close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

1058.Вестник Томского государственного университета №1 2001

код для вставкиСкачать
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
№ 274
Сентябрь
СОДЕРЖАНИЕ
Окишев П.А.,
Реконструкция "флювиальных катастроф" в горах Южной
Бородавко
Сибири и их параметры
П.С.
Внешний массообмен ледников Актру: методика
Нарожный
наблюдений, тенденции изменения и климатическая
Ю.К.
обусловленность
Поздняков
О генезисе "гигантской ряби" в Курайской котловине
А.В.,
Горного Алтая
Хон А.В.
Никитин С.А.,
Веснин А.В., Распределение объемов льда в западной части Катунского
Осипов А.В., хребта по данным радиолокационного зондирования
Игловская А.В.
Зоны льдообразования и особенности строения снежноНарожный
фирновых отложений в горах
Ю.К.
Микроклимат Чуйско-Курайской лимносистемы в позднем
Бородавко
неоплейстоцене
П.С.
Диагностическая модель движения воздушных масс для
Галахов В.П.
определения снегозапасов в горах
Воробьев В.Н.,
Нарожный
Ю.К.,
Тимошок Е.Е.,
Росновский
И.Н.,
Давыдов В.В., Эколого-биологические исследования в верховьях р. Актру в
Бочаров А.Ю., Горном Алтае
Пац Е.Н.,
Хуторный
А.Н.,
Бокша С.В.,
Кособуцкая
Е.Н.
Севастьянов
Характеристика поля годовых сумм осадков в Горном Алтае
В.В.,
Шантыкова по гляциоклиматическим показателям
Л.Н.
Паромов В.В.,
Процессы микроциркуляции и изменение речного стока в
Савельева
бассейнах Верхней и Средней Оби
Н.И.,
Василевская
3
13
24
34
40
51
54
58
63
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Л.Н.
Растительность горнолндникового бассейна Акттру (Северо78
Чуйский хребет)
Ревушкин А.С, Центтрально-Азиатские элементы в растительном покрове
82
Южно-восточного Алтая
Рудая Н.А.
Современны е подходы управления водными ресурсами на
85
Земцов В.А.
Западе и в России
Паромов В.В.,
Шантыкова К вопросу оценки водных ресурсов малоизученных рек
95
Алтае-Саянской горной экосистемы
Л.Н.,
Петров А.И.
99
мезенцев А.В. О методике расчета водного баланса горных водосборов
Дубровская
Особенности гидрологического режима малых рек ОбьЛ.И.,
101
Томского междуречья
Ермашова
Н.А.
Пространственно-временная изменчивость залегания
Евсеева Н.С.,
снежного покрова в ландшафтах Южной тайги (Томская
104
Петров А.И.
область)
Крутовский
Природные факторы развития береговой эрозии на
108
А.О.,
рекахТомской области
Льготин В.А.
Вершинин
Результаты исследования расходов влекомых наносов для
Д.А.,
114
Копысов С.Г., рек с гравиным руслом
Лещенко П.Н.
Комплексный показатель воздействия весенних половодий
Болотнов В.П. на биологические ресурсы речных пойм (на примере поймы 118
Средней Оби)
Общая схема расчета деформаций русла и изменение
Петров М.В.,
уровневого режима реки на участке влияния карьера при
123
Космаков И.В.
изъятии русловых отложений
Заделенов
Использование водных биологических ресурсов на
В.А.,
нарушаемых территориях Красноярского края: проблемы и 130
Космаков
способы решения
И.В.,
Космаков В.И.
Заделенов
В.А.,
Основные виды техногенного воздействия на водные
133
Трофимова
биоресурсы при освоении минерально-сырьевой базы
М.А.,
Космаков В.И.
Космаков
И.В.,
Гидрологический режим и водный баланс озера Белое
136
Космакова
В.Ф.
Оценка ветренно-энергетичекого потенциала Томской
141
Журавлев Г.Г.
области
Тимошок Е.Е.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Горбатенко
В.П.
Синоптические условия образования и развития гроз над
территорией Западной Сибири и Казахстана
КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ
__________________
148
155
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
РЕКОНСТРУКЦИИ «ФЛЮВИАЛЬНЫХ КАТАСТРОФ» В ГОРАХ
ЮЖНОЙ СИБИРИ И ИХ ПАРАМЕТРЫ
П.А. Окишев, П.С. Бородавко
В статье рассматриваются геолого-геоморфологические признаки акватории Чуйско-Курайсюй палеолимносистемы, механизм и режим её опорожнения, сделана оценка вероятных объемов эпизодических сбросов воды через ледниковую плотину и
среднесуточных расходов р. Чуй в период снижения уровня лимносистемы
Ледниковые эпохи Земли сопровождались регрессией уровня Мирового океана, так как огромные маесы атмосферной влаги концентрировались в ледниках и практически исключались из годового влагооборота. Как отмечается многими исследователями,
ледниковья характеризовались не только понижением летних температур, но и сокращением количества
выпадавших атмосферных осадков, что объясняется
уменьшением испарения с более холодной поверхности океанов. В связи с расширением площадей оледенения в высоких широтах и образованием ледниковых барьеров на пути высокоширотных влагонесущих воздушных масс последние смещались в более
низкие широты. Поэтому в горах Южной Сибири, вероятно, не уменьшались годовые суммы атмосферных
осадков, хотя происходило существенное изменение
соотношения доли жидких и твердых осадков в пользу
последних. Совместно с более холодным температурным фоном абляционного периода твердые атмосферные осадки обеспечивали увеличение размеров горного оледенения. По мере расширения площади оледенения Алтая все больше сокращалась не занятая
ледниками поверхность бассейнов водосбора рек, сокращалась длина гидрографической сети [10]. Менялось соотношение составляющих питания рек, а еледовательно перестраивался и режим речного стока.
Сокращение гидросети происходило в результате отторжения ледниками вершинных частей речных бассейнов. Поэтому именно функция последних в формировании речного стока менялась наиболее существенно как в процессе эволюции оледенения, так и
по сравнению с межледниковым периодом. Анализ
материалов геолого-геоморфологических исследований в Чуйской и Курайской котловинах, а именно:
пределов распространения ледниковых отложений
1-го и 2-го позднеплейстоценовых мегастадиалов, соотношения ледниковых и озерно-ледниковых отложений, особенностей распространения озерных волноприбойных террас, речных террас в долине Чуй на участке между котловинами и ниже Курайской котловины, местоположения грядового рельефа («ряби течения»), а также имеющихся датировок абсