблица 1.2). В качестве основных причин сокращения площади озер, аналогично Fitzgerald D., Riordan B.A. (2003), называется таяние многолетнемерзлых пород под влиянием потепления климата и просачивание воды в протаявший грунт. Также указывается на сокращение суммы годовых осадков, т.е. на уменьшение водного баланса (Klein et al, 2005). В качестве причины появления новых малых озер называется антропогенная деятельность (Grosse et al., 2008б).

В области сплошного распространения мерзлоты на севере Аляски серия локальных исследований была проведена K. Hinkel с соавторами в пределах Арктической Прибрежной Равнины (рисунок 1.6, слева). Первые их работы были посвящены определению возраста котловин, ранее занятых термокарстовыми озерами (Frohn et al, 2001; Hinkel et al, 2003) и анализу морфометрических показателей имеющихся озер и котловин (Frohn et al, 2005; Hinkel et al, 2005). Динамика площади этих озер была оценена в более поздних работах (Hinkel et al, 2007; Eisner et al, 2008; Eisner et al, 2009), в результате которых было установлено частичное сокращение площади или полное исчезновение 50 термокарстовых озер (рисунок 1.6, справа) из 7400 озер, выделенных в районе. В связи с небольшим числом изменившихся озер относительно общего их количества авторы указывают на относительную стабильность изучаемой территории, расположенной в области сплошного распространения ММП, аналогично Fitzgerald D., Riordan B.A. (2003) и Riordan B., Verbyla D., David McGuire A. (2006).

Рисунок 1.6. Район исследования K. Hinkel с соавторами (слева); озера, площадь которых сократилась с 1970-х по 2000 г. с выявленными причинами изменений (справа) В исследованиях K. Hinkel с соавторами отмечается сложность выявления причин наблюдаемых изменений площади озер. В результате опроса коренного населения (Hinkel et al, 2007; Eisner et al, 2009) в качестве причин изменений были названы – береговая эрозия, эрозионная деятельность водотоков и их меандрирование, а также влияние деятельности человека, в частности использование гусеничного транспорта и вездеходов (Eisner et al, 2008).

Именно вдоль трасс отмечаются спущенные озера. Выводов о влиянии потепления климата на изменения площади термокарстовых озер не делается, в отдельных случаях лишь упоминается о возможности влияния.

Все представленные работы на территории Аляски объединяют близкие результаты исследования. В области сплошного распространения многолетнемерзлых пород отмечается относительная стабильность площади озер. А в области прерывистого распространения ММП – значительное сокращение площади озер, которое большинство исследователей связывают с наблюдаемым потеплением климата, в частности с таянием многолетнемерзлых пород и просачиванием воды в протаявший грунт (Fitzgerald, Riordan, 2003; Riordan et al, 2006; Yoshikawa, Hinzman, 2003).

На территории Евразии обзорные исследования по изучению изменений площади озер были проведены рядом ученых. Такие исследования были выполнены на территории всей России (Кравцова, Быстрова, 2009), в пределах Европейской ее части (Елсаков, Марущак, 2010) и в Западной Сибири (Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008; Брыксина с соавт., 2009).

На территории всей России было проанализировано 19 эталонных участков (рисунок 1.7), выбранных в различных ландшафтных условиях с охватом зон сплошного, прерывистого и островного распространения ММП (Кравцова, Быстрова, 2009).

Рисунок 1.7. Размещение эталонных участков (Кравцова, Быстрова, 2009) зафиксированы различные тенденции изменения площади озер. В пределах 11 участков площади озер не изменились, на 3-х участках (на южном Ямале, левобережье р. Пур, правобережье р. Енисей) отмечено сокращение площади озер, на 2-х (в Центральной Якутии и в районе Удской губы на Дальнем Востоке) – значительное увеличение площади и появление новых озер и на 3-х (на Яно-Индигирской низменности, в Верхнеангарской и Баргузинской котловинах Забайкалья) – разнонаправленные изменения площади озер: сокращение одних и расширение других.

многолетнемерзлых пород, подмеченная в исследованиях Аляски, в данной работе не прослеживается. Если на территории Аляски в области сплошного распространения мерзлоты отмечалась относительная стабильность площади озер, то в данной работе помимо стабильности наблюдается и сокращение, и увеличение, и разнонаправленные изменения площади озер. Аналогичная ситуация прослеживается и в области прерывистого распространения мерзлоты: если на территории Аляски в этой зоне наблюдалось значительное сокращение площади озер, то в данном исследовании, напротив, в отдельных районах отмечается увеличение площади озер (в частности, в котловинах Забайкалья и на Дальнем Востоке).

Мы попытались сопоставить полученные в этой работе результаты с изменением температуры воздуха, для чего проанализированные эталонные участки с указанием произошедших изменений нанесены на карту повышения температуры воздуха, вызванного глобальным потеплением климата, составленную А.В. Павловым и Г.В. Ананьевой (рисунок 1.8).

Рисунок 1.8. Карта повышений температуры воздуха в 2000 году (определенных по средним десятилетним скользящим значениям) относительно 1950-х годов с наложенными на нее эталонными участками с различными изменениями термокарстовых озер Приращения температуры воздуха: 1 – слабые, 2 – умеренные, 3 – сильные.

