Areas of maximum intensity of avalanche formation in the Greater Caucasus associated with large anomalies of temperature and humidity regime

全文:

ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ

В горных странах существуют районы, которые можно отнести к «эпицентрам» лавинной деятельности, где во время масштабных гидрометеорологических аномалий, сопровождающихся интенсивными снегопадами, сходит наибольшее количество особо крупных лавин. Такие районы выделяются по силе разрушительного воздействия снежных лавин на социально-экономическую инфраструктуру и горные ландшафты. Выявление географических границ подобных территорий становится всё более востребованным в ходе промышленного и рекреационного освоения горных районов. Проблема рассматривается на примере Большого Кавказа — одного из наиболее изученных в лавинном отношении районов России. Её постановка стала возможна благодаря многолетним наблюдениям за снежными лавинами, которые позволили восстановить хронологию лавинных катастроф. За период снеголавинных наблюдений на Кавказе в XX—XXI вв. было отмечено две наиболее крупных лавинных катастрофы в зимы 1975/76 и 1986/87 гг. В работе предпринята попытка ответить на вопрос — почему в условиях масштабных гидрометеорологических аномалий основной удар снежной стихии повторился в географических границах одних и тех же территорий.

Физическое понятие «интенсивность» — мера количества энергии — широко используется в различных научных дисциплинах. Например, в геологии — при характеристике землетрясений, в гляциологии — при характеристике оледенения. В лавиноведении «интенсивность» — сила разрушительного воздействия снежных лавин на хозяйственные и природные объекты. Оценка интенсивности может быть выполнена по количеству особо крупных лавин (далее — ОКЛ), к которым отнесены лавины объёмом более 300 тыс. м³. Поскольку при массовом сходе ОКЛ их прямой учёт на обширной горной территории физически невозможен, то такая оценка может быть выполнена косвенно по факторам лавинообразования, определяющим энергетическую составляющую лавинного процесса.

Для обоснования рассматриваемого положения использованы: метеорологические данные среднегорных и высокогорных станций Большого Кавказа — ГМС РФ (1950—2016), ГМС Грузии (1936—1988); материалы экспедиционных исследований разных лет; сведения о массовых лавинных катастрофах в Кавказском регионе (1950—2022); данные 54-летнего ряда наблюдений за снежными лавинами (1968—2022) на стационаре географического факультета МГУ в Приэльбрусье (Центральный Кавказ); литературные источники.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

При выявлении факторов, определяющих энергетическую сторону процесса лавинообразования, использована зависимость разрушительной силы лавин от её скорости и массы вовлечённого в движение снега, где скорость лавины — функция относительной высоты рельефа, крутизны склона, а также типа снега, формирующего лавину. Масса лавины определяется толщиной и плотностью снега в лавиносборе, его площадью и снежно-аккумулирующей способностью. Ряд перечисленных параметров находятся в прямой зависимости от характера рельефа склонов. В лавиноведении, согласно морфологической классификации, выделяют три типа лавиносборов: из эрозионных врезов, денудационных воронок и древнеледниковых каров (Тушинский, 1963). Главное различие между ними состоит в размерах снегосборной воронки или очага зарождения лавины. Площадь зоны зарождения лавин в ледниковых карах может во много раз превосходить аналогичную площадь двух первых морфологических типов. Именно из ледниковых каров с полувогнутыми днищами образуются гигантские лавины объёмом в несколько миллионов кубических метров. Наличие таких форм рельефа на исследуемой территории является одним из показателей её потенциально высокой лавинной опасности.

Начавшееся с середины XIX в. сокращение горного оледенения выявило ещё одну особенность каровых форм рельефа, которая отразилась на объёмах формирующихся в них лавин. Деградация каровых ледников привела к заметному изменению морфометрии склонов, в результате чего задние стенки каров стали более крутыми, а их днища более пологими. Результаты измерений в древнеледниковых карах на Центральном Кавказе (в Приэльбрусье) показали, что крутизна их задних стенок в среднем возросла на 10^° (с 30 до 40^°), а их днища стали более пологими на 7° (с 30 до 23^°) (Олейников, 2011). Увеличение кресловидности склонов привело к увеличению их снежно-аккумулирующей способности. В освободившихся ото льда каровых нишах стали накапливаться дополнительные массы снега, которые значительно увеличили объёмы сходящих лавин. Время, которое потребовалось для исчезновения многих каровых ледников в Кавказском регионе и превращения их в аккумуляторы дополнительных масс снега, составило около 150 лет (с середины XIX в.). На современном этапе многие древнеледниковые кары стали представлять ещё бóльшую лавинную угрозу для днища горных долин. По данным Каталога ледников СССР (Каталог…, 1975), 78% этих наиболее опасных для лавинообразования форм рельефа сосредоточено на южном макросклоне Западного и Центрального Кавказа в бассейнах рек Ингури и Кодори, что выделяет эту территорию среди других районов Кавказа (табл. 1).

Таблица 1. Распределение ледников различных морфологических типов на южном макросклоне Большого Кавказа (Каталог ледников СССР, 1975)

К климатическим факторам, определяющим степень лавинной опасности горной территории, относятся характеристика её снежности и температура воздуха. Температура холодного периода в сочетании с толщиной снежного покрова является одним из основных факторов в формировании различных типов снега. Она определяет интенсивность процессов перекристаллизации снежной толщи, её структурно стратиграфические особенности, формирование ослабленных горизонтов разрыхления, состояние увлажнённости, т. е. всю совокупность факторов, влияющих на прочностные свойства снега и его устойчивость на склоне.

Первые обобщающие исследования по оценке снежности горных территорий были получены при составлении Карты лавиноопасных районов СССР (Лавиноопасные…, 1970). На Кавказе было выделено пять групп районов, различающихся по толщине снежного покрова – от «бесснежных» с толщиной снежного покрова от 0 до 30 см, в которых образование лавин считалось невозможным; до исключительно снежных – с толщиной снега более 1 м, в которых крупные лавины могут сходить неоднократно. В последующие годы были составлены более детальные карты, характеризующие распределение наибольших средних декадных толщин снежного покрова, которые служат информативным показателем лавинной опасности (Залиханов, 1981). На этих картах сведения о толщине снега представлены уже в более широком диапазоне – от 0.3 (в низкогорной зоне) до 2 м (в высокогорной зоне). Значительный вклад в оценку снежности горных территорий был сделан при составлении карт для Атласа снежно-ледовых ресурсов мира (далее – АСЛРМ) (Атлас…, 1997). Методические подходы, разработанные для АСЛРМ, нашли широкое применение для решения широкого круга гляциологических задач. Так, метод гляциоклиматической индикации (Кренке, 1973) позволил оценить величины твёрдых осадков на высоте границы питания ледников и был положен в основу построения карты распределения поля твёрдых осадков на Большом Кавказе (рис. 1) (Тареева, 1981). Для более наглядной картины территориального распределения снегозапасов изолинии были перенесены на космический снимок. Расчёты показали, что в высокогорной зоне Кавказа на высоте границы питания ледников снегозапасы изменяются в диапазоне от 1200 (Восточный Кавказ) до 3200 мм (Западный Кавказ) с максимумом 3400 мм в районе Сванетского хребта (Тареева, 1981). В варианте карты, подготовленной для АСЛРМ, географические границы зоны максимального снегонакопления были уточнены. По уточнённым данным, эта зона расположена в истоках рек Уруштен, Малая Лаба и Большая Лаба (Западный Кавказ), где максимальные снегозапасы достигали 4500 мм (Атлас…, 1997). При средней плотности снега в период максимума снегонакопления, равной 400 кг/м³ (Залиханов, 1981), следует, что среднемноголетняя толщина снежного покрова на высоте границы питания ледников изменялась от 3 до 8 м. В аномально снежные зимы она может превышать 10 м. Так, в Приэльбрусье уже в начале зимы 1973/74 г. (декабрь) толщина снега на линии отрыва лавины в одном из ледниковых каров составила 7.6 м (Золотарев, 1980). Карта поля твёрдых осадков в АСЛРМ позволила получить данные о снежности высокогорной зоны Кавказа, которые отражали закономерности снегонакопления и в очагах зарождения лавин.

