Гидрологическое обоснование регулирования стока рек хребта Каратау

Содержание
Введение
1. Физико-географическая характеристика и условия формирования стока рек хребта Каратау.
1.1 Особенности рельефа, орографии и геоморфологии……………………...
1.2 Климатические условия……………………………………………………..
1.3 Почвы и растительность……………………………………………………
1.4 Общая характеристика гидрографической сети………………………….
1.5 Подземные воды ……………………………………………………………
1.6 Особенности водного режима рек…………………………………………
2. Антропогенное воздействия на речной сток……………………………..
3. Расчеты речного стока.
4. Обоснование расчетной обеспеченности и хозяйственного использования стока………………...............…………………………………
5. Гидрологические основы организации водохранилищ для рекреации
5.1 Значение водохранилищ для рекреации ………………………………….
5.2 Оценка испаряемости в условиях предгорной зоны хребта Каратау.
5.3 Расчет потерь воды из водохранилища сезонно-годичного регулирования …………………………………………………………………..
6. Проблемы и пути сохранения малых рек. Современная официальная концепция……………………………………………………………………..
Заключение …………………………………………………………………...
Список использованных источников
Приложения …………………………………………………………………..
1. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИ
И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СТОКА РЕК ХРЕБТА КАРАТАУ.

1.1 Особенности рельефа, орографии и геоморфологии

Бассейны Арыс (с притоками Аксу, Бадам, Боралдай, Сайрам и Жабагылысу), Келес, Боген (с притоком Шаян) расположены на юго-западном склоне хребта Каратау и западных отрогах Таласского Алатау [1,2,3]. Они входят в зону южных полупустынь, а в административном отношении расположены в Южно-Казахстанской области Республики Казахстан.
По характеру рельефа территория этого района делиться на низкогорную на юге-западе и севере и горную на юго-востоке (Рисунок 1,). Общая площадь бассейнов рек Арыс, Келес, Боген до выхода из гор 17120 км2, а интервал высот отдельных участков достигает 3400 м. Подробная физико-географическая характеристика района дается в работах [4-7].
Юго-восток района занят горными хребтами Западного Тянь-Шаня. В его пределах находятся часть хр. Каратау, северо-западная часть Таласского Алатау, Боралдайтау, горы Казыгурт, хр. Каржантау. Хребты, в основном, вытянуты в западном и юго-западном направлениях. В этих же направлениях уменьшается их высота. Исключение составляет хр. Каратау, простирающийся в северо-западном направлении. Юго-западные склоны хр. Каратау, обращенные к реке Сырдария, сравнительно пологие, имеют развитые предгорья, постепенно переходящие в равнину. Характерной особенностью рельефа хр. Каратау является наличие выровненных поверхностей-жонов, занимающих почти все водораздельные пространства Каратау. Предгорья Каратау имеют долинно-увалистый рельеф и сильно расчленены речными долинами.
Хребет Каржантау служит водоразделом рек Огем и Келес. Большая южная часть хребта имеет юго-западное простирание, северная – почти широтное. Высота в среднем около 2000 м. На запад от Каржантау отходит короткий, сильно разрушенный хр. Казыгурт, являющийся водоразделом
рек Бадам и Келес. Его высота не превышает 1700 м. Северные склоны хребта сравнительно пологие, изрезаны логами, по которым текут ручьи, питаемые родниками. Южные склоны круто обрываются к долине Келеса. Поскольку горы Казыгурт, сложены, главным образом, известняками, большое развитие здесь получили карстовые формы рельефа. С запада горные хребты окаймлены широкой полосой возвышенных предгорий со своеобразным мелкосопочным рельефом. Невысокие холмы образуют короткие, вытянутые на юго-запад гряды. Предгорья расчленены редкой сетью ложбин и оврагов, несущих воду только весной. К югу и западу возвышенные предгорья постепенно переходят в подгорную равнину, сложенную мощной толщей лессовидных суглинков, образующих в долинах рек вертикальные обрывы.
Отроги хр. Таласского Алатау образуют серию веерообразно расходящихся хребтов Жабагылытау, Алатау, Богентау и Аксутау. Протяженность хребтов 15-25 км, они вытянуты с востока на запад, понижаясь с 4000 до 2500 м и ниже. С запада горы обрамлены широкой полосой предгорий со своеобразным мелкосопочным рельефом прилегающих равнин. Северными ветвями отрогов Таласского Алатау являются Жабагылинские горы, обрамляющие двумя параллельными хребтами долину р. Жабаглысу. Северный из них, хр. Жабагылытау, сравнительно невысокий (2500-3000 м), с хорошо развитыми поверхностями выравнивания и пологими склонами, оледенения не имеет. Южный хребет Алатау разделяет долины рек Жабагылысу и Жосалы. К северу от хр. Алатау ответвляется ряд коротких отрогов, возвышающихся в виде платообразных уступов до 200-300 м над современным руслом р. Жабаглысу. Южные склоны хр. Алатау крутые (70), расчлененные, обрываются в долину р. Жосалы. Здесь преобладают каменные россыпи, осыпи и скалы. Высота хребта в его восточной части превышает 4000 м.