Эталонные участки: 4 – не обнаружено изменений площади озер, 5 – обнаружено уменьшение площади озер, 6 –обнаружено уменьшение и увеличение площади озер, 7 – обнаружено увеличение площади озер (составлена автором по материалам Павлов, Ананьева, 2004; Кравцова, Быстрова, 2009) Согласно полученной карте практически все эталонные участки, на которых не было обнаружено изменений или обнаружено уменьшение озер (вызванное преимущественно спуском этих озер речками) попадают в зону слабого и умеренного приращения температуры воздуха. Увеличение же площади озер наблюдается лишь в области сильных приращений температур воздуха, в частности, в Центральной Якутии, котловинах Забайкалья и на Дальнем Востоке.

Отличительной особенностью данного исследования является отсутствие каких-либо ограничений на площади анализируемых озер, несмотря на сравнение снимков разного пространственного разрешения: снимков, полученных съемочной системой Landsat MSS с пространственным разрешением 80 м, и снимков, полученных съемочной системой Landsat TM/ETM+ с разрешением 30 м. Для выявления возможного влияния различий в разрешении используемых материалов на результаты исследования необходимы дополнительные методические изыскания.

Помимо исследования В.И. Кравцовой и А.Г. Быстровой (2009), охватившего обширную территорию России, есть ряд обзорных исследований регионального уровня.

На Европейской территории России обзорное исследование было выполнено В.В.

Елсаковым и И.О. Марущак (2011). Ими было проанализировано 5 эталонных участков (рисунок 1.9).

Рисунок 1.9. Эталонные участки, проанализированные в пределах Европейской территории России (Елсаков, Марущак, 2011) В результате исследования было установлено уменьшение площади озер как в прерывистой зоне, так и в сплошной зоне ММП, при этом максимальные изменения в зоне прерывистой и островной мерзлоты наблюдаются в период 1973-1988, а в зоне сплошной мерзлоты – 1988-2002 гг. Авторы ссылаются на климатические причины наблюдаемых изменений, говоря о постепенном продвижении отклика на потепление климата в направлении от прерывистой зоны к сплошной зоне распространения многолетнемерзлых пород.

Аналогичные результаты были получены И.О. Смирновой, Л.Л. Сухачевой и А.А.

Русановой (2013). В пределах проанализированного ими участка также отмечается интенсивное сокращение площади озер. Однако они не ссылаются на климатическую природу изменений, а указывают на сложность процесса и необходимость учета целого ряда факторов (Смирнова с соав., 2013).

На территории Западной Сибири выполнен ряд исследований. Одно из первых было проведено в США L.C. Smith, Y. Sheng, G.M. Macdonald и L.D. Hinzman (2005). Ими была проанализирована обширная территория Западной Сибири (рисунок 1.10) и рассмотрены изменения лишь крупных озер площадью более 40 га.

В результате было установлено увеличение площади озер в зоне сплошного распространения мерзлоты на 12% и уменьшение площади озер в зоне прерывистого распространения ММП на 9%. При этом в обеих зонах было зафиксировано полное исчезновение 125 озер, отмеченных на рисунок 1.10 красными точками. В качестве основной причины сокращения площади озер в зоне прерывистого распространения ММП рассматривается деградация многолетнемерзлых пород под влиянием потепления климата и просачивание воды из озер в оттаявший грунт. Увеличение площади озер в зоне сплошного распространения ММП также связывается с таянием многолетнемерзлых пород, вызывающим на первых этапах увеличение объема воды, что впоследствии может привести к исчезновению озера. Наличие исчезнувших озер в зоне сплошной мерзлоты в частности объясняется неоднородностью мощности ММП.

Рисунок 1.10. Результаты исследования L.C. Smith с соавторами, Помимо исследования L.С. Smith с соавторами (2005) на территории Западной Сибири в пределах эталонных участков, начиная с 2006 года, ряд исследований выполнили Ю.М.

Полищук, Н.А. Брыксина, С.Н. Кирпотин и В.П. Днепровская. Ими были проанализированы эталонные участки как в зоне сплошной, так и в зоне прерывистой вечной мерзлоты (рисунок 1.11).

Рисунок 1.11. Расположение тестовых участков на территории Западной Сибири, проанализированных Кирпотиным С.Н., Полищуком Ю.М., Брыксиной Н.А., 2008 (слева) и Брыксиной Н.А., Полищуком В результате этих исследований, аналогично L.С. Smith с соавторами (2005) было установлено, что в зоне сплошной вечной мерзлоты наблюдается увеличение площади термокарстовых озер (от 7 до 12%), а в зоне прерывистой вечной мерзлоты площади озер сокращаются (от 1 до 29%) (Кирпотин с соавт., 2008). В более позднем исследовании было уточнено, что в зоне сплошного распространения ММП лишь на половине участков наблюдалось увеличение площади озер и отмечено, что с увеличением географической широты наблюдается переход от сокращения площади к ее увеличению (в качестве границы указывается 700 с.ш.) (Брыксина с соавт., 2009; Днепровская, Полищук, 2008; Днепровская с соавт., 2009). Авторы также рассматривают глобальное потепление в качестве основного фактора наблюдаемых изменений. Сокращение площади озер в условиях потепления климата объясняется ускорением дренажа озер в результате увеличения глубины протаивания грунта при повышении температуры. В качестве дополнительной причины изменения площади озер также рассматривается спуск озер под влиянием эрозионной деятельности (Kirpotin et al, 2008), когда вода из мелких озер, расположенных на более высоком уровне, стекает в большие озера.

Таким образом, в проведенных на территории Западной Сибири исследованиях, как и в исследованиях на Аляске, прослеживается взаимосвязь изменения площади озер с характером распространения многолетнемерзлых пород: сокращение площади озер в зоне прерывистой мерзлоты и увеличение – в зоне сплошной мерзлоты. В качестве причины также рассматривается деградация мерзлоты под влиянием потепления климата.

Однако в результатах С.Н. Кирпотина с соавторами (2008) наблюдаются расхождения с работой В.И. Кравцовой и А.Г. Быстровой (2009), в которой на территории Западной Сибири в зоне сплошного распространения ММП обнаружено уменьшение площади озер.

Дополнительное исследование, выполненное на территории 3 эталонных участков (рисунок 1.12), частично или полностью перекрывающихся с участками С.Н. Кирпотина, Ю.М.

Полищука и Н.А. Брыксиной (2008) также не показало увеличения площади озер в зоне сплошного распространения ММП. На территории всех проанализированных участков отмечается локальное сокращение площади озер в связи с их спуском речками (Кравцова, Тарасенко, 2010).

Рисунок 1.12. Расположение эталонных участков (Кравцова, Тарасенко, 2010) Таким образом, вопрос о причинах выявленных расхождений в результатах исследований (Кирпотин с соавт., 2008; Кравцова, Тарасенко, 2010) остается открытым и требует дополнительных, в том числе, методических исследований.

На Севере Восточной Сибири обзорные исследования по изучению изменений площади озер не проводились. Имеется лишь ряд локальных исследований, большая часть которых напрямую не связана с изучением динамики озер. Одни из них посвящены оценке возможностей использования космических снимков для анализа термокарстовых форм рельефа (Grosse et al, 2005; Grosse et al, 2006), другие – анализу морфометрических показателей (Morgenatern et al, 2008; Morgenatern et al, 2011) и распределению озер (Grosse et al, 2008а). Во всех же исследованиях, в какой-то мере связанных с изучением динамики озер (Hese et al, 2010;

Гюнтер с соавт., 2010; Grosse et al., 2008б; Веремеева, 2011; Тюкавина, 2009; Кравцова, Тюкавина, 2010), отмечаются незначительные разнонаправленные изменения: сокращение площади одних и увеличение площади других озер. При этом в качестве причин наблюдаемых изменений называют эрозионные процессы и влияние антропогенной деятельности. Влияние потепления климата на активизацию термокарстовых процессов не отмечается. Напротив, отмечается, что благоприятные условия для развития термокарстового процесса, охватывающего большие пространства на отложениях ледового комплекса, существовали в прошлом. В настоящее время близость к начинающим свое развитие озерам термоэрозионных долин способствует их дренированию и затуханию процесса (Morgenatern et al, 2011).

Подытоживая обзор имеющихся работ, следует отметить, что:

В зоне сплошного распространения мерзлоты большинство исследователей отмечает относительную стабильность термокарстовых озер – незначительные разнонаправленные изменения под влиянием локальных факторов (эрозионной деятельности и меандрирования рек, антропогенной деятельности, и др.). Однако в отдельных работах отмечается увеличение площади озер: на территории Западной Сибири (Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008;

Брыксина с соавт., 2009) и Центральной Якутии (Кравцова, Быстрова, 2009), которое авторы связывают с активизацией термокарстового процесса под влиянием потепления климата.

В зоне прерывистого распространения мерзлоты практически все исследователи отмечают сокращение площади озер под влиянием потепления климата, которое связывают с просачиванием воды в оттаявший грунт и с испарением воды из озера. Однако в работе В.И.

Кравцовой и А.Г. Быстровой (2009) отмечено увеличение площади озер в котловинах Забайкалья и на Дальнем Востоке.

Самые противоречивые результаты наблюдаются на территории Западной Сибири в зоне сплошного распространения ММП, когда одними исследователями отмечается увеличение площади озер (Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008; Брыксина с соавт., 2009), а другими – уменьшение площади озер (Кравцова, Быстрова, 2009; Кравцова, Тарасенко, 2010).

Обзор криолитологической литературы показал, что:

1. Условиями, необходимыми для развития термокарста, являются: наличие высокольдистых многолетнемерзлых пород, оттаивание которых создает на поверхности понижение и равнинный характер территории, затрудняющий поверхностный сток вод, а основной причиной – увеличение глубин сезонного или многолетнего протаивания до глубин залегания мерзлых пород.

Массовое образование термокарстовых озер произошло с оттаиванием плейстоценовых отложений в эпоху “голоценового климатического оптимума”, продолжавшегося на протяжении 5 тысяч лет, когда температура воздуха повысилась по сравнению с современной на 2 – 2,5С и наблюдалось увеличение количества осадков.

2. Чем выше льдистость пород, тем выше вероятность возникновения термокарста.

Льдистость должна превышать полную влагоемкость пород в талом состоянии. Для развития термокарста необходим равнинный характер территории, затрудняющий сток поверхностных вод. Возникновение термокарста возможно при изменении теплового баланса (при потеплении климата, усилении континентальности; уменьшении термического сопротивления поверхности – изменении растительного, снежного или водного покровов). Для термокарста благоприятно наличие положительного водного баланса (увеличения разности осадки – испарение;

увеличения осадков, в том числе снежного покрова; уменьшения испарения). Для термокарста неблагоприятны условия дренажа. Сток вод способствует развитию процессов термоэрозии, а не термокарста. Опосредованная роль неотектоники в развитии термокарста проявляется во влиянии на водный режим территории. Тектонические опускания могут быть причиной обводнения поверхности и зарождения термокарстовых озер. Тектонические поднятия в свою очередь могут быть причиной дренирования территории и уменьшения интенсивности образования термокарстовых озер. Техногенные процессы влияют на развитие термокарста практически в пределах всей мерзлой зоны, а образованные ими термокарстовые просадки имеют крайне негативные последствия.