Рис. 1. Распределение твердых осадков на ледниках южного склона Западного и Центрального Кавказа в 1970-е годы по данным (Тареева, 1981). Визуализация на космическом снимке MODIS/TERRA (29.07.2018): 1 – изолинии осадков (мм); 2 – линии основных хребтов; 3 – реки

Fig. 1. Distribution of solid precipitation on glaciers on the southern slope of the Western and Central Caucasus in the 1970s according to data from (Tareeva, 1981). Visualization on the MODIS/TERRA satellite image (29.07.2018): 1 – precipitation isolines (mm); 2 – lines of the main ridges; 3 – rivers

На карте-схеме (см. рис. 1) обращает на себя внимание зона повышенной снежности в бассейне р. Ингури, которая имеет форму «петли» и выдвинута навстречу влагонесущим потокам со стороны Чёрного моря. Подобный рисунок изохион наблюдается только в этом районе Большого Кавказа, что обусловлено влиянием ороклиматического эффекта и объясняет природу возникновения большого количества каровых форм оледенения в ходе эволюции горной системы.

Другой климатический фактор, влияющий на состояние снежного покрова и процессы лавинообразования, – температура воздуха. На Большом Кавказе ослабление континентальности климата с востока на запад сопровождается увеличением увлажнённости и ростом температуры воздуха. На Западном Кавказе при более высоких среднезимних температурах воздуха снежная толща подвержена активным процессам оседания и уплотнения, что приводит к формированию более устойчивого типа снега на горных склонах. Различия в прочностных свойствах снега между долготными секторами Кавказа могут быть охарактеризованы по данным о критической величине осадков, при достижении которой происходит обрушение особо крупных лавин.

Известно, что лавины объёмом в сотни тысяч куб. метров, как правило, относятся к лавинам из свежевыпавшего снега и наблюдаются во время интенсивных снегопадов. По результатам исследований Высокогорного геофизического института на Центральном Кавказе (Приэльбрусье) установлено, что месячное количество осадков, необходимое для обрушения таких лавин, составляет 135 мм, из которых 90 мм должны приходиться на долю обильных снегопадов (Куваева, 1979). В абсолютном выражении эта величина в разных районах Кавказа будет иметь собственные значения. Для характеристики схода лавин подобного типа нами был предложен относительный показатель, названный месячным коэффициентом аномалии осадков, который рассчитывается по доступным месячным данным (Володичева, Олейников, 1989):

${\mathrm{K}}_{м}=\frac{{\displaystyle \sum X_i}}{{\displaystyle \sum X_{ср.хол.пер.}}},$

где ∑х_i — сумма осадков i-го месяца; ∑Х _{ср.хол.пер.} — среднее многолетнее количество осадков холодного периода (согласно рекомендациям ВМО норма осадков рассчитана за 30-летний период 1961—1990 гг.). Наблюдения на Западном и Центральном Кавказе (в Архызе и Приэльбрусье) показали, что коэффициент, соответствующий двукратной месячной норме осадков, в 80% случаев реализуется в сход особо крупных лавин, что даёт основание рассматривать данный показатель в качестве индикатора обрушения лавин этого типа:

${\mathrm{K}}_{м.кр}=2\frac{{\displaystyle \sum X_{ср.хол.пер}}}{N},$

где К_м.кр. — критический коэффициент аномалии осадков; ∑Х _{ср.хол.пер.} — среднее многолетнее количество осадков холодного периода; N — число месяцев в холодном периоде. В Приэльбрусье при норме осадков 282 мм и продолжительности холодного периода около 5 месяцев К_м.кр. равен 112 мм, что согласуется с данными Г. М. Куваевой (135 мм за месяц и 90 мм за один снегопад). Принимая К_м.кр. в качестве индикатора схода ОКЛ в Кавказском регионе, его величина была рассчитана для среднегорных и высокогорных метеорологических станций Западного и Центрального Кавказа (табл. 2).

Таблица 2. Сведения о критической величине месячного коэффициента аномалии осадков (К_м.кр.) на среднегорных и высокогорных метеорологических станциях Западного и Центрального Кавказа

Примечание. *Курсивом выделены станции, которые были закрыты в 1988 г. или изменили государственный статус в связи с преобразованием СССР. Для этих станций расчёт К_м.кр. выполнен по норме за 1961—1988 гг.

**Для станций со стандартным шрифтом расчёт К_м.кр. выполнен по климатической норме ВМО за 1961–1990 гг.

Из табл. 2 следует, что в тёплых и влажных условиях Западного Кавказа величина К_м.кр. находится в диапазоне от 300 до 662 мм (Ачишхо, Красная Поляна, Гагрский хребет); на Центральном Кавказе – от 112 до 223 мм (Терскол, Казбеги в/г, Алибек, Эрмани, Шови, Херга, Крестовый перевал). Таким образом, критическая величина осадков и, соответственно, внешней нагрузки, необходимой для обрушения катастрофических лавин на Западном Кавказе, оказывается в 2–3 раза выше по сравнению с более континентальными условиями Центрального Кавказа. Причина этого явления обусловлена различиями в типах снега между долготными секторами региона.

Применительно к решаемой задаче под типом снега понимается совокупность структурно-текстурных и прочностных свойств снега, которые формируются под влиянием физико-географических условий местности. В очагах зарождения лавин всю толщу снега во время снегопада условно можно разделить на два типа – новый свежевыпавший и старый зернистый снег; по прочностным и структурно-текстурным свойствам – благоприятный и неблагоприятный для массового обрушения особо крупных лавин. В условиях Кавказа типы снега на качественном уровне могут быть охарактеризованы следующим образом: свежевыпавший благоприятный для формирования ОКЛ представлен фациями сухого рыхлого снега небольшой плотности (до 100 кг/м³) либо метелевым уплотнённым снегом (200–250 кг/м³); старый благоприятный тип снега – сложно стратифицированный с прослоями разрыхления в вертикальном разрезе, подверженный хрупкому разрушению под воздействием внешней нагрузки. Свежевыпавший неблагоприятный тип снега формируется при относительно высоких температурах воздуха, имеет более высокую плотность и подвержен активному оседанию в период снегопада; неблагоприятный старый тип снега представлен однородной слабо стратифицированной снежной толщей плотностью 400 кг/м³ и выше, устойчиво залегающей на склоне.

Проведённый анализ факторов лавинообразования показывает, что, рассматривая роль рельефа и климата изолированно друг от друга, мы не можем получить однозначного ответа на вопрос о районах наибольшей интенсивности лавинопроявления. При раздельном рассмотрении факторов к таким районам (с позиций рельефа) должны быть отнесены бассейны рек Ингури и Кодори, где сосредоточено до 80% ледниковых каров южного макросклона; с позиций климата – районы наиболее высокой заснеженности – это истоки рек Уруштен, Малая Лаба, Большая Лаба (Западный Кавказ), где толщина снежного покрова может превышать 10 м. Решение поставленной задачи необходимо рассматривать во взаимодействии этих двух факторов на примере конкретных зим, в данном случае зим экстремальной снежности. На Западном и Центральном Кавказе к ним относятся зимы 1975/76 и 1986/87 гг., которые считаются самыми снежными и лавинными за весь период метеорологических наблюдений. Ниже приводится краткое описание снеголавинной обстановки, сложившейся на Кавказе в зиму 1986/87 г.