Далее на юг располагается в юго-западном направлении длинный Огемский хребет. Его склоны образуют крутые скалистые обрывы к долинам рек Аксу и Сайрам. Сложенный на значительном протяжении известняками, он образует изрезанный гребень, почти лишенный перевалов. В карах и глубоких долинах круглый год сохраняются снежники и небольших размеров современные ледники. Высшей точкой Огемского хребта и всего бассейна р. Арыс является зубчатый мраморный Сайрамский пик (4240 м) в верховьях р. Каржайлау.
В рассматриваемом горном районе большинство хребтов ограничено крутыми труднодоступными склонами и характеризуются сравнительно ровной линией вершин. На разных высотных уровнях здесь встречаются выровненные поверхности, являющиеся участками древней абразионной поверхности с сохранившимися третичными отложениями. Кроме этих наиболее древних поверхностей, имеются поверхности со следами более молодых денудационных процессов и деформаций, обусловленных последующими тектоническими движениями.
Верховья рек Сайрам. Аксу и Жабагылысу характеризуются глубоко расчлененным, крутосклонным рельефом, который распространяется почти до истоков этих рек, постепенно переходя в альпийские формы. Резкость форм рельефа и скалистость склонов обусловлены интенсивно протекающими процессами морозного выветривания и широким развитием известняков. В известняках изредка встречаются карстовые формы (воронки). Исключительно резкие формы рельефа часто образуют второстепенные хребты, боковые отроги которых ограничены глубоко врезанными саями. Местами склоны отрогов представляют отвесные стены. Массы обломочного материала осыпей и обвалов, скатываясь с крутых склонов, загромождают долины и вызывают образование запрудных озер, а в долине р. Жабагылысу – селевых потоков. Но не всюду крутосклонный рельеф примыкает к области альпийских форм. Местами он переходит в плосковолнистые пространство водоразделов или сменяется рельефом с мягкими формами. Обширные участки выровненного рельефа, лишенные оледенения, в основном встречаются в водораздельных частях Огемского хребта в верховьях р. Аксу. Над областью развития крутосклонного рельефа, а часто и над выровненными поверхностями, возвышаются формы альпийского рельефа. В этой части рельеф характеризуется небольшой глубиной расчленения и значительным развитием плоских пространств, но в отдельных местах он значительно расчленен, например, в верховьях р. Аксу и в районе Сайрамского пика. Обильные зимние снега и скалистость склонов благоприятствуют образованию снежных лавин.
Верхний пояс хребтов, несущий ледники и снежники (в верховьях рек Жабагылысу, Аксу, Балдыбрек и Сайрам), имеет типичный альпийский облик и характеризуется широким развитием гляциально-нивальных форм: цирков, иногда многокамерных, каров и трогов, ригелей и нунатаков. Цирки обычно приурочены к осевым зонам хребтов. Нередко на их стенках встречаются второстепенные, более легкие цирки и кары. Все крупные долины в верховьях являются трогами. Иногда наблюдаются системы вложенных трогов, придающих склонам долин ступенчатый характер. Почти повсеместно на дне трогов встречаются ледниково-аккумулятивные образования в виде конечных моренных гряд, перегораживающих речную долину. Ближе к истокам рек троги чаще всего заканчиваются цирками с современными ледниками или полями снежников. Оледенение - один из главных рельефообразующих факторов высокогорья. Оно наложило яркий отпечаток на рельеф альпийской зоны. Процессы нивальной денудации, деструктурная деятельность ледников и снежников, а также процессы термического и морозного выветривания, сопровождающиеся гравитационным сносом продуктов разрушения и сейчас являются ведущим фактором формирования рельефа. Кроме того, верховья бассейна р. Арыс входят в пределы Западно-Тянь-Шанской сейсмической области, в частности находятся в районе Пскемского сейсмического очага.
Особенностью горных районов рассматриваемой территории является широкое распространение, как древних, так и молодых пород. Складчатые горные сооружения сложены сильно дислоцированными осадочными, изверженными и метаморфическими породами протерозойского и палеозойского возрастов с неравномерно развитой трещиноватостью. Межгорные долины широко заполнены рыхлообломочными породами неогенового и четвертичного возрастов. В пределах Таласского Алатау преобладают древние метаморфические породы (кварциты, сланцы, мрамор), граниты, диабазы, туфы и осадочные породы каменноугольного возраста (конгломераты, песчаники, известняки).