Термокарст возникает и протекает в сложных природных системах, поэтому неприемлемы концепции, ориентирующиеся только на ведущий фактор.

3. Прогрессивное развитие возможно лишь при высокой льдистости пород и положительном водном балансе. К затуханию термокарста приводит осушение или миграция озер.

Обзор исследований динамики термокарстовых озер показал, что:

4. Начиная с 2000-х годов, выполнены многочисленные исследования динамики термокарстовых озер, охватывающие области как сплошного, так и прерывистого распространения многолетнемерзлых пород в пределах полуострова Аляска и криолитозоны Евразии.

Все имеющиеся исследования основаны на анализе разновременных космических снимков (пары снимков или более). В качестве основных материалов при этом используют космические снимки со спутника Landsat, позволяющие проследить изменения площади озер с 1970-х по 2000-е гг., т.е. за период современного потепления климата.

В большинстве исследований, несмотря на использование снимков разного пространственного разрешения, ограничений по площади анализируемых озер не вводится. В ряде исследований такие ограничения введены, но их выбор количественно не обосновывается.

Для выявления возможного влияния пространственного разрешения разновременных снимков на результаты исследования необходимы дополнительные методические изыскания.

5. Исследования в разных частях криолитозоны показывают, что в зоне сплошного распространения мерзлоты отмечается относительная стабильность термокарстовых озер – незначительные разнонаправленные изменения под влиянием локальных факторов (эрозионной деятельности, антропогенной деятельности и др.). Однако в отдельных работах отмечается увеличение площади озер: на территории Западной Сибири (Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008; Брыксина с соавт., 2009) и Центральной Якутии (Кравцова, Быстрова, 2009), которое авторы связывают с активизацией термокарстового процесса под влиянием потепления климата. В зоне прерывистого распространения мерзлоты отмечаются сокращение площади озер под влиянием потепления климата, которое связывают с просачиванием воды в оттаявший грунт и с испарением воды из озер. Однако в работе В.И. Кравцовой и А.Г. Быстровой (2009) отмечено увеличение площади озер в котловинах Забайкалья и на Дальнем Востоке.

Таким образом, в исследованиях по разным регионам выявлен ряд противоречий. Самые противоречивые результаты наблюдаются на территории Западной Сибири в зоне сплошного распространения ММП, где одними исследователями отмечается увеличение площади озер (Smith et al, 2005; Кирпотин с соавт., 2008; Брыксина с соавт., 2009), а другими – уменьшение площади озер (Кравцова, Быстрова, 2009; Кравцова, Тарасенко, 2010).

Результаты работ по изучению динамики термокарстовых озер показывают необходимость разработки методики, учитывающей различия в разрешении сравниваемых разновременных снимков и выполнения на основе единой методики исследований по широкому спектру регионов с учетом их географической специфики, различных факторов, влияющих на процессы термокарста и в итоге определения возможности использования динамики термокарстовых озер в качестве индикатора состояния криолитозоны при потеплении климата.

2. Методика исследования динамики термокарстовых озер 2.1. Общая методическая схема исследования динамики термокарстовых озер В качестве показателя динамики термокарстовых озер в представленном исследовании используется площадь озер, а в качестве метода определения изменений площади озер – анализ разновременных космических снимков, на которых водные объекты выделяются достаточно хорошо, в том числе при их автоматизированном дешифрировании.

Существует два основных подхода к изучению динамики территориальных комплексов и их элементов путем сопоставления разновременных снимков: раздельное (последовательное) и совместное (одновременное) дешифрирование снимков (Книжников, Кравцова, 1991).

Раздельное дешифрирование осуществляется наиболее просто, не требует предварительного геометрического преобразования снимков и реализуется обычно при визуальном дешифрировании для качественной оценки произошедших изменений.

Совместное дешифрирование в отличие от раздельного предполагает совмещение двух или нескольких разновременных снимков и требует предварительных геометрических преобразований сопоставляемых материалов. Результатом совместного дешифрирования также могут быть качественные оценки, но обычно это карты или количественные показатели произошедших изменений.

В нашем исследовании при изучении динамики термокарстовых озер выполняется совместное дешифрирование аэрокосмических материалов. При совместном наблюдении разновременных снимков возможны следующие методические приемы (Лабутина, 2004;

Лабутина, Балдина, 2011):

сложение собственно снимков или изображений, полученных в результате их яркостных преобразований или классификации;

сложение переходных карт, составленных по разновременным аэрокосмическим При изучении изменений площади озер возможны оба приема, однако несомненным преимуществом обладают переходные карты, создаваемые специально для обеспечения сопоставимости разновременных материалов (в частности на основе одинаковых цензов отбора) (Лабутина, 2004), поэтому предпочтение в нашем случае отдается второму приему.

Дело в том, что при анализе изменений площади термокарстовых озер могут быть использованы различные аэрокосмические снимки, полученные разными съемочными системами и имеющие разные характеристики, в том числе разное пространственное разрешение. Сравниваемые материалы должны быть приведены к одинаковой детальности.

