Анализ материалов специальных наблюдений показывает, что лавиноопасный период даже в низкогорье Западного Алтая, в Южно-Алтайском нагорье и Саур-Тарбагатае продолжается с ноября по апрель. В среднегорном поясе сход лавин возможен в период с октября до конца первой декады мая, а в гляциально-нивальном поясе лавинообразование возможно в течение всего года. На Алтае регистрируются лавины всех генетических типов, но наиболее распространены лавины, обусловленные снегопадами, либо снегопадами в сочетании с метелями. На их долю в среднем приходится более 60%, а в отдельные годы – до 80% всех зарегистрированных лавин. Подавляющее количество лавин сходит во время снегопада либо в течение 2 суток после его прекращения. Толщина старого снега при этом составляет чаще всего не менее 40 см, а приращение толщины снежного покрова за снегопад более 15 см.
Текст подготовлен по материалам Королевой Т.В., Селиверстова Ю.Г.
Самая высокая область Сибири – Алтай ограничена 48 и 530 с.ш. и 82 и 900 в.д. и представляет собой переклиналь свода, расчлененного на глыбы широтного простирания. Современный облик территории – результат орогенеза неоген-четвертичного периода, активных неотектонилдческих движений и экзогенных процессов. Среди последних значительна роль ледниковой составляющей (в доплейстоцене) и эрозионных процессов в постледниковый – голоценовый период. Вместе с Саянами Алтай образует единую горную область, характерной особенностью морфоструктуры которой является серия прогибов и блоков, ориентированных преимущественно в широтном и субширотном направлениях.
Наиболее возвышенная – Центральная часть Алтая, где основными орографическими элементами являются Катунский и Южно- и Северо-Чуйский хребты с максимальными высотами гребней более 4000 м. К востоку от них распространена система обширных тектонических межгорных котловин – Чуйская степь, плоскогорье Укон, а к северу от них –Курайская и Уймонская степи с абсолютными высотами до 2500 м.
На территории Казахстана к наиболее возвышенной Центральной части примыкает западная часть Большого Алтая, включающая Рудный Алтай, Южный Алтай и Калбинский хребет. Основными орографическими элементами Рудного Алтая являются вытянутые к северо-западу хребты Холзун и Коксуйский высотой до 2500 м. К юго-западу от них отходят короткие хребты Ульбинский, Ивановский, Убинский, разделенные долинами правых притоков р.Бухтармы и Иртыша. В пределах же Казахстана расположена и южная часть Центрального Алтая с хребтами Листвяга и Катунским.
К югу от этой территории простирается Южный Алтай, основными орографическими элементами которого являются хребты Курчумский, Южный Алтай, Нарымский, Сарымсакты и Тарбагатай. Южный Алтай в целом представляет собой крупный блок земной коры, приподнятый на высоту 1000-1500 м с упомянутыми хребтами широтного простирания, гребни которых поднимаются до 3000-3400 м. Хребты Нарымский, Сарымсакты и Тарбагатая, продолжая друг друга, по сути, образуют единый горный хребет широтного ростирания, отделенный от Рудного и Центрального Алтая обширной Нарымско-Бухтарминской межгорной впадиной.
К югу от хребтов Курчум и Южный Алтай расположено Южно-Алтайское нагорье, для которого характерно чередование округлых межгорных впадин и коротких плосковершинных хребтов. Днища впадин располагаются на высотах 1200-1600 м, а гребни хребтов достигают 2200-2600 м. Самая крупная впадина занята озером Маркаколь.
К востоку от Центрального Алтая простирается Восточный Алтай, включающий хребты Сайлюгем, Шапшальский, Чихачева и Абаканский с максимальными высотами до 3500-3600 м.
Наиболее возвышенная часть Алтая ограничена с севера короткими хребтами (Семинский, Куминский, южные отроги хребтов Иолго, Алтын-Ту). К северу от нее впредь до предгорных равнин р.Оби и ее притоков простирается обширная горная территория, расчлененная серией хребтов меридионального и субмеридионального простирания (Тигирецкий, Бащелакский, Ануйский,Чергинский, Иолго, Алтын-Ту) с открытыми к северу-западу и северу долинами рек Иня, Чарыш, Ануй, Катунь и Бия с их притоками.
Такое сложное орографическое строение в значительной мере предопределяет характерные для Алтая контрасты суммарной увлажненности и снежности, что в конечном итоге проявляется и в присущих этой стране особенностях территориального распределения лавинной опасности. Бассейны рек Западного Алтая со свободным доступом атлантических воздушных масс характеризуются наибольшей снежностью, существенно менее доступны циклоническим вторжениям с запада бассейны левых притоков р.Бии в междуречье Иня-Катунь. Территория же междуречья Катунь-Бия на Севере Алтая по доступности западным циклоническим вторжениям мало отличается от наименее увлажненных районов Центрального Алтая.
На орографически обусловленные территориальные различия увлажненности накладывается влияние рельефа, наиболее значимыми (для решения нашей задачи) элементами которого являются ярусность, глубина и дробность расчленения.
Современный рельеф Алтая сформировался в результате взаимодействия тектонических процессов, эрозионного расчленения сводового поднятия древней денудационной поверхности, ледниковой и денудационной морфоскульптурной обработки склонов.
Верхний геоморфологический ярус широко представлен в наиболее возвышенной части основных орографических элементов Алтая. Современный его облик – результат преимущественно нивально-гляциальных процессов – характеризуется типичными альпийскими чертами с островершинными гребнями, широким распространением каров, ледниковых цирков с крутыми склонами и выположенными трогообразными днищами долин. Относительные превышения нередко достигают здесь 1000-1500 м, склоны очень крутые, нередко обрывистые с обилием кулуаров – обычных для этого яруса путей схода лавин.
Верхний ярус рельефа на всей территории Алтая отличается относительным максимумом снежности и характеризуется высокой лавинной активностью.
Для этого яруса рельефа весьма характерно наличие очень крутых (>400) склонов – стен (массив Маашей-баш, северная сторона массива Белухи), выположенная верхняя часть которых служит местом концентрации навеваемых снежных масс. Наличие таких гладкостенных склонов подчеркивается борозчатым микрорельефом заснеженных склонов после временных снегопадов весной и летом. В связи с большой крутизной склонов объем сходящих снежных лавин редко превышает 10-15 тыс.м3, но частота их схода довольно велика, и суммарное количество сносимого снега оказывается внушительным. По сравнению с общим количеством осадков (1000-1500 мм) аккумуляция снегозапасов в конусах лавин составляет 3500-5000 мм. Часть лавинных очагов в этом ярусе связана с крупными тектоническими трещинами. Подобные лавинные комплексы в бассейне питания крупных долинных ледников создают своеобразную приступку из лавинных конусов.
Густота лавинной сети достигает здесь 8-10 лавин на километр дна долины. С уменьшением высот внешний облик альпийского яруса рельефа существенно меняется. Склоны становятся более расчлененными и длина склонов уменьшается. Эрозионно-тектонические борозды придают им вид “стиральной доски”. Это характерно для всех хребтов с малыми ледниками: Теректинский, Холзун, Ивановский. Здесь тоже обычны лавины открытых склонов, а фирново-ледяное покрытие служит прекрасной поверхностью для скольжения снежных масс. Глубина расчленения здесь от 500 до 1200 м. На густоту и мощность лавин четко влияет экспозиция склонов. Северные и северо-восточные склоны наиболее активны в лавинном отношении. Склоны южной экспозиции загружены снегом только на наветренных участках (истоки Берели, Катуни, Карагема). Там где хребты параллельны, снежность их склонов еще меньше (следствие орографического барьера), а это отражается на густоте лавинных очагов и объеме лавин.
Следующий ярус рельефа характеризуется наличием следов древнего оледенения, отчетливо выраженных в виде глубоких или мелких трогов, с крутыми лавиноопасными склонами. В этой переходной от высокогорья к среднегорью зоне появляются очень крупные лавинные очаги в разрушенных карах, пороги которых деформированы или ликвидированы эрозией. В этом случае образуется огромный снегосбор, в котором формируются лавины с максимальной дальностью выброса, достигающей в отдельных случаях 1-1,5 км. Такие лавинные очаги имеют место на участках, прилегающих к концам современных ледников в центральных районах Алтая. Густота сети лавин – 8-12 лавиносборов на километр дна долины. Немного обособлены мелкие лавинные очаги крутых тектонических блоков в малоснежных районах (хр. Чихачева).