1.2 Климатические условия

Климатические характеристики бассейнов рек Южного Казахстана изменяются от истоков к устьям, что обусловлено разным высотным положением отдельных зон. Из всего комплекса климатических элементов наиболее важными для оценки условий формирования стока являются температура воздуха, осадки, снежный покров [5-7, 10, 11, 12].
Бассейны рассматриваемых рек расположены в области резко континентального климата. Среднегодовая температура воздуха изменяется в довольно широких пределах (таблица 1). Так, в равнинных районах она равна 12,1 С (МС Шымкент, Н=543 м), а в среднегорных – 5,9 С (МС Шуылдак, Н=1947 м).
Холодный период продолжается три месяца – декабрь, январь, февраль. Наиболее холодным месяцем является январь, среднемесячная температура воздуха составляет минус 5,4 С (МС Шуылдак). В ночное время температура воздуха может опускаться до минус 36 С (МС Шаян, МС Арыс). Из-за пересеченности местности вторгающиеся холодные воздушные массы застаиваются в пониженных местах, где формируются наиболее низкие температуры воздуха. Однако такие значительные понижения отмечаются крайне редко. Окончание холодного периода связано с перемещением с юга на север иранского фронта. Заметное повышение температуры воздуха отмечается в марте.
Мощный вынос из Ирана и Средней Азии теплых воздушных континентальных масс воздуха с юга на север вызывает значительные по силе, кратковременные оттепели. Иногда они бывают настолько значительными, что средняя суточная температура воздуха становится положительной в продолжении нескольких дней.
С марта по ноябрь описываемая территория полностью находится в области положительных температур. Весна отличается быстрым ростом

Таблица 1- Средняя месячная и годовая температура воздуха на метеорологических станциях юго-западного
склона хр. Каратау и западных отрогах Таласского Алатау, оС [24]

Станция

Период
наблюдений,
годы Месяцы
Год
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Казыгурт 1934-1994 -2,3 -1,5 5,9 12,8 17,9 23,0 26,0 24,0 18,3 11,0 4,6 -0,2 11,7
Тасарык 1932-1994 -3,2 -1,3 3,0 10,4 15,1 19,7 22,6 21,2 15,9 9,2 3,1 -1,0 9,6
Рыскулов 1930-1994 -1,7 -0,1 4,5 12,1 17,6 22,7 25,8 24,3 18,9 11,3 4,4 0,2 11,7
31 Шымкент 1947-1994 -1,6 0,2 5,7 13,2 18,4 23,4 26,2 24,7 19,2 11,9 5,2 0,6 12,3
Шуылдак 1962-1994 -5,3 -4,6 -0,7 5,7 9,9 14,6 27,6 16,7 11,9 5,6 1,1 -2,5 5,8
Арыс 1933-1994 -4,9 -1,0 5,9 13,8 20,3 25,8 28,8 26,8 19,9 11,7 3,2 -2,6 12,3
Шаян 1947-1994 -3,7 -1,8 4,9 13,3 18,9 25,0 28,3 26,2 19,7 10,8 3,4 -1,6 12,0