Иначе сложение снимков разного пространственного разрешения или результатов классификации снимков с разным разрешением без дополнительной обработки, в частности, исключения из анализа малых озер, отображаемых на снимке более высокого разрешения и не отображающихся на снимке более низкого разрешения, может привести к ошибочным выводам об изменении площади озер. Помимо этого, прежде чем выполнить сложение собственно снимков, снимки необходимо привести к одинаковым условиям съемки. Даже если снимки получены одной и той же съемочной системой сложение снимков возможно лишь тогда, когда выполнена радиометрическая коррекция и исключено влияние атмосферы, для точного выполнения которых необходимо моделирование прохождения излучения через атмосферу с учетом рассеивания в атмосфере и уровня видимости, что не всегда реализуемо. При сложении же переходных карт, составленных по разновременным аэрокосмическим снимкам, можно обойтись без такой коррекции, достаточно надежно выделить термокарстовые озера по сравниваемым разновременным снимкам.

На рисунке 2.1 представлена методическая схема исследования динамики термокарстовых озер на основе разновременных аэрокосмических снимков.

Рисунок 2.1. Методическая схема исследования динамики термокарстовых озер Согласно представленной схеме методика исследования динамики термокарстовых озер включает в себя несколько этапов:

1. Выбор и предварительная обработка материалов 2. Этап дешифрирования водных объектов 3. Этап выявления изменений площади озер 4. Анализ наблюдаемых изменений 2.2. Характеристика основных материалов исследования В качестве основных материалов для изучения динамики термокарстовых озер используются космические снимки со спутника Landsat. Практически все современные исследования по изучению изменений площади озер выполняются по этим космическим снимкам (Fitzgerald, Riordan, 2003; Riordan et al, 2006; Брыксина с соавт., с 2006; Кравцова, Быстрова, 2009; Елсаков, Марущак, 2010 и др.).

Космические снимки со спутника Landsat имеют ряд преимуществ по сравнению с другими космическими снимками. К основным преимуществам этих снимков следует отнести:

Наличие в фондах снимков от начала 1970-х годов до настоящего времени, что позволяет проанализировать многолетние изменения площади термокарстовых озер за период современного потепления климата.

Высокую регулярность съемки. Снимки на одну и ту же территорию получают с интервалом в 16 дней; даже учитывая неизбежные потери информации из-за облачности, это позволяет проанализировать годовые и сезонные изменения площади озер, не ограничиваясь только многолетними изменениями.

Наличие снимков в свободном доступе (www.glovis.usgs.gov), что позволяет без особых трудностей и временных затрат получить необходимые материалы.

Наличие снимков в ближней инфракрасной зоне (а для съемочных систем TM/ETM+ – также в средней инфракрасной зоне), которые обеспечивают надежное выделение водной поверхности озер по яркостным признакам в автоматизированном режиме.

Большой охват территории одним снимком (185*185 км), который позволяет проанализировать изменения площади большего количества озер, распределенных Несмотря на явные преимущества использования космических снимков со спутника Landsat существует ряд ограничений, которые необходимо принимать во внимание.

Одно из главных ограничений связано с пространственным разрешением снимков.

Разрешение снимков, полученных сканирующими системами TM и ETM+, которые работают с 1982 года, составляет 30 м, а снимков, полученных сканирующей системой MSS, функционировавшей в 1970-е годы – 80 м. Особенно важно учитывать это ограничение при анализе многолетних изменений, когда приходится сравнивать снимки разного пространственного разрешения. Сравнение таких снимков может привести к неправильным выводам об изменении площади, особенно малых озер, из-за неодинаковой полноты дешифрирования озер на сравниваемых снимках.

Другое ограничение возникает при подборе современных космических снимков со спутника Landsat-7, у съемочной системы которого, начиная с 2003 года, произошел сбой корректора линий сканирования. В результате этого сбоя не регистрируются некоторые участки изображения, а снимки имеют пропуски в виде параллельных тонких полос (рисунок 2.2).

Использование таких снимков при изучении изменений площади термокарстовых озер возможно, однако ограничено, особенно при сравнении двух снимков, имеющих такие пропуски. По изменениям, наблюдаемым вне этих пропусков, невозможно точно охарактеризовать динамику озер всего региона. Поэтому лучше подбирать снимки без пропусков, а снимки с пропусками – использовать для проверки и уточнения выявленных изменений с помощью визуального просмотра.

Рисунок 2.2. Наличие пропусков в регистрации изображения ETM+ Помимо космических снимков со спутника Landsat в исследованиях по изучению динамики термокарстовых озер используются аэрофотоснимки (Yoshikawa, Hinzman, 2003;

Riordan et al, 2006; Hinkel et al, 2007; Тюкавина, 2010) и космические снимки с разведывательных спутников Corona (камера KeyHole) (Grosse et al., 2008б; Гюнтер с соавт., 2010; Веремеева, 2011). Особенно важно использование таких материалов при отсутствии снимков со спутника Landsat 1970-х годов, а также при проверке наблюдаемых изменений.