Ниже высотной границы днищ древнеледниковых каров рельеф высокогорья характеризуется сочетанием крутых склонов и днищ троговых долин. При существенно большей длине склонов, большей ( до 35-400 ) их крутизне и относительно меньшей дробности расчленения эта зона высокогорного пояса по характеру рельефа и поверхности склонов благоприятна для формирования как крупных лотковых лавин, так и лавин – осовов.
Верхний ярус рельефа отделен от среднегорья разновысотной полосой древней поверхности выравнивания. Ширина выположенных участков существенно различна в разных хребтах, и переход к среднегорному ярусу не везде одинаков. Независимо от расстояния зона контакта высокогорья со среднегорьем является областью, в пределах которой расположена верхняя часть лавинных очагов с наиболее мощными лавинами. Крутые склоны большой протяженности нередко чередуются здесь с пологоими днищами широких долин. Значительная часть поверхности склонов, особенно на Западном Алтае, занята лесом. При характерной глубине расчленения до 800-1000 м территории этого пояса отличается большой площадью лавинных очагов, а в наиболее снежных бассейнах Западного Алтая – максимальным объемом лавин.
В многоснежных районах Западного Алтая, части Катунского хребта, Сумультинского и Айгулакского хребтов распространены сложные лавинные очаги с многокамерными снегосборными воронками. В зависимости от ветрового режима часть таких воронок может “не работать” в конкретные зимы и лавинный бассейн действует неполностью. Когда снегом загружены все участки снегосборного бассейна, возникают лавины наибольших объемов. Густота сети таких лавинных очагов редко достигает 3-5 лавин на километр дна долины
На периферии горной страны широко представлен низкогорный эрозионный рельеф с типичным для него сочетанием сравнительно коротких склонов и слабонаклонных приводораздельных участков. При явном господстве слабонаклонных поверхностей здесь нередки склоны круче 250, в наиболее снежных бассейнах на западе Алтая они лавиноактивны. Из-за малой протяженности склонов и сравнительно небольших снегозапасов объем лавин здесь невелик.
Наряду с рассмотренным, на Алтае, особенно Центральном и Восточном, широко развит рельеф древней поверхности выравнивания. Для него характерны широкие слаборасчлененные поверхности днищ долин, пологонаклонные междуречья с относительно невысокими останцами коренных пород. Значительные по площади участки древней поверхности выравнивания распространены на территории Центрального Алтая, в хребтах Катунском, Северо- и Южно-Чуйском.
Обширные пространства на Алтае заняты неблагоприятными для лавинообразования аккумулятивным рельефом днищ межгорных котловин (Укок, Тоджа и др.) Ограничивающие их хребты относительно невысоки, большей частью имеют пологие (менее 300) склоны небольшой протяженности.
Рассмотренное разнообразие типов рельефа и орографически обусловленные различия доступности территории для влагоносных воздушных масс предопределяют значительные контрасты суммарной увлажненности, снежности и лавинной опасности. Наиболее благоприятные для лавинообразования условия, судя по особенностям орографии должны складываться в периферийных бассейнах Западного Алтая на территории Казахстана, несколько хуже они на северной периферии горной страны и наименее благоприятны в орографически закрытых районах Центрального Алтая. Судя же по характеру рельефа, наиболее лавиноопосной является территория глубокорасчлененного среднегорья, где максимальны длина склонов и средняя площадь лавинных очагов.
Этот общий фон условий лавинообразования сильно осложнен влиянием растительного покрова. Последний – наиболее выразительный компонент ландшафта – представлен на Алтае большим разнообразием типов, форм и разностей. Следуя закону высотно-экспозиционной зональности, растительный покров различных районов Алтая характеризуется своими особенностями, обусловленными влиянием природных условий мезомасштабного и локального характера.
Типичные для горной страны в целом три основные типа ландшафтов – горно-степной, горнолесной и высокогорный – в различных районах Алтая представлены не одинаково. В южных районах лесной пояс существенно редуцирован и горно-степные комплексы смыкаются с высокогорной тундрой.
На Западном Алтае и крайнем северо-востоке горной страны развита черневая тайга – остатки некогда широко развитых хвойно-широколиственных лесов. Ведущее же положение в растительном покрове лесного пояса Алтая занимает темнохвойная тайга из пихты, кедра и ели с характерным для нее подлеском. В относительно менее увлажненных районах и на склонах южных экспозиций темнохвойная тайга сменяется горной лесостепной генетической группой растительности с характерными парковыми лесами из лиственницы сибирской. Степной же комплекс представлен здесь лугово-степными формациями.
У верхней границы лесного пояса нередко развиты кедровые криволесья, в наиболее увлажненных бассейнах, особенно на Западном Алтае верхнюю границу леса образуют заросли стланниковой пихты, а в наиболее засушливых районах – лиственница.
В целом на лесной пояс приходится больше половины площади Алтая, главным образом среднегорья. Даже нижняя граница лесного пояса вследствие различий климатических условий изменяется здесь в широком высотном интервале – от 350-400 м на западе до 1600-1800 м на юго-востоке. Верхний же предел лесного пояса располагается на высотах 1800-1850 м и 2400 м соответственно. Верхняя граница леса почти нигде не образует сплошной линии, носит фестончатый характер, а нередко представлена отдельными куртинами редкостойного леса. Значительную роль в формировании такого характера верхней границы леса сыграли лавины.
Горно-степные ландшафты широко развиты на периферии Алтая, а также во внутригорных котловинах и широких долинах Горного Алтая. Достаточно типичной является территория Рудного Алтая, где горно-степные ландшафты приурочены к низкогорному поясу в диапазоне высот от 600 до 800 м. Причем на большей территории Рудного Алтая на этих высотах развиты типичные степные ландшафты, но в более увлажненной северо-западной его части доминируют луговые степи нередко в сочетании с кустарниковыми группировками.
На высотах от 700 до 1800 м здесь развит горный лесостепной тип ландшафта. Склоны хорошо задернованы, в растительном покрове доминируют злаково-разнотравные ассоциации с разобщенными кустарниково-древесными группировками из березы, осины, черемухи, ивы с подлеском из жимолости, шиповника и спиреи.
Около 42 % площади Рудного Алтая приходится на лесные ландшафты. Верхняя их граница (1800-2100 м) лимитируется преимущественно термическими условиями, а нижняя (600 м) – количеством атмосферных осадков. У нижней границы пояса доминируют лиственные леса, выше они сменяются хвойными из лиственницы, пихты, ели с примесью кедра у верхней границы. Безлесные участки заняты разнотравно-злаковыми лугами.
Выше границы леса в среднегорье типичны большетравные субальпийские луга, основу которых составляют гераниевые, зонтичные, мятликовые, ежи, пырея ползучего.
На высокогорные ландшафты в пределах Рудного Алтая приходится лишь около 1 % территории. Они распространены выше 2800 м и отличаются господством альпийской и тундровой луговой растительности – кобрезиево-манжетковые луга с участием можжевельника, карликовых ивы и березы. Выше альпийских лугов на каменистых россыпях и гольцах растут только мхи и лишайники.
В пределах Южного Алтая – к югу от Нарымско-Бухтарминской долины – представлен весь вертикальный спектр ландшафтов, типичных для Рудного Алтая, но значительно больше здесь доля остепненных растительных формаций. Существенно смещены здесь вверх и вертикальные границы распространения типичных ландшафтов. Последнее отчетливо прослеживается по мере продвижения от хорошо увлажненных бассейнов Рудного Алтая на восток – к Центральному и Восточному Алтаю.
Самый верхний ярус в вертикальной структуре ландшафтов Алтая занимают высокогорные нивальные ландшафты. Нижняя граница их распространения проходит на уровне концов ледников. Природные комплексы здесь развиваются под действием процессов нивации, солифлюкции, ледниковой экзарации и аккумуляции. Биогенный компонент ландшафтов представлен единичными экземплярами травянистых растений и лишайниками.
Мезо- и микрорельеф в сочетании с растительным покровом формируют характер поверхности склонов. Последний, наряду с условиями снежности, оказывает решающее влияние на возможность и активность процессов лавинообразования. С этой точки зрения на Алтае, как и других горных районах умеренных широт, типичны ледниково-фирновые. скальные, осыпные, луговые, закустаренные и залесенные поверхности. Активность и вероятность лавинообразования на склонах с различным типом поверхности рассмотрены в работах И.В.Северского. Отмеченные им особенности различных типов поверхности склонов в полной мере проявляются и на Алтае. Здесь, как и на Тянь-Шане, характер поверхности склонов закономерно изменяется по высоте и ориентации склонов. В гляциально-нивальном поясе поверхность склонов представлена крупноглыбовыми и щебнистыми осыпями и изобилует выходами коренных пород, а относительно ровные участки протяженностью более 100-200 м редки.
В альпийском поясе при явном преобладании скальных и осыпных слабозадернованных поверхностей по мере снижения абсолютной высоты все большие площади заняты луговыми формациями, которые в нижней трети пояса доминируют.
В субальпийском поясе склоны большей частью хорошо задернованы и по характеру поверхности наиболее благоприятны для лавинообразования. Именно здесь – выше верхней границы леса – располагаются лавиносборы наиболее крупных лавин.
В лесо-луговом поясе характер поверхности склонов отличается наибольшим разнообразием и существенно изменяется по мере продвижения к нижней его границе. Здесь широко представлены залесенные, закустаренные и луговые поверхности, а в верхней половине пояса значительная площадь приходится на осыпные и скальные поверхности. Южные склоны отличаются остепненными почвенно-растительными формациями. Доля луговых склонов, поверхность которых благоприятна для лавинообразования, быстро уменьшается к нижней границе пояса.
В пределах лугово-степного пояса именно характером поверхности, особенно в хорошо увлажненных бассейнах Западного Алтая, существенно ограничены возможности формирования лавин: широкое распространение кустарников при сравнительно небольшой высоте снежного покрова сдерживает лавинообразование.
Таким образом, все факторы подстилающей поверхности, от которых в той или иной мере зависят режим и активность лавинообразования, на Алтае закономерно изменяются в зависимости от абсолютной высоты и экспозиции склонов. Наиболее благоприятные для лавинообразования условия складываются в среднегорном поясе: несмотря на то, что значительная площадь приходится на залесенные лавиноопасные склоны, здесь широко развиты луговые поверхности, а средняя площадь лавинных очагов максимальна. Особенно крупные лавиносборы зачастую многомерные, распространены у верхней границы леса в пределах субальпийского пояса.
С переходом к высокогорному поясу все большая доля площади приходится на скальные, гравитационно-осыпные и снежно-ледовые поверхности. В том же направлении увеличивается и дробность расчленения рельефа, что ограничивает возможности формирования мощных лавин. Лишь на замыкающих долины склонах с развитыми ледниковыми парами, при благоприятном сочетании условий снежности возможно одновременное обрушение снежных масс с большой площади и возможно формирование лавин, сопоставимых по объему с максимальными лавинами среднегорья.
Из-за уменьшения уклонов, высоты снежного покрова и доли луговых поверхностей в суммарной площади склонов все менее благоприятные для лавинообразования условия складываются с переходом от среднегорного пояса к низкогорному.
Климат Алтая в целом и по отдельным элементам неоднократно и довольно подробно охарактеризован во многих работах, как общеклиматических, так и в связи с исследованиями по различным направлениям географии и биологии, гидрологии, гляциологии, геоботаники, в том числе и в связи с изучением лавинной опасности территории. Поэтому здесь уместно ограничиться лишь краткой характеристикой вертикальной поясности климатических условий холодного периода, выделив несколько подробнее лишь те элементы климата, которые существенно влияют на активность и режим лавинообразования.
Основой для данного сообщения послужили данные климатологических справочников и научные обобщения, представленные в работах М.В.Тронова, В.С.Ревякина, О.М.Челпановой, Н.И.Поповой, Ю.И.Ключникова, В.Н.Барахтина, А.Н.Кренке, А.Н.Шантыковой и др., а также данные полевых гляциоклиматических исследований геолого-географического факультета ТГУ в бассейне р. Актру.
Синоптические условия лавинообразования
Климат Алтая формируется под влиянием циркуляционных процессов, развивающихся на полярном фронте. Основную массу атмосферной влаги приносят западные и юго-западные циклоны. Их вторжение сопровождается интенсивными снегопадами и значительным повышением температуры. Ведущее значение зонального переноса в зимнем увлажнении Алтая проявляется даже в случае четко выраженного антициклонального поля в приземном слое воздуха. Огромное влияние на развитие циркуляционных процессов оказывают орография и рельеф. Именно зимой, по оценкам В.В.Орловой, влияние орографии на циркуляцию столь велико, что этот фактор приобретает значение макроциркуляционного.
Циркуляционные условия в пределах Алтае-Саянской горной области как в целом за год, так и в холодный сезон характеризуются господством антициклонального типа синоптических ситуаций. В зимний период антициклональный тип погоды нередко нарушается вторжением циклонов. В этот период достаточно типичны три типа процессов, обусловленных флюктуациями планетарной высотной фронтальной зоны (ПВФЗ); северо-западных, западных и юго-западных. Приносимая этими циклонами влага имеет решающую роль в формировании снежных ресурсов Алтая. При этом вследствие обострения фронтальных разделов наблюдаются обильные снегопады на западной периферии горной страны. Далее фронты, смещаясь в сторону высокого давления, становятся малоподвижными и располагаются вдоль хребтов Западного Алтая либо перемещаются над горами, впадины и котловины между которыми заполнены холодным воздухом. Ориентация ВФЗ с северо-запада на юго-восток и интенсивный вынос воздушных масс с большими температурными контрастами сопровождается обычно обильными снегопадами и метелями. Достаточно характерные примеры подобной ситуации – аномально многоснежные зимы 1965/66 и 1968/69 гг., когда на всей территории Алтая, особенно в наиболее снежных бассейнах на его западной периферии наблюдался массовый сход катастрофических лавин.
Зимний характер циркуляции атмосферы устанавливается обычно с ноября и сохраняется до марта, но ее первые признаки особенно заметны в сентябре, когда высокогорье Алтая нередко покрывается снегом. Так же бывает и в конце холодного периода, когда возврат холодов сопровождается снегопадами в первой половине июня. Циркуляционные условия холодного полугодия в сочетании с условиями рельефа определяют большое разнообразие погодно-климатических ситуаций. К.И.Поповой с коллегами дан анализ типов синоптических процессов за холодный период 1954-1969 гг., который показал, что наибольшую повторяемость имели западный, юго-западный и северо-западный антиицклонические типы (83,5%). Ультраполярные вторжения на Алтай и Западную Сибирь из восьми выделенных типов наблюдаются всего лишь в 8 – 8,5% случаях. Нормальными для синоптических ситуаций на Алтае являются типы, названные выше, повторяемость которых находится в соотношении 6:5:3. В теплые зимы преобладали юго-западные и западные процессы, а аномально холодные отмечались в годы с заметным увеличением ультраполярных и северо-западных вторжений. По этим данным аномально высокими по увлажнению были зимы с резким преобладанием западных процессов и положением ПВФЗ вблизи 50о с.ш.
Особенности термического режима холодного периода
Термический режим Алтая, как отражение взаимодействия радиационных и синоптических условий, осложненного влиянием орографии и рельефа, характеризуется значительной пространственно-временной изменчивостью.
В холодный период, как и в целом за год, в термическом режиме подстилающей поверхности ярко проявляются экспозиционные контрасты составляющих радиационного баланса. Наиболее выраженной закономерностью территориальных изменений радиационных условий в холодный период является увеличение альбедо по мере перехода от южных склонов к северным и от южных районов Алтая к северным. Соответственно в том же направлении уменьшаются и суммы поглощенной радиации, что отчетливо проявляется в пространственно-временных различиях характеристик снежности – сроках залегания, максимальной высоте и водности снежного покрова. При прочих равных условиях максимальные снегозапасы уменьшаются от северных районов Алтая к южным со средним градиентом около 10 мм/градус широты, а аналогичные градиенты сроков образования и разрушения устойчивого снежного покрова составляют немногим более 6 сут./градус широты.
Не менее отчетливо выражено также увеличение альбедо и соответствующее уменьшение сумм поглощенной радиации с высотой.
Вследствие значительной протяженности рассматриваемой территории по широте и долготе отчетливо проявляются пространственные изменения климатических элементов. Так, средняя температура воздуха января изменяется на Западном Алтае от –13,0 до –27,0оС; абсолютный минимум зарегистрирован на ст. Зыряновск и составил –57,5 оС. Средняя годовая температура воздуха в предгорьях Западного Алтая составляет 1 – 3 оС . На территории Южного Алтая средняя годовая температура равна – 5 - -10 оС, а в гляциально-нивальном поясе – ниже – 10 оС.
Средняя месячная температура января в предгорьях и на равнинах Западного Алтая составляет –15 - -20 оС. Из-за температурной инверсии с высотой она несколько повышается и в интервале от 700 до 1500 м составляет –10 – 15 оС. Выше 1600 м она вновь понижается по мере увеличения высоты и на водоразделах среднегорья составляет –15 - -20 оС, а в высокогорье достигает – 20 – 25 оС. Внутригорные котловины Южного Алтая являются локальными центрами выхолаживания: здесь отмечаются наиболее низкие среднеянварские температуры воздуха – до – 35 оС.
Вследствие температурной инверсии высотный градиент минимальных температур воздуха, которые обычно наблюдаются в январе, невелик. Температура воздуха на всей рассматриваемой территории может понижаться до – 45 – 50 оС. Наиболее низкие значения характерны для замкнутых внутригорных котловин и достигают –50 - -55 оС.
Продолжительность холодного периода в низко- и среднегорном поясе составляет 150-200 дней и увеличивается в высокогорье до 250 дней.
Рассмотренные особенности термических условий Западного Алтая типичны и для остальной территории горной страны. Отличие заключается в более жестком термическом режиме в пределах Русского Алтая. Средняя годовая температура в предгорьях не превышает здесь 3 оС. Минимальные ее значения на больших высотах почти вдвое ниже, чем на Западном Алтае и достигают –10 оС, а средняя температура января колеблется от –16 до –32 оС. Вследствие локальных проявлений инверсии в глубоких долинах и котловинах температура воздуха зимой ниже чем на склонах на 5 – 6 оС и 8 – 9 оС соответственно.
Продолжительность холодного периода в пределах Центрального и Востчного Алтая в зависимости от высоты изменяется от 165 до 260 и более дней. Вертикальный градиент этого показателя составляет около 5 дней на 100 м высоты. В высокогорье переход средних суточных температур через 0 оС осенью происходит с середины сентября, в предгорьях эти даты сдвинуты на середину октября в северной части и на начало ноября в южной части.
В пределах высоких плато юго-востока и востока Алтая радиационное выхолаживание максимально. Например, Чуйскую котловину называют полюсом холода Алтая: абсолютный минимум температуры на ст. Кош_Агач составил – 62 оС.
Особенностью термического режима холодного полугодия является возникновение фенов, которые образуются на фоне адвективно-динамических процессов. Распространены фены повсеместно. В зимнее время число дней с фенами достигает пятидесяти. Наиболее развиты фены в районе с. Чемал (долина р. Катунь), где в отдельные зимы они «съедают» снег (до 15 случаев фенов только в январе).
Характерная особенность термического режима холодного периода на Алтае – значительная повторяемость оттепелей (в данном случае оттепельные дни – дни, когда максимальная температура воздуха равна или больше 0 оС). Количество оттепельных дней за холодный период на большинстве горных станций больше 100 и превышает в отдельных районах 200. Чаще всего оттепели непродолжительны (менее 2 дней), но весьма интенсивны: в подавляющем большинстве случаев максимальная дневная температура воздуха повышается до 5 – 10 оС и более. Более чем вдвое реже наблюдаются оттепели продолжительностью от 2 до 5 дней и еще более редко оттепели продолжительностью от 6 до 10 суток.
Периодические оттепели на общем фоне низких температур воздуха опредленным образом проявляются в динамике структурно-прочностных свойств снежной толщи.
Особенности ветрового режима
Основные черты ветрового режима определены макроциркуляционными условиями Алтая. У земли преобладают юго-западные ветры, влияние которых особенно ощутимо на внешних окраинах гор и на высоких водоразделах. Господство ветров названного направления подтверждается не только данными метеостанций, но и ориентировкой на северо-восток снежных карнизов вдоль осевых линий наиболее высоких хребтов Алтая, а также в ориентированных в том же направлении флагообразных кронах кедров на границе леса. На высокогорных станциях, где влияние реальных синоптических процессов в свободной атмосфере проявляется более четко, юго-западные и западные ветры зимой характеризуются наибольшей повторяемостью. Так, число случаев ветров юго-западного направления на станции Кара-Тюрек (2600 м), например, наибольшее. Данные других, более низкогорных станций, отражают сильно трансформированные варианты юго-западного направления. Следует отметить, что в зимние месяцы в течение суток преобладают ветры, направленные с гор, что связано с общим распределением давления. Это ветры южного направления, на долю которых приходится 40 – 50% от общего количества (по данным метеостанций Аккем и Чемал). При этом в большинстве случаев стоковые ветры носят характер фенов.
Наибольшие скорости наблюдаются в осенне-зимний период (ноябрь-декабрь). Уменьшение скорости ветра происходит с удалением внутрь горной страны. В межгорных котловинах и широких долинах юго-востока скорость ветра наименьшая. При циклонических вторжениях скорость ветров резко увеличивается и возникают метели. Мелкий сухой снег небольшой плотности легко поднимается и переносится при скорости ветра 4-5 м/с. В большинстве случаев метели связаны с циклонами полярного фронта. Прохождение циклонов большей частью не сопровождается оттепелями, что тоже способствует ветровому снегопереносу.
Атмосферные осадки холодного периода
Алтай характеризуется крайне неравномерным распределением осадков. Общей закономерностью является существенное уменьшение как годовых, так и сезонных сумм осадков от периферийных районов к внутригорным. Наиболее увлажнены бассейны Западного Алтая (до 2000 мм в год), существенно меньше осадки в северо-восточном Алтае, а минимум суммарного увлажнения приходится на внутригорные котловины Центрального и Восточного Алтая: годовые суммы осадков не превышают здесь 200 мм. Весьма своеобразен и режим осадков в различных районах Алтая. Специальные исследования аномалий осадков в холодный период показали, что лишь в 14 случаях из 306 (за период с 1936 г. по 1969 г.) были аномальными для всего Алтая. Выявлено также, что отрицательные аномалии осадков наиболее вероятны в середине зимы, а положительные – в ее начале.
Не менее контрастно распределение твердых осадков. Доля твердых осадков на Алтае увеличивается от 20% в предгорье до 80-90% - в высокогорном поясе, а в районе ледников она приближается к 100%. Значительная территория высокогорного пояса в наиболее увлажненных бассейнах Западного Алтая характеризуется суммой твердых осадков более 1000 мм, тогда как в межгорных впадинах годовая сумма твердых осадков едва достигает 200 мм, а в котловинах юго-востточного Алтая и того меньше.
Анализ циркуляционных процессов показал, что во все месяцы холодного полугодия преобладали процессы типа Е. Именно с ними связаны 40% аномально сухих месяцев. При зональной форме циркуляции повторяемость их в два раза меньше (22%) и при типе С всего 16% случаев. Во всех выделенных типах характерна неравномерность распределения осадков по сезонам.
Осенний максимум осадков больше весеннего; для всех метеостанций Алтая самым сухим месяцем является февраль; южные периферийные участки территории характеризуются значительной долей зимних осадков, т.к. эти участки наиболее доступны юго-западным потокам, нежели северным вторжениям. В соответствии с этим изменяется и доля твердых осадков, убывающая от окраины вглубь горной области и от вершин к подножью. Количество и процент твердых осадков от годовых у подножья и на вершинах достигают в Западном Алтае 250-1200 (25 - 50%), а в Северном и Северо-Восточном – 200 – 1000 (20 - 40%), в Центральном 150 – 1800 (25 – 100%), в Юго-Восточном – 30 – 1200 (10-100%).
Устойчивый снежный покров образуется при средней суточной температуре от 0 до –5оС, а в малоснежных районах Горного Алтая – после перехода среднесуточных температур через –10 оС. Осенние снегопады обычно мало интенсивны, хотя нередко продолжительны. В нижней полосе гор уже к концу декабря формируется 60-70% максимальных значений толщины снежного покрова. На более высоком уровне прослеживается и второй пик, но гораздо меньший по величине. В течение зимы на Алтае наблюдается обычно 25-35 снегопадов. В многоснежные годы число их может возрастать вдвое. За один снегопад прирост толщины снежного покрова составляет 1-5 см, а в отдельных случаях может быть более 20 см. Максимальные суточные суммы осадков в дни со снегопадами по данным В.Н.Барахтина наблюдаются в Усть-Коксе и Тюнгуре. Значительные суммы осадков и приросты толщины снежного покрова отмечаются преимущественно в ноябре-декабре. Критическая для образования лавин свежевыпавшего снега интенсивность осадков на Алтае – 10 мм/сут, а при наличии в снежной толще слоев, ослабленных перекристаллизацией, - 5 мм/сут. Особо обильные снегопады на западе Алтая достигают такой интенсивности до 4 – 8 раз за зиму.