По исследованиям (Сванидзе, Абдушелишвили и др., 1989) в 1986/87 г. обильные снегопады наблюдались на большей части территории горной Грузии, где на многих метеорологических станциях январские нормы осадков были превышены на 300–650%. В северной части Грузии толщина снежного покрова на днищах горных долин достигала 5 м при суточных приростах до 1.2 м. В этот же период на северном макросклоне Западного и Центрального Кавказа также были зафиксированы рекордные величины снегонакопления. На метеостанциях Крестовый перевал, Терскол, Архыз, Теберда, Клухорский перевал зимняя аномалия снежности, по нашим оценкам, достигла значений 114, 102, 212, 186 и 102% соответственно. В условиях экстремального снегонакопления начался массовый сход катастрофических лавин, охвативший обширные территории Западного и Центрального Кавказа. Больше всего от лавин пострадали горные районы Грузии, где специалистами ЗакНИГМИ было зарегистрировано более 700 случаев схода лавин. Резонансным событием зимы 1986/87 г. оказался срыв сроков по запуску Транскавказской магистрали через Рокский перевал, запланированный на конец декабря 1986 г. Его причиной стал сход крупных лавин по обе стороны тоннеля, который привёл к разрушению нескольких противолавинных галерей.

Общая картина зимних событий 1986/87 г. была дополнена материалами летней экспедиции 1987 г., организованной Институтом географии АН СССР и Институтом географии КазССР, одним из участников которой был автор статьи. В ходе экспедиции удалось посетить многие районы, недоступные в зимний период, и получить новые данные о катастрофических лавинах региона. За время экспедиции были обследованы участки четырёх перевальных дорог через Главный Кавказский хребет: Военно-Грузинской (Крестовый перевал); Военно-Осетинской (Мамисонский перевал); Военно-Сухумской (Клухорский перевал); Транскавказской магистрали (Рокский перевал). В Западной Грузии были обследованы бассейны крупных рек с их притоками – р. Риони, р. Ингури (реки Ненскра, Накра, Долра, Местиачала, Мулхура), р. Мзымта, р. Бзыбь (р. Авадхара), р. Кодори (реки Гвандра, Клыч, Клухор); в Восточной Грузии – верховья Алазанской долины с её боковыми притоками р. Ламазури и р. Хороджос-Цкали (Олейников, Володичева, 2020). Обобщение материалов зимних (1986/87 г.) и летних наблюдений (1987 г.) показало, что зоной схода наибольшего числа особо крупных лавин на двух макросклонах Западного и Центрального Кавказа стали бассейн р. Ингури и верховья р. Кодори, где в районе Нахарского перевала лавинами было разрушено большое количество опор трассы ЛЭП-500, имевшей важное значение в энергоснабжении южных республик.

Один из возможных ответов на вопрос – почему основной удар снежной стихии пришёлся на одну и ту же территорию в 1975/76 и 1986/87 гг. – следует из комплексного анализа факторов лавинообразования. Анализ показал, что самая высокая интенсивность лавинной деятельности была отмечена в районах, где одновременно наблюдалась реализация трёх факторов лавинообразования: наличие большого количества крупных лавиносборов; высокая снежность; благоприятный для формирования ОКЛ тип снега. Эти три фактора одновременно реализуются на южном макросклоне Кавказа в бассейне р. Ингури и верховьях р. Кодори, где сосредоточено наибольшее количество крупных лавиносборов; приросты снега в очагах зарождения лавин за снегопад могут достигать 5 м и более; типы снега в середине зимы, на которую приходится наибольшее число случаев экстремального лавинообразования, формируются при температурах от –5 до –10 °C (Климатический атлас СССР, 1960). В этом температурном диапазоне выпадает сухой рыхлый снег низкой плотности (до 100 кг/м³), а при метелях формируются лавины из «снежных досок».