Помимо этого аэрофотоснимки 1950-х годов позволяют проанализировать многолетние изменения за более длительный временной интервал. К достоинствам аэрофотоснимков и космических снимков KeyHole также следует отнести более высокое пространственное разрешение, а к неудобствам – необходимость географической привязки и трансформирования множества снимков в проекцию и систему координат снимка Landsat. В частности для того чтобы покрыть аэрофотоснимками один кадр Landsat необходимо около 230 аэрофотоснимков масштаба 1:60 000. Отсутствие ближнего инфракрасного канала при черно-белой фотосъемке и наличие бликов на водной поверхности затрудняют автоматизированное дешифрирование аэрофотоснимков и космических снимков KeyHole. Несмотря на все перечисленные неудобства, эти снимки являются ценным материалом при изучении динамики термокарстовых озер. И одно из главных ограничений для их применения – отсутствие таких материалов на район исследования, а для аэрофотоснимков – еще и трудность поиска и доступа к ним. В нашей работе такие материалы использовались ограниченно для ряда участков, в частности на территории Яно-Индигирской низменности и в пределах Центральной Якутии.

При изучении изменений площади озер возможно также использование современных космических снимков сверхвысокого и очень высокого разрешения. Рядом исследователей, в частности, использовались космические снимки со спутников Ikonos, QuickBird, SPOT-5, ALOS (Yoshikawa, Hinzman, 2003; Grosse et al., 2008а; Grosse et al., 2008б; Елсаков, Марущак, 2010).

Как правило, такие снимки используют для оценки надежности дешифрирования озер на космических снимках со спутника Landsat (Елсаков, Марущак, 2010) или для детального изучения форм рельефа и наблюдаемых изменений в пределах небольшой ограниченной территории. Ввиду высокого пространственного разрешения, аналогично аэрофотоснимкам, такие снимки имеют небольшой охват территории одним снимком и требуют больших временных затрат при изучении изменений площади озер в пределах большой территории. А одно из главных ограничений использования таких материалов – отсутствие их в свободном доступе.

В качестве дополнительных материалов для анализа изменений площади термокарстовых озер можно использовать топографические карты. В отдельных случаях топографические карты могут помочь при выявлении характера изменений. На рисунке 2.3 дан пример космического снимка Landsat MSS 1973 г. (с пространственным разрешением 80 м) и топографической карты масштаба 1:200 000, составленной по материалам аэрофотосъемки 1973-1974 гг.

Рисунок 2.3. Соответствие изображения термокарстовых озер на космическом снимке со спутника Landsat 1973 г. (а) и топографической карте масштаба 1:200 000 1973-1974 гг. (б) Все озера, изобразившиеся на космическом снимке, показаны на топографической карте, контуры их практически совпадают, что свидетельствует о возможности использования топографических карт для контроля выявляемых изменений площади озер. Однако не рекомендуется использовать топографические карты в качестве основного материала исследования, так как они отражают ситуацию не на год издания, а на время выполнения аэрофотосъемки, которое может быть неизвестно; изображение береговых линий на картах генерализуется, а на листах карт разного масштаба используется разный уровень генерализации. Поэтому при использовании топографических карт необходимы дополнительные проверки. Помимо этого могут возникнуть трудности с подбором топографических карт нужного масштаба (желательно крупнее 1:100 000). В связи с особыми условиями их использования это не всегда удается.

Данный этап включает в себя выбор эталонных участков, подбор космических снимков и их предварительную обработку (радиометрическую и геометрическую коррекцию), а также выделение подходящего для сравнения перекрываемого разновременными снимками участка – области исследования.

Изучение изменений площади термокарстовых озер требует работы в достаточно крупных масштабах, поэтому проводится на эталонных (ключевых) участках. Выявление изменений для всей территории распространения термокарстовых озер – слишком трудоемкая работа. Выбор эталонных участков, как правило, обусловлен целью исследования динамики термокарстовых озер. В нашем исследовании важно рассмотреть изменения площади озер в различных геокриологических условиях, поэтому эталонные участки были выбраны на территории всей криолитозоны России в различных регионах (рисунок 2.4) с охватом разных условий распространения и льдистости ММП, с учетом распространения термокарстовых озер, региональных различий потепления.

Анализ значительного количества эталонных участков поможет выявить региональные особенности и причины изменения озер. Особенно большое количество эталонных участков на территории Западной Сибири обусловлено также необходимостью выявления причин расхождений в результатах проведенных ранее исследований (Брыксина с соавт., с 2006;

Кравцова, Быстрова, 2009).

На выбор участков влияет также наличие подходящих для исследования разновременных пар аэрокосмических снимков, поскольку снимки на интересующие районы могут отсутствовать, либо быть непригодными для выполнения исследования. Важной частью первого этапа является подбор материалов. Существует ряд ограничений, которые необходимо учитывать при поиске разновременных аэрокосмических снимков.

Рисунок 2.4. Эталонные участки, проанализированные в диссертационном исследовании (в качестве основы использована карта “Подземные льды” из Атласа снежно-ледовых ресурсов Мира, 1997) При подборе аэрокосмических снимков необходимо учитывать наличие облачности и теней от облаков (рисунок 2.5). Снимки с облачностью не подходят для изучения динамики площади озер, особенно если облачность занимает больше половины изучаемой территории.

Если облака встречаются единично, использование снимка возможно, однако требует исключения из анализа района, занятого облаками. При этом необходимо исключать из анализа как сами облака, так и тени от них. Тени от облаков на снимках инфракрасного диапазона имеют практически такие же значения спектральной яркости, что и водные объекты, поэтому при автоматизированном дешифрировании тени от облаков и озера попадают в один класс объектов.

а – в комбинации каналов RGB 321, б – в ближней инфракрасной зоне При подборе снимков для изучения годовой и многолетней динамики озер большое значение имеет сезон съемки. Важно использовать снимки за один сезон, желательно за близкие даты, иначе возникает опасность принять сезонные изменения за многолетние. Сезонные изменения могут проявляться по-разному. В северных регионах при сходе снежного покрова лед на озерах в начале летнего сезона еще долго сохраняется (рисунок 2.6).