Все случаи снегопадов могут быть разделены на 2 группы: снегопады западных и северных вторжений. Максимальная продолжительность выпадения снега при западном холодном вторжении может достигать трех дней, но обычно не превышает одних суток. Северным вторжениям препятствуют горные цепи, не пропуская холодный влажный воздух вглубь горной области. Это находит свое выражение в суточных количествах осадков, а значит и в приросте толщины снежного покрова. В целом бассейны Иртыша и Катуни более доступны западным вторжениям, Бии – северным.
Заключение
Общие климатические условия высокогорья лучше всего иллюстрирует высота фирновой линии на крупных и наиболее пологих ледниках, т.к. в этом случае уменьшается «искажающее» влияние рельефа. При площади ледника более 14 кв.км. высота фирновой линии определяется преимущественно фоновыми макроклиматическими условиями данного района при максимально ограниченном влиянии локальных факторов. И.В.Северский предложил называть эту высоту фирновой линии приведенной. Анализ изменения высоты приведенной фирновой линии на Алтае отражает вполне закономерную картину взаимодействия климата, рельефа и оледенения – с удалением к востоку от наиболее увлажненных бассейнов Западного Алтая, отражает возрастающие в этом направлении континентальность и сухость климата.
В том же направлении уменьшается и величина годовой аккумуляции твердых осадков на высоте приведенной фирновой линии от 2500 – 3000 мм в наиболее увлажненных бассейнах Западного Алтая до 1000 мм на юго-востоке горной страны.
Таким образом, природные факторы, обуславливающие условия лавинообразования и лавинную опасность территории Алтая в целом, закономерно изменяются в пространстве, подчиняясь закону высотно-экспозиционной зональности.
Присущая горам ярусность рельефа и закономерные изменения по высоте и экспозиции активности экзогенных склоновых процессов обуславливают определенные изменения геоморфологических условий лавинообразования. Они наиболее благоприятны в среднегорном поясе, где максимальная глубина расчленения рельефа и площадь лавинных очагов. Также закономерно по высоте и экспозиции склонов меняется и характер поверхности склонов, определяемый главным образом сочетанием форм микро- и мезорельефа и типа растительности. В целом по характеру поверхности условия лавинообразования улучшаются по мере увеличения абсолютной высоты вплоть до нижней границы гляциально-нивального пояса. Наиболее благоприятны они в субальпийском поясе, где широко развиты крупные лавиносборы лотковых лавин с весьма благоприятными для формирования лавин слаборасчлененными луговыми склонами. С дальнейшим увеличением абсолютной высоты из-за большей дробности расчленения рельефа и все большей доли скальных обнажений в суммарной площади склонов характер поверхности последних становится менее благоприятными для лавинообразования.
В целом аналогичен характер пространственных изменений и климатических условий лавинообразования. Ярко выраженное увеличение количества твердых осадков по высоте и отмеченные особенности термического и ветрового режима создают благоприятные для лавинообразования условия во всем диапазоне высот от низкогорья до замыкающих речные бассейны гребней в пределах гляциально-нивального пояса. Отчетливо выраженные экспозиционные контрасты радиационного баланса не могут не сказаться на различиях снежности и условий лавинообразования в зависимости от экспозиции склонов.
В бассейнах рек, ориентация которых менее благоприятна по отношению к западным потокам атмосферной влаги (бассейны рек Аккабы, Каракабы, верхней Бухтармы, левых притоков Иртыша, оз. Зайсан, южных склонов Нарымского и Курчумского хребтов), устойчивый снежный покров на тех же высотах устанавливается в среднем на 10 – 15 дней позже и существенно раньше разрушается.
В восточной части Алтая при сходных вертикальных градиентах сроков установления и разрушения устойчивого снежного покрова, образование его происходит на сопоставимых высотах на 2,5 – 3 недели позже, чем в наиболее снежных бассейнах Западного Алтая и в среднем на 2 недели раньше разрушается. В этом отношении существенно выделяются восточные районы Республики Алтай – бассейны рек Чуи и Чулышмана. Устойчивый снежный покров образуется здесь на 1,5 – 2 недели позже, чем на тех же высотах в верхней части бассейна р. Катунь. В верховьях рек Чуя и Аргут устойчивый снежный покров образуется на 3 – 3,5 декады позже и на столько же раньше разрушается, чем на тех же высотах в бассейнах рек Уба и Ульба на Западном Алтае. Продолжительность периода с устойчивым снежным покровом здесь в среднем на 2,2 – 2,5 месяца короче, чем на тех же высотах в упомянутых бассейнах Западного Алтая.
Максимум снегонакопления в среднегорье отмечается в феврале — марте, а в высокогорье в апреле — конце мая.
В распределении снегозапасов весьма значительна роль орографического эффекта. Так, снежность на наветренном склоне (бассейн р. Ульбы) много выше, чем за орографическим барьером – к востоку от гребня Коксуйского хребта. На подветренном склоне выявляется зона повышенной, но быстро убывающей с увеличением расстояния, снежности. Ширина этой зоны составляет не менее 40 км. По мере продвижения вглубь горной страны эффект орографического барьера в распределении снегозапасов проявляется все менее отчетливо.
Толщина снежного покрова в горах Алтая и Кузнецкого Алатау повсюду превышает 70 — 100 см, наибольшая снежность отмечается в западной и северной частях Горного Алтая. В хребтах Абаканском, Ивановском и Иолго максимальная толщина снежного покрова превышает 2,5 — 3,0 м, а в хребтах Холзунском, Ивановском, Тигорецком — 5 — 8 м.
«Полюсом снежности» Горного Алтая называют Тургусунский узел — стык Убинского, Ивановского, Ульбинского и Холзунского хребтов, где на участках ветровой аккумуляции снега толщина его достигает 10 — 15 м. Это участки наиболее интенсивного развития метелевых процессов и лавинной деятельности.
Закономерности изменения плотности снежного покрова достаточно полно рассмотрены в работах В.С.Ревякина. Наиболее типичная для гор закономерность – увеличение плотности снега по абсолютной высоте. В период максимума снегонакопления в зависимости от типа ландшафта и местоположения в вертикальном профиле горной страны средняя плотность снежного покрова изменяется от 170 в степных и лесостепных комплексах до 450 кг/куб.м на ледниках. Что касается неледниковых поверхностей, то плотность снега перед началом интенсивного снеготаяния не превышает 360 кг/куб.м. Даже на территории наиболее снежных бассейнов Западного Алтая плотность снега в период максимального снегонакопления плавно увеличивается по высоте и не превышает указанного предела.
На большей части Алтая в зоне активного лавинообразования в развитии снежной толщи доминируют процессы конструктивного метаморфизма. Итогом происходящих в снежной толще гидротермических процессов является ее трехслойное строение перед началом весеннего снеготаяния: на почве – слой глубинной изморози, над ним слой крупнозернистого рыхлого снега с большим содержанием полускелетных и скелетных форм снежных кристаллов и в верхней части – слой свежего и осевшего снега, образовавшийся в результате весенних снегопадов. Такое строение характерно для снежного покрова большей части высотного диапазона вплоть до верхней границы леса.
В гольцовой зоне, вследствие более активного ветрового воздействия и большего выхолаживания подстилающей поверхности до установления снежного покрова, активность сублимационной перекристаллизации снега существенно меньше и по мере увеличения толщины в развитии снежной толщи все большая роль принадлежит процессам ветрового и гравитационного уплотнения. Снежная толща к концу зимы характеризуется здесь более сложным строением: сравнительно небольшие по толщине слои разрыхления чередуются с ветровыми корками, что в значительной мере сдерживает процессы формирования крупных грунтовых лавин вплоть до весенней активизации циклонических процессов и снеготаяния.