температура апреля достигает 10-12 С. Лето обычно жаркое. Средние месячные температуры июля равны 25-28 С. Абсолютный максимум наблюдался на метеорологических станциях Шаян и Арыс и составили 46 С. Понижение температуры начинается во второй половине августа, погода окончательно теряет летние черты в октябре. Средняя температура воздуха октября изменяется по территории от 5 С на высоте 1950 м до 12 С на высоте 540 м. Как и весной, для осеннего периода характерны чередования резких потеплений и похолоданий. Наиболее ранние осенние заморозки могут изредка наблюдаться во второй половине августа, чаще всего в сентябре и октябре.
Годовая амплитуда колебания температур воздуха, в среднем, составляет 40 С. Температура воздуха с увеличение высоты местности изменяется обычно в сторону уменьшения. В весенне-летний период (май-август) зависимость температуры воздуха от высоты местности прямолинейная. Градиент изменения температуры воздуха равен 0,5-0,6 С на 100 м. В зимний период из-за температурных инверсий, температура воздуха в предгорьях до определенных высот выше, чем на прилегающих равнинах. Кроме того, в это время наблюдается оттепели, связанные с феновым эффектом. Наиболее часто они повторяются в декабре-феврале. При оттепелях температура воздуха повышается до 8-10С. Поэтому зависимость температуры воздуха от высоты местности в зимние и переходные месяцы имеет непрямолинейный вид [12,13].
Особенности распределения осадков в Южном Казахстане определяются расположением региона в глубине обширного материка, большим разнообразием и сложностью рельефа. Засушливостью отличается равнинная территория, где среднее годовое количество осадков составляет 360 мм. От равнины к предгорьям осадки возрастают. В горной юго-восточной части может выпадать до 1000 мм осадков. Характер зависимости месячных сумм осадков от высоты местности определяется направлениями движения воздушных масс, которые приносят влагу. В зимнее время, когда преобладают северные вторжения, задерживаемые горными хребтами, линия зависимости в своей верхней части имеет нулевой или обратный градиент осадков. В теплый период года градиент осадков положителен на всех высотах, так как воздушные массы, приносимые с западными вторжениями, беспрепятственно проникают до больших высот.
Количество осадков увеличивается с высотой местности от 450 мм на высоте 575 м до 880 мм на высоте 1950 м. В гляциальной зоне выпадает до 1500 мм осадков и более. Максимум осадков приходится на март-май. В этот период выпадает 30-45 % их годовой суммы (таблица 2). Очень мало осадков в период с июля по сентябрь. Так, например, в зоне высот 575-1950 м на эти месяцы приходится всего от 12 до 60 мм.
На высотах 3600 м и более осадки выпадают почти исключительно в твердом виде. Обильные и продолжительные снегопады наблюдаются при волновой деятельности на полярном фронте, когда продолжительность выпадения осадков достигает 5-7 суток, а также при западных, северных и северо-западных холодных вторжениях.

Таблица 2- Месячные и годовые суммы осадков на метеорологических станциях юго-западного склона хр. Каратау и западных отрогах Таласского Алатау, мм [24]

Станция

Период
наблюдений,
годы Месяцы Год

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Казыгурт 1937-1994 55 52 78 65 43 10 6 3 4 33 49 62 460
Тасарык 1932-1994 60 63 98 107 79 30 14 9 12 58 70 72 672
Рыскулов 1938-1994 74 77 110 105 64 23 12 7 12 67 84 94 729
Шымкент 1947-1994 62 65 90 73 48 17 9 5 8 46 66 70 559
Шуылдак 1962-1994 76 76 118 136 103 43 30 11 19 82 88 103 885
Глинково 1927-1994 53 53 65 62 38 8 7 5 7 37 61 56 452
Шаян 1947-1994 44 41 54 52 33 10 5 4 5 27 41 49 365


На значительной части территории преобладают жидкие осадки. Их повторяемость составляет около 60-70 % общего числа суток с осадками. Однако в январе и феврале дожди в ряде лет бывают не ежегодно. Количество дней со снегом изменяется от 27 до 87 в зависимости от высоты местности. Первые снегопады на равнинной части региона бывают в октябре, однако, первый снежный покров крайне неустойчив. Из-за частых оттепелей и незначительной мощности он почти сходит полностью. Устойчивый снежный покров в среднегорье и в высокогорье обычно устанавливается с середины ноября до середины декабря. Мощность снежного покрова зависит от высоты местности и экспозиции склонов гор.
С увеличением высоты и при переходе от южных склонов к северным толщина снега, как правило, возрастает. На высоте 2500-2600 м в бассейне р. Балдыбрек (приток р. Сайрам), высота снежного покрова к концу зимы обычно составляет 100-150 см. При этом плотность снега изменяется от 0,20-0,22 г/см3 в декабре и до 0,36-0,38 г/см3 в начале апреля.
Обильные снегопады при меняющемся режиме температуры воздуха приводят к сходу лавин. Особенно большое количество лавин наблюдается в зимы с частой повторяемостью западных вторжений со стороны Средиземного моря. Наиболее мощные лавины, нередко перекрывающие русла речных долин, наблюдаются в марте-апреле. По данным [8,12-14] в бассейне р. Жабагылысу нижняя граница лавинной деятельности опускается до 800 м, а в бассейне р. Сайрам до 1100 м.
Разрушение снежного покрова на высоте 1100 м начинается обычно в середине февраля – начале марта. Окончательно снег сходит в середине – конце марта, иногда во второй половине апреля. На этой высоте зимой имеется неустойчивый снежный покров.....