В начале лета после таяния снега уровень воды в озерах обычно выше, нежели в конце, что особенно четко проявляется в речных долинах и неглубоких термокарстовых котловинах, где повышение уровня воды приводит к сильному увеличению площади озер (рисунок 2.7).

В течение вегетационного периода развивается водная растительность на мелких озерах: в начале лета, в июне, озера свободны от растительности, а в августе частично зарастают осокой, которая осенью отмирает и в начале следующего года вновь не видна (рисунок 2.8).

Рисунок 2.8. Изменение водной растительности в течение сезона вегетации в разные годы Сравнение пары снимков за разные годы, полученных в разные месяцы летнего сезона, может привести к неправильным выводам о многолетнем и годовом изменении площади озер.

Во избежание принятия сезонных изменений за многолетние необходимо использовать в исследовании снимки за близкие даты, полученные в конце летнего – начале осеннего периода, в августе – сентябре. Рекомендуется также проводить анализ сезонных изменений на территории исследуемого участка.

После того, как космические снимки подобраны, в дистанционных исследованиях динамики обычно рекомендуется провести радиометрическую коррекцию и привести “сырые значения” яркости (DN, Digital Number) из условных единиц в энергетические единицы, а также учесть различную освещенность в разное время и пересчитать их в коэффициенты яркости.

Немаловажен и учет влияния атмосферы, которая поглощает и рассеивает излучение, регистрируемое съемочной системой. Эти виды предварительной обработки, важные при исследовании, например, растительных объектов, дифференцируемым по яркостным признакам, при изучении динамики термокарстовых озер могут быть опущены. Мы обходились без вышеуказанной радиометрической и атмосферной коррекции, поскольку водные объекты достаточно достоверно дешифрируются по значениям яркости в условных единицах на снимках в средней и ближней инфракрасных зонах.

По необходимости следует провести геометрическую коррекцию снимков (трансформирование и географическую привязку). Взаимное геометрическое согласование снимков при изучении динамики объектов имеет первостепенное значение. Как правило, космические снимки Landsat уже имеют привязку по орбитальным данным, поэтому при сравнении пары снимков со спутника Landsat может потребоваться лишь уточняющая коррекция и следует выполнить привязку одного снимка к другому по опорным точкам.

Сложнее обстоит дело при работе с отсканированными аэрофотоснимками или космическими снимками с разведывательных спутников, геометрическая коррекция которых не проводилась.

Для обеспечения возможности работы с этими изображениями необходимо провести их трансформирование и географическую привязку в проекцию и систему координат опорного снимка, например космического снимка со спутника Landsat, прошедшего геометрическую коррекцию, в частности по орбитальным данным. Как правило, трансформирование аэрофотоснимков требует набора большого количества опорных точек и использования полиномиальных уравнений.

Трансформирование и уточнение географической привязки может быть проведено в любом программном пакете, поддерживающем такую функцию, например, в ScanEx IMAGE Processor, и состоит из нескольких этапов: 1. Набора опорных точек; 2. Выбора способа трансформирования; 3. Расчета ошибок и оценки результатов трансформирования; 4. Создания выходного файла изображения (Лурье, 2008).

В качестве опорных точек необходимо использовать характерные изгибы контуров термокарстовых озер, а также малые озера. Американские исследователи в частности предлагают проводить уточнение географической привязки двух разновременных снимков с термокарстовыми озерами по опорным точкам, расположенным в центроидах озер (Sheng et al, 2008; Shah et al, 2008).

После набора опорных точек необходимо выполнить трансформирование и провести проверку результата трансформирования. Проверка должна быть основана на оценке общего значения среднеквадратической ошибки и на визуальном просмотре наблюдаемых расхождений, так как даже небольшой сдвиг бывает виден на совмещенном изображении двух разновременных снимков и может восприниматься визуально как изменения при их отсутствии.

Важно добиться отсутствия таких сдвигов и каких-либо смещений.

Когда геометрическая коррекция сравниваемых аэрокосмических снимков выполнена, необходимо выделить область исследования на участках перекрытия разновременных снимков и вне изображения облаков и теней от них. При выделении области исследования рекомендуется использовать цветные синтезированные изображения. Синтез каналов необходим для улучшения различимости и дешифрирования разного рода объектов на снимке.

Так для снимков ETM+(TM)/Landsat комбинация ближнего инфракрасного (4), красного (3) и зеленого (2) каналов – RGB 432 (“искусственные цвета”), как и комбинация красного (3), зеленого (2) и голубого (1) каналов – RGB 321 (“естественные цвета”) позволяет выделить на снимке области, покрытые облаками или снегом. Выделение области исследования можно выполнить в любом программном пакете, поддерживающем эту функцию. Сделать это можно, например, в программном пакете ArcGIS путем создания shp-файла, содержащего контур интересующей области.

Этап дешифрирования водных объектов относится к одному из главных этапов выявления изменений площади термокарстовых озер. Он основан на выделении озер на паре разновременных аэрокосмических снимков в пределах определенной ранее области исследования.

Существует два основных метода камерального дешифрирования, которые могут быть применены при дешифрировании любых географических объектов, в том числе озер. Это визуальное и автоматизированное дешифрирование, каждое из которых имеет свои достоинства и недостатки.