Сублимационное разрыхление наиболее активно в малоснежных районах на юге и юго-востоке Алтая. Перед весенним снеготаянием снежная толща имеет сравнительно однородное рыхлое строение и состоит из кристаллов средне- и крупнозернистого снега, насыщенного скелетными формами кристаллов глубинной изморози.
Существенно иным строением характеризуется снежная толща периферийных бассейнов западного, северо-западного и северо-восточного Алтая. Вследствие обильных снегопадов уже в начале холодного сезона на большей части высотного диапазона здесь формируется мощный снежный покров, толщина которого сравнительно равномерно увеличивается в течение зимы до 2 и более метров. Из-за повышенной динамической нагрузки и существенно меньшего (в сравнении с малоснежными внутригорными районами) выхолаживания подстилающей поверхности в развитии снежной толщи здесь доминируют процессы уплотнения. Как следствие этого – слои разрыхления в строении снежной толщи либо слабо развиты, либо не представлены вовсе. Сила сцепления наименьшая в верхней части снежной толщи (до 1000 Па) и постепенно увеличивается до 1400 Па в средних и нижних слоях. В этих условиях типичны пластовые лавины из свежевыпавшего снега на протяжении всего зимнего периода, обрушение всей снежной толщи становится возможным лишь при обильных (30-50 см) снегопадах (когда пришедший в движение верхний слой сдирает нижележащие слои) либо в период интенсивного снеготаяния.
Можно достаточно уверенно принять:
- в малоснежных районах Алтая (снегозапасы к концу зимы не превышают 300 мм) в развитии снежной толщи доминируют процессы конструктивного метаморфизма;
- в многоснежных районах (снегозапасы более 600-700 мм) снежная толща развивается по типу уплотнения.
- в диапазоне снегозапасов от 300 до 600 мм заключена зона неустойчивого развития снежной толщи: в зависимости от режима снегонакопления и синоптических условий здесь равновероятны оба типа развития снежного покрова – разрыхление и уплотнение.
Указанные особенности развития снежного покрова отражаются в режиме лавин.
В мало- и умеренно снежных районах Алтая велика вероятность образования лавин после каждого снегопада более 15 см, при этом происходит монотонное увеличение лавинной активности в течение зимы до максимума в марте – начале апреля (кроме гляциально-нивального пояса, где максимум снегонакопления и лавинной активности сдвигается на более поздние сроки).
В многоснежных же периферийных и высокогорных районах Алтая снежная толща характеризуется значительно большей устойчивостью и прочностью. Это существенно снижает активность лавинообразования зимой, способствует накоплению больших масс снега на склонах вплоть до весенней активизации циклонических процессов и интенсивного снеготаяния. Именно на весну здесь приходится максимум лавинной активности и в это время наиболее высока вероятность массового схода катастрофических лавин, вызванных, как правило, обильными снегопадами.
На Алтае регистрируются лавины всех генетических типов, но наиболее распространены лавины, обусловленные снегопадами, либо снегопадами в сочетании с метелями. На их долю в среднем приходится более 60%, а в отдельные годы – до 80% всех зарегистрированных лавин.
Подавляющее количество лавин сходит во время снегопада либо в течение 2 суток после его прекращения. Толщина старого снега при этом составляет чаще всего не менее 40 см, а приращение толщины снежного покрова за снегопад более 15 см. Снегопады с приростом более 30 – 40 см, как правило, сопровождаются массовым сходом катастрофических лавин в большом диапазоне высот и ориентаций. Именно такими снегопадами были вызваны, к примеру, катастрофические лавины в марте 1966 г., 13 – 15 февраля 1973 г., 17 – 19 ноября 1976 г. и 24 – 28 марта 1977 г. Сход таких лавин сопровождается мощной воздушной волной. Скорость движения достигает 50 – 60 м/с, а высота фронта лавинного потока достигает 40 м.
По данным наблюдений обнаруживаются вполне отчетливо территориальные различия в режиме лавинообразования. В низко- и среднегорье Западного Алтая наибольшей лавинной активностью характеризуется февраль – март, во внутригорных его районах максимум сдвигается на март – апрель. В низкогорье Западного Алтая по данным многолетних наблюдений на СЛС Серебрянск, до 50% всех лавин за сезон приходится на февраль, на этот же месяц приходятся и наибольшие по объему лавины; подавляющее их количество обусловлено снегопадами, нередко в сочетании с метелями.
Во внутригорных мало- и умеренно снежных районах Алтая наиболее распространены и опасны мокрые лотковые лавины весеннего снеготаяния. Максимальное их количество приходится на март – начало апреля. Они наибольшие и по объему. Интенсивное сублимационное разрыхление с формированием сыпучих слоев глубинной изморози создает условия для формирования лавин сублимационного диафтореза, однако в чистом виде эти лавины, по-видимому, являются редким исключением, и для обрушения снежных масс по слоям глубинной изморози, как правило, необходим дополнительный импульс. В подавляющем большинстве случаев таким импульсом является увеличение снеговой нагрузки при снегопадах.
Для территории Алтая в целом характерны два пика лавинной активности – первый небольшой в декабре в условиях интенсивного метелевого перераспределения снега в верхнем поясе гор, второй – значительный - приходится на период весеннего увеличения
осадков и температуры воздуха (март — май).
Количество лавин изменяется в широких пределах как по территории, так и по времени. По наблюдениям в низкогорной зоне западного Алтая, там сходит 40 – 60 лавин за зиму. В среднегорной зоне Алтая в отдельных долинах число сходящих лавин изменяется от 50 – 60 до 400, а в высокогорной (бассейны рек Аккем и Мульты) до 250 – 500.
Особую группу представляют фирновые и ледяные лавины, отмеченные только в нивальной зоне хребтов Центрального Алтая. На крутых склонах фирновых полей ледников с начала лета происходит промачивание толщи снега, что вызывает срыв не только слоев зимнего снега, но и фирна. Такие фирновые лавины наблюдались в массиве Белухи. Ледяные лавины имеют место в пределах ледопадов на долинных ледниках (Актру, Маашей, Братьев Троновых) и на висячих ледниках. От висячего ледника на вершине Кара-Таш в бассейне Актру регулярно обрушиваются значительные порции льда. К группе ледяных лавин автор относит обрушение висячих наледей, образование которых связано с наличием избыточного осеннего увлажнения и промерзанием грунтов.
В мало- и умеренно снежных внутригорных районах Алтая большинство лавин приурочено к наиболее снежным северным, восточным и западным склонам, тогда как на южных склонах лавины – явление весьма редкое. В периферийных же многоснежных районах Западного Алтая лавины со склонов южной четверти горизонта – обычное явление.
Объемы сходящих лавин на Алтае изменяются в очень значительных пределах: от нескольких кубических метров до 1,5 млн. м.куб. В низкогорье крайне редки случаи схода лавин более 10 тыс.м.куб. Чаще всего – это мелкие осовы. С ростом абсолютных высот наблюдается увеличение объема лавин, что обусловлено продолжительностью периода накопления снега и большой площадью снегосборных бассейнов. В альпийском и субальпийском поясах в многоснежные зимы возможны лавины объемом 150 – 500 тыс.м.куб. и более. В Западном Алтае известны случаи схода лавин до 1 млн.м.куб. Энергия лавин здесь так велика, что в долинах с V-образным поперечным профилем значительные массы лавинного снега выплескиваются на противоположный склон на высоту до 50 – 70 м. Лавинами здесь поражается до 75% длины долин, а длина пути лавин зачастую исчисляется несколькими километрами. Пригребневые участки хребтов Коксуйский, Холзун, Ивановский характеризуются выровненной нелавиноопасной территорией. Лавины – осовы объемом до 10000 м.куб. сходят здесь лишь со склонов невысоких гряд, возвышающихся над водораздельными плато. Для среднегорной части Западного Алтая, где большая часть территории занята хвойно-лиственным лесом и сеть лавинных очагов разрежена, характерны лавины объемом менее 1000 м.куб. В низкогорье Западного Алтая преобладают лавины объемом от 50 до 500 м.куб. – 73% общего числа, 12% лавин достигают 1000 м.куб., 10% - 2000 м.куб., 5% - 3000 м.куб.