На Западном Кавказе из трёх названных факторов реализуются только два – большое количество крупных лавиносборов и высокая снежность. Этот сектор Кавказа отличается многообразием каровых форм рельефа, которые по-разному проявляют себя в лавинообразовании. Широкое распространение здесь получили каровые лестницы, кары с переуглублённым днищем и ледниковыми озёрами на дне, а также относительно молодые формы каров с полувогнутыми днищами (Щукин, 1960). Рельеф первых двух типов каров имеет чётко выраженный ступенчатый характер, что приводит к ослаблению лавинной деятельности. Только в третьем типе каров формируются особо крупные лавины, представляющие угрозу для днища долин. Следует отметить, что фактор высокой снежности, свойственный Западному Кавказу, во многом нивелируется фоном повышенных зимних температур, которые в 2—2.5 раза выше по сравнению с Центральным Кавказом и составляют от –2 до –4 °C (Климатический атлас СССР, 1960). В этих температурных условиях снежная толща развивается по типу уплотнения с пиком лавинной активности в зимне-весенний период. Объёмы сходящих в это время лавин из влажного снега также могут достигать сотен тысяч и млн куб. м, однако их поражающий эффект в значительной степени уступает лавинам из сухого свежевыпавшего снега, которые имеют бóльшие скорость, силу удара и дальность выброса. Именно сход наибольшего числа ОКЛ из сухого снега будет являться индикатором эпицентра лавинной деятельности.

На Восточном Кавказе, как и на Западном, также реализуются два показателя, но в ином соотношении — это большое количество крупных лавиносборов и благоприятный для формирования лавин тип снега. Среди форм лавиносборов здесь преобладают крупные денудационные воронки, которые уступают по площади деформированным карам. Отличительной чертой Восточного Кавказа служит его малая снежность. На метеорологических станциях Хунзах (1685 м), Кумух (1552 м), Гуниб (1551 м), Уркарх (1548 м) за период массовых метеорологических наблюдений (1936–1988 гг.) максимальная декадная толщина снежного покрова не выходила за пределы 0.24—0.33 м и составляла 0.24; 0.27; 0.33 и 0.3 м соответственно. В условиях континентального климата Восточного Кавказа снег такой мощности быстро преобразуется в сыпучую рыхлую массу, благоприятную для лавинообразования, но его количества явно недостаточно для образования особо крупных лавин.

Высокая интенсивность лавинной деятельности также наблюдается в осевой зоне Главного Кавказского хребта, которая на карте лавиноопасных районов СССР отнесена к районам высокой лавинной опасности (Лавиноопасные…, 1970).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Снежные лавины относятся к дискретным природным явлениям, что позволяет проиллюстрировать рассматриваемую проблему на примере артиллерийского обстрела территории. Интенсивность артиллерийского обстрела будет тем выше, чем крупнее калибр орудия, из которого производится обстрел, чем больше из него выпущено снарядов и чем больше взрывная мощность этих снарядов. В данном сравнении калибру орудия будет соответствовать размер лавиносборов (эрозионные врезы, денудационные воронки, древнеледниковые кары); количеству снарядов — число сошедших лавин; взрывной мощности снарядов — тип снега и его количество в лавиносборе. Последний пункт о взрывной мощности снарядов требует пояснения. В современных моделях движения лавин типы снега являются параметром, который оказывает влияние на их скорость и силу удара. Поскольку данный параметр трудно поддаётся формализации, то его влияние учитывается косвенно при помощи эмпирических коэффициентов трения (Божинский, Лосев, 1987; Благовещенский, 1991). Поэтому в районах, где наблюдаются более благоприятные для формирования лавин типы снега, динамические характеристики лавин будут иметь более высокие значения. В рамках рассматриваемой аналогии наибольшей интенсивности лавинного «обстрела» будет подвержена та территория, где сосредоточено наибольшее количество крупных лавиносборов (калибр орудия); где наблюдается высокая снежность, выполняющая роль поставщика «лавинных снарядов», и где благоприятные ТС совместно с его количеством в лавиносборе представляют аналог взрывной мощности снарядов. Как показал проведённый анализ, этим критериям соответствует территория в бассейне р. Ингури, верховьях р. Кодори и водораздельная зона Главного Кавказского хребта.

Отметим также, что в рамках рассматриваемого вопроса об «эпицентре» лавинной деятельности природой дважды был поставлен «эксперимент» на примере зим аномально высокой снежности 1975/76 и 1986/87 гг. В обоих случаях высокая снежность стала следствием обширной гидрометеорологической аномалии, итогом которой был массовый сход особо крупных лавин в среднегорной и высокогорной зонах Кавказа. Сопоставление картины снеголавинных событий двух зим показывает, что наиболее высокая интенсивность лавинной деятельности была отмечена в границах приблизительно одних и тех же территорий.