Несомненны преимущества использования автоматизированного дешифрирования при работе с многозональными снимками, в частности с космическими снимками со спутника Landsat. Особенно актуально такое дешифрирование при выделении многочисленного количества термокарстовых озер в пределах большого района исследования по снимкам, полученным в инфракрасной зоне, где эти объекты надежно выделяются.

Снимки, полученные в ближней инфракрасной (0,76–0,90 мкм) и средней инфракрасной (1,55–1,75 мкм) зонах позволяют четко различить границу между водой и сушей. Лучи этой части спектра практически полностью поглощаются тонкой пленкой воды, поэтому границы и поверхность водных объектов хорошо различимы на этих снимках, где они имеют наименьшую спектральную яркость и изображаются очень темным тоном (рисунок 2.9).

Однако, практически такие же значения спектральной яркости, что и водные объекты на снимках в ближней инфракрасной зоне имеют тени от облаков и гари (рисунок 2.10, 2.11), поэтому при выделении озер по снимкам в этой зоне в класс водных объектов могут попасть и гари и тени. В средней и дальней инфракрасной зоне у гарей наблюдается максимум спектральной яркости (рисунок 2.10), яркость гарей превышает яркости водных объектов и объекты становятся различимы. Лишь незначительная часть пикселов, относящихся к гарям, попадает в диапазон распределения яркости водных объектов (рисунок 2.11), поэтому при наличии гарей для выделения водных объектов желательно использовать снимки в средней инфракрасной зоне.

Помимо снимков в средней инфракрасной зоне гари надежно дешифрируются при использовании комбинации каналов – RGB 742 (рисунок 2.12), где они изображаются ярко розовым или красным цветом, что позволяет дополнительно отдешифрировать гари и на основе полученных изображений в дальнейшем исключить их из класса водных объектов путем маскирования.

Рисунок 2.10. Кривые спектральных образов различных объектов Рисунок 2.11. Двумерный график пространства спектральных признаков Рисунок 2.12. Изображение гарей на снимках в разных зонах и вариантах синтеза:

а – комбинация каналов RGB 742, б – снимок в ближней инфракрасной зоне, в – снимок в средней В отличие от гарей тени от облаков имеют практически такие же значения спектральной яркости, что и водные объекты на снимках всей инфракрасной зоны, поэтому желательно использовать в исследовании снимки без облаков и теней от них.

Суть автоматизированного дешифрирования заключается в отнесении пикселов к определенным классам объектов, в зависимости от принятого правила классификации.

Существует два основных подхода: контролируемая классификация (классификация с обучением) и неконтролируемая классификация (кластеризация). Первая из них требует больше временных затрат, связанных с подготовкой обучающей выборки.

В нашем же случае, когда водные объекты имеют наименьшую спектральную яркость и изображаются очень темным тоном на снимках инфракрасного диапазона (рисунок 2.9), нет необходимости подготавливать обучающую выборку и выполнять контролируемую классификацию. Достаточно провести кластеризацию и из полученных кластеров выбрать класс водных объектов.

В качестве способа кластеризации в нашем исследовании выбран самоорганизующийся способ кластеризации ISODATA (от Iterative Self-Organising Data Analysis Technique – итеративный самоорганизующийся способ анализа данных), который производит многошаговую (итерационную) обработку снимка. В отличие от более простых алгоритмов быстрого выделения кластеров (алгоритмов одного прохода) итерационная обработка снимка позволяет добиться наилучшего результата. Дело в том, что спектральные яркости разных озер могут несколько отличаться даже на снимках ближнего инфракрасного диапазона из-за присутствия разного рода взвесей в воде, особенно при большом количестве озер в пределах одного снимка. Если таких взвесей в водном объекте немного, то при итерационной обработке снимков, как правило, такие пикселы и пикселы относящиеся к воде, включаются в один кластер, в отличие от обработки с помощью алгоритмов быстрого выделения кластеров. По этой же причине не рекомендуется использовать квантование в качестве способа выделения водных объектов.

Для более надежного выделения водных объектов в процессе дешифрирования результат кластеризации необходимо проверять и если кластер водных объектов не дает желаемого результата, пробовать выполнить кластеризацию с другими параметрами (например, уменьшить или увеличить число выделяемых кластеров).

Когда будет получен удовлетворительный результат, из выделенных кластеров необходимо выбрать класс водных объектов, а все остальные удалить. В результате по каждому снимку, участвующему в анализе изменений площади озер, должна быть получена растровая модель представления данных, содержащая изображение водных объектов (рисунок 2.13) – озер, рек и морей.

Рисунок 2.13. Результат автоматизированного дешифрирования водных объектов по снимкам Помимо непосредственного выделения водных объектов на космических снимках в результате кластеризации ISODATA можно также выполнить автоматизированное дешифрирование озер на основе разностного индекса водности NDWI (Normalized Difference Water Index):

NIR BLUE

NIR BLUE

NIR – значение яркости в ближней инфракрасной зоне BLUE – значение яркости в голубой зоне Расчет индексов относится к одному из методов преобразования исходных спектральных признаков. На преобразованном таким образом изображении по численному значению индекса впоследствии выделяются водные объекты. Однако на значение индекса может влиять качество воды в озере, в частности содержание взвешенных частиц, мутность, и кроме того малая площадь водной поверхности, что приводит к нечеткому отображению озера.

Однако исследований по определению достоверности дешифрирования термокарстовых озер на индексных изображениях в нашей работе не проводилось ввиду хорошего отображения их в ближней инфракрасной зоне.