В центральной и восточной частях Алтая территории с сильной лавинной опасностью приурочены к высокогорным районам (более 3000 м) хребтов Коксуйского, Холзун, Северо- и Южно-Чуйского. Значительно менее широко они представлены в хребтах Сарымсакты и Южный Алтай, горном обрамлении Телецкого озера и практически отсутствуют на юго-востоке горной системы – в верховьях рек Аргут, Чуя, Башкаус и Чулышман. Одним из наиболее лавиноопасных районов Центрального Алтая являются верховья реки Катунь. Наибольшей опасностью характеризуется альпийское высокогорье наветренных склонов ближе к водоразделу Катунского хребта. Так в западной его части количество лавинных очагов на 1 км дна долины достигает 8, объемы лавин исчисляются сотнями тысяч м.куб., а повторяемость лавин из одного очага достигает нескольких раз в год. Высокой степенью лавинной опасности характеризуется и обширная территория к востоку от массива г. Белухи – глубоко- и среднерасчлененное высокогорье в среднем течение г.Аргут. Лавины здесь сходят ежегодно, объем исчисляется сотнями тысяч м.куб.
Существенные площади занимают районы с незначительной лавинной опасностью, где распространены лишь единичные лавины или участки с редкой сетью маломощных лавин, которые сходят в исключительно многоснежные годы. К ним относятся среднерасчлененные среднегорья внутренних районов Северного и Центрального Алтая — хребты Бащелакский, Ануйский, Чергинский, Семинский, а также слаборасчлененные низкогорья Северо-Восточного Алтая в бассейне р. Лебедь. Отмечены лавины малой мощности, которые не способны образовать прочесов в лесу. Объем лавин не превышает 10 тыс. м.куб. Незначительная лавинная опасность существует на склонах хребтов Монгун-Тайга и Чихачева. Здесь могут наблюдаться сходы лавин только в многоснежные зимы. Объем лавин не превышает 1000 м.куб.
В соответствии с межгодовой изменчивостью синоптико-метеорологических условий и снежности, лавинная активность существенно изменяется от года к году. Периоды повышенной и пониженной (относительно нормы) лавинной активности последовательно чередуются, причем продолжительность каждого из них может быть существенно различной. Периодически наблюдается резкий всплеск лавинной активности, что проявляется в массовом образовании катастрофических лавин.
В геоморфологическом отношении они относятся к категории возрожденных
гор на месте новейших сводовых поднятий, осложненных разломами. На водоразделах сохранились участки древних выровненных поверхностей (в Саянах выше 1200 м), над которыми возвышаются отдельные массивы. Сложены горы преимущественно метаморфизованными породами; на плоскогорьях Восточного Саяна местами сохранились базальтовые покровы и древние вулканические конусы.
Западный Саян - глубоко расчлененный горный массив с высотами 2500 - 2700 м (самая высокая вершина – г.Кызыл-Тайга – 3121 м); преобладают сравнительно округленные нерезкие формы вершин, массивные гольцы, но сильно врезанные долины рек (глубина расчленения 1500 — 2000 м) представляют глубокие крутостенные ущелья. В центральной части выше 2000 м поднимаются хребты альпийского типа, характеризующиеся зазубренными формами и пиками.
В Восточном Саяне, представляющем высокое нагорье (2700 — 3400 м, при максимальной высоте 3491 м – г.Мунку-Сардык), глубоко расчлененное речными долинами, еще более развиты обширные выровненные водораздельные поверхности, над которыми поднимаются резко изрезанные альпийские пики наиболее высоких хребтов - Китойских и Тункинских гольцов и Лунку-Сардыка. При этом высота хребта в направлении на юго-восток увеличивается. Наиболее обширный участок альпийского рельефа расположен в хребте Крыжина и Агульских белках в районе стыка Западного и Восточного Саяна. В районах с альпийским рельефом все склоны достаточно круты и благоприятны для лавинообразования. Здесь наиболее развита сеть лавиносборов – каров, цирков, денудационных воронок площадью в среднем 0,6 – 0,8 кв.км. На остальной территории Саян склоны лавиноопасной крутизны встречаются лишь по бортам глубоко врезанных долин.
Плоскогорья выше границы леса, на которых до 10-11 месяцев лежит снег называются здесь белогорьями. А покрытые снегом круглый год вершины именуются белками.
Тоджинская и Тувинская котловины имеют отметки днищ 600 - 1500 м. Хр. Академика Обручева и Сангилен с характерными высотами около 2000 м и максимальной - 2895 м. имеют альпийский облик и резко расчленены. Высота хребтов Западный и Восточный Танну-Ола составляет 2000 - 2500 м. В западной части (максимальная высота 3061 м абс.) характерны резкое расчленение и альпийские формы, а в восточной (наибольшая высота 2591 м абс.) массивный гольцовый рельеф.
Большая густота сети лавинных очагов (5 - 10 шт/км) наблюдается на наветренных северо-западных и западных склонах Саянского хребта на Западном и хребтов Крыжина и Удинский на Восточном Саяне. Хребты, имеющие массивный среднерасчлененный среднегорный рельеф, обычно характеризуются густотой лавинной сети от 1 до 5 шт/км. К ним относятся большая часть Западного Саяна, хребты Танну-Ола, нагорье Сингилен. Преобладают очаги лоткового типа. Обширны территории и с малой густотой лавинной сети (менее 1 шт/км), практически с отдельными, небольшими лавиноопасными участками среди нелавиноопасных. К ним относятся районы низкогорного обрамления Восточного Саяна и восточных склонов Тувинской котловины.
Своеобразие климата Саян определяется их положением в центре материка, значительной приподнятостью над уровнем моря и сложностью орографии. В зимнее время они оказываются на северном краю Азиатского максимума атмосферного давления, развивающегося над Монголией. В такой обстановке циклоническая активность существенно ослабевает. К Саянам приходит в основном арктический воздух. Континентальность климата растет с запада на восток, но особенно от западных и северных склонов горных массивов на юго-восток, в сторону Монголии. Зима в высокогорном поясе суровая и продолжительная, преобладает сухая ясная погода. Средняя январская температура в Тувинской котловине равна - 32 оС, минимальная температура опускается до - 50оС. На склонах гор значительно теплее ( - 18 оС в Западном и - 20 оС в Восточном Саяне). В предгорных и межгорных котловинах часто устанавливаются температурные инверсии. Среднемесячная температура воздуха выше 0 оС в горах отмечается в июне — августе, продолжительность безморозного периода 90 - 60 дней и менее. Средняя годовая температура воздуха на западных склонах Восточного Саяна около – 3,8 оС, в центральной части – 5,4 оС, а близ самых высоких вершин может снижаться до - 10 оС. Заморозки и снегопады в наиболее высокой части гор возможны в любой месяц года.
Резкие контрасты характерны для распределения осадков: на северных склонах Западного Саяна и на западных Восточного Саяна (Гутарский, Бирюсинский хребты, Китойские и Бельские Гольцы) выпадает до 800 мм осадков в поясе ниже 2000 м над уровнем моря и 1000 - 1200 мм выше, вплоть до 1800 мм в истоках Большого Енисея; из них 25 - 30% приходятся на зимнее время. Несколько меньше осадков отмечено на северных склонах Окинского, Пограничного хребтов и Тункинских Белков. На склонах rop, обращенных к востоку и югу, годовое количество осадков в 2 - 4 раза меньше: 400 - 450 мм на Окинском плоскогорье в Восточном Саяне. Особенно мало осадков в Тувинской и Тоджинской котловинах, климат которых относится уже к монгольскому типу. На окружающих горных склонах годовая сумма осадков до 200 - 400 мм, на дне котловин 100 - 300 мм, причем за зиму местами лишь 10 - 20 мм, меньше, чем в пустынях Средней Азии. Доля твердых осадков изменяется от 10 - 15 (дно долин) до 35 - 40 % (более 1000 м над ур. м.), причем на высоте выше 3200 м над ур. м. все осадки выпадают в твердом виде.
Снежный покров на северо-западных склонах Западного Саяна и в Кизир-Казырском узле достигает большой мощности - около 150 см, в верхней зоне (высота выше 1500 м абс.) - 250 см, а в Восточном Саяне - 60 см (до 100 см в верхних частях). Толщина снежного покрова на склонах хр. Танну-Ола составляет 40 см, на склонах хр. Сенгилен - более 50 см. В Минусинской и Тувинской котловинах он незначителен, менее 30 и 20 см соответственно. Число дней со снежным покровом в Западном Саяне составляет за зиму 180 - 220, а в остальных районах - 200 - 250. В Восточном Саяне длительная, безоттепельная зима определяет значительную продолжительность периода с устойчивым снежным покровом. Наиболее короткий период залегания устойчивого снежного покрова (пять месяцев) характерен для Тункинской, Окинской котловин, слаборасчлененного Присаянья, а наиболее длительный период (восемь месяцев) устанавливается в высокогорье (2500 м над ур. м.). Наиболее ранняя дата разрушения снежного покрова (конец февраля) наблюдается в Мондинской, Тункинской котловинах. В высокогорье снег сохраняется до мая - июня, а в глубоких ущельях он лежит круглый год. Прирост толщины снежного покрова наиболее интенсивен в первую половину зимы. Максимум снегонакопления достигается в марте.