Нельзя обойти вниманием и тот факт, что в XXI в. на Большом Кавказе не было отмечено ни одного случая массовых лавинных катастроф, которые бы одновременно наблюдались на двух его макросклонах и охватывали не менее двух долготных секторов. По нашим оценкам, одной из причин уменьшения повторяемости лавинных экстремумов стало общее потепление, сопровождающееся изменением в режиме выпадения интенсивных осадков. Согласно лавинной статистике, 80% крупных лавинных катастроф связано с интенсивными затяжными снегопадами, приходящимися на середину зимы (январь) (Олейников, Володичева, 2019). Именно январь как самый холодный месяц представляет наибольшую потенциальную угрозу при обрушении особо крупных лавин, что обусловлено значительными приростами свежевыпавшего снега в очагах зарождения (4 м и более) и образованием на склонах особого типа снега в виде «снежных досок». На рубеже XX–XXI вв. обильные январские снегопады стали редким явлением. Так, на Центральном Кавказе по данным метеостанции Терскол (2141 м) повторяемость подобных снегопадов в 1955–1992 гг. составляла 15%, на современном этапе 1993–2016 гг. она уменьшилась до 4%. На Западном Кавказе, по данным метеостанции Клухорский перевал (2037 м), в те же временные интервалы она составила 11 и 0% соответственно. Аналогичная тенденция наблюдается и на других метеостанциях региона. Смещение пика зимних осадков на зимне-весенний период отразилось на режиме схода лавин – их генетических типах, размерах, повторяемости. Если в холодных условиях января такие снегопады сопровождались сходом гигантских лавин большой разрушительной силы и дальности выброса, то в более тёплых условиях марта – апреля их разрушительный потенциал существенно снизился.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Постановка вопроса об «эпицентре» лавинной деятельности на Большом Кавказе актуальна для периодов развития масштабных гидрометеорологических аномалий, когда особенно заметны региональные различия в интенсивности лавинопроявления. В этих условиях наибольшее число особо крупных лавин наблюдается в районах с оптимальным сочетанием факторов лавинообразования: большим количеством лавиносборов в виде ледниковых каров, которые освободились ото льда и превратились в гигантские очаги зарождения лавин; высокой снежностью; благоприятными типами снега для обрушения особо крупных лавин. Отмеченные в работе особенности в формировании лавинных экстремумов проецируются как на современный период, так и на предстоящие десятилетия. С позиций рельефа продолжающаяся деградация оледенения ведёт к дальнейшей трансформации каров и является благоприятным фактором для увеличения числа катастрофических лавин.

С позиций климата наблюдается противоположная тенденция. Потепление на Большом Кавказе привело к заметным изменениям в режиме выпадения интенсивных осадков и смещения их сезонного пика с середины зимы на зимне-весенний период, что кардинально отразилось на характере снегонакопления и лавинной деятельности. В первые десятилетия XXI в. не было отмечено ни одного случая массового схода крупных лавин, которые бы одновременно наблюдались в двух секторах Кавказа. Вместе с тем, современное потепление, сопровождающееся ростом климатической изменчивости, не исключает появления в будущем отдельных зим по типу 1975/76 и 1986/87 гг.

Благодарности. Работа выполнена при поддержке РФФИ по проекту № 20-05-00280а.

Acknowledgments. This work was supported by RFBR project № 20-05-00280а.

作者简介

A. Oleynikov

编辑信件的主要联系方式.
Email: geo2217@mail.ru
俄罗斯联邦, Moscow

参考

补充文件

附件文件

动作

1. JATS XML

下载

2. Fig. 1. Distribution of solid precipitation on glaciers on the southern slope of the Western and Central Caucasus in the 1970s according to data from (Tareeva, 1981). Visualization on the MODIS/TERRA satellite image (29.07.2018): 1 – precipitation isolines (mm); 2 – lines of the main ridges; 3 – rivers

下载 (64KB)

索引源数据