Снеговая линия на ледниках Саян лежит на высотах от 2000 - 2300 м на западе до 2400 - 2500 м на востоке. «Уровень 365» расположен приблизительно на 500 м выше, т. е. на отметках 3200 - 3900 м.
Зимой господствует безветренная погода, но при прохождении циклонов, захватывающих в основном северную часть района, в Западном и Восточном Саяне наблюдаются юго-западные и северо-западные ветры, особенно сильные весной и осенью. Наибольшее число суток с ветром наблюдалось весной (апрель - май) и осенью (сентябрь - октябрь). В гольцовом поясе наибольшая скорость ветра отмечалась в ноябре - декабре, которая достигала 40 м/с. В Восточном Саяне метелевый перенос наблюдался на высоте выше 1700 м над ур. м. в течение 50 — 80 сут в году. В защищенных местах и в понижениях рельефа число суток с метелью в году уменьшается до 5 - 15. Основное перераспределение снега осуществляется низовыми и общими метелями. Скорость ветра при метелях достигает 6 - 13 м/с. Метелевый перенос связан с ветрами северо-западного направления (70 % всех случаев). В районе гребней образуются карнизы мощностью в несколько метров.
С точки зрения лавинообразования в климате Саян наиболее существенным является:
1) значительное количество снега, обусловливающее возможность схода лавин, и большая пестрота в его распределении, создающая совершенно различную степень лавинной опасности в разных районах;
2) большая продолжительность залегания снежного покрова, определяющая значительную длительность лавиноопасного периода;
3) низкие зимние температуры, особенно во внутренних районах, благодаря чему создается возможность развития процессов сублимационного диафтореза и образования глубинной изморози;
4) наличие метелевого переноса в верхней зоне хребтов.
На Западном Саяне сосново-лиственичные леса с высоты 800 – 900 м сменяются черневой тайгой из пихты, ели и кедра. Склоны залесены до высоты 1600 м. Выше следуют кедровые и лиственничные субальпийские редколесья и заросли ивы, березы, можжевельника. Над ними простираются альпийские луга и каменистые россыпи. На Восточном Саяне лиственнично-кедровая тайга покрывает склоны гор на высотах от 1000 до 1400 – 1500 м. До высоты 1900 — 2100 м поднимаются отдельные крупноствольные кедры и островки кедрово-лиственничных редколесий. Выше простираются кустарничково-мохово-лишайниковые тундры. Южные склоны Танну-Ола засушливы и почти безлесны, а северные, спускающиеся к Тувинской котловине хорошо увлажнены и покрыты лесами. Таким образом, водоразделы чаще всего подняты над лесным поясом на немногие сотни метров.
Защитная роль лесов проявляется в понижении степени лавинной активности в краевой среднегорной части хребтов Западного и Восточного Саян. Отмечается резкое уменьшение лавинной опасности с переходом в лесную зону. Дешифрирование аэроснимков Западного Саяна показало, что лишь в лесной зоне хребтов, гребни которых имеют хорошо выраженный альпийский характер (например, в Ойском хребте), наблюдаются длинные крупные прочесы, созданные лотковыми лавинами; на залесенных же склонах более низких хребтов (Кантегирского, Шепшир-тайга) отмечена лишь система мелких прочесов. Низкогорная зона Восточного Саяна также является лавиноопасной, хотя в настоящее время благодаря хорошей залесенности можно говорить лишь о слабой лавинной активности. Однако сведение лесов в низкогорной зоне Саян приводит к резкому возрастанию лавинной опасности.
Наиболее значительная лавинная активность характерна для осевых частей основных хребтов с горно-ледниковым рельефом и верхней наиболее расчлененной части среднегорной зоны Западного и Восточного Саян, хр. Академика Обручева, нагорья Сангилен, приводораздельных частей хр. Западный и Восточный Танну-Ола. Средняя степень лавинной активности отличает примыкающие к ним среднегорные районы и имеет наибольшее территориальное распространение в Западном Саяне и нагорье Сангилен. Низкая степень лавинной активности характерна для низкогорного обрамления Восточного Саяна и внутренних котловин (Тувинской и Тоджинской), склонов северной экспозиции хр. Восточный Танну-Ола и Сенгилен.
Продолжительность лавиноопасного периода в Саянах с присущими их климату снегопадами в самом начале зимы близка к продолжительности залегания снежного покрова. Первые лавины отмечаются уже в октябре, а последние в июне. Лавины в Западном Саяне чаще всего сходят с ноября, а в Восточном Саяне - с января по апрель. В Саянах осенне-раннезимний пик лавинной опасности выражен слабо, поскольку количество снегопадов невелико. Главный пик лавинной активность в Саянах приходится на период весеннего увеличения осадков и температуры воздуха (март - май), когда сходят лавины всех возможных типов - от перекристаллизационных до
обусловленных снеготаянием. В январе - феврале число лавин минимально; почти все они связаны с выпадением небольших осадков на снежный покров, подготовленный к сходу перекристаллизацией.
В целом среди факторов лавинообразования явно преобладают снегопады. Критическая интенсивность осадков в Саянах 10 мм/сут, а при наличии в снежной толще горизонтов, ослабленных перекристаллизацией - 5 мм/сут.
Интенсивные снегопады выделяются в качестве основного фактора в хребтах, перехватывающих влагу западного переноса - на наветренных склонах Западного и Восточного Саян. Число дней с осадками 10 мм/сут, определяющее число дней с лавинами свежевыпавшего снега, изменяется по территории в широких пределах. Всю территорию Саян интенсивные снегопады охватывают крайне редко, чаще они проходят либо в западной, либо в восточной их части.
Метелевое снегонакопление и развитие метелевых лавин ограничено участками хребтов выше границы леса.
Процессы сублимационной перекристаллизации широко развиты во внутренних районах, в горном обрамлении Тоджинской, Тувинской котловин и др. Здесь они приводят к возникновению лавин из сложностратифицированного снега чаще, чем в других районах.
Многократный в течение года сход лавин наблюдается в осевой части Западного и Восточного Саян, хр. Академика Обручева и Сангилен, где на протяжении зимы часто происходят обильные снегопады. Ежегодно сходят лавины в большинстве средне- и низкогорных районов Западного и Восточного Саян. Тувинская котловина и предгорные зоны Восточного Саяна относятся к районам с неежегодной повторяемостью лавин. Сход лавин, как правило, происходит здесь только в многоснежные зимы.
Наиболее мощные лавины наблюдались в бассейне р. Казыр – до 100 000 м.куб. Лотковые лавины и осовы возникают здесь на крутых, лишенных растительности склонах южной и восточной экспозиции с перепадом высот в 250 м.
В альпийском и субальпийском ландшафтных поясах в многоснежные зимы возможны лавины объемом 150 – 500 000 м.куб.
Средние для региона объемы лавин характерны для среднегорной части Западного Саяна, осевой зоны хр. Танну-Ола и нагорья Сангилен.
На большую часть территории приходятся малые значения суммарных объемов лавин: это низкогорное обрамление Восточного Саяна и Тувинской котловины.
- Б о ж и н с к и й А.Н., Л о с е в К.С. Основы лавиноведения. – Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 280 с.
- Г в о з д е ц к и й Н. А., Г о л у б ч и к о в Ю. Н. Горы. – М.: Мысль, 1987. 400 с.
- География лавин. - М.: Изд-во МГУ, 1992, 334 с.
- Д о л г у ш и н Л. Д., О с и п о в а Г.Б. Ледники. – М.: Мысль, 1989. 448 с.
- Кадастр лавин СССР.– Л. Гидрометеоиздат. Т. 15, 16. 1986, 1988, 1991.
- Т р о ш к и н а Е. С. Лавинный режим горных территорий СССР. М.: Изд-во ВИНИТИ, 1992. -196 с.
- Лавиноопасные районы Советского Союза. М., 1970. 199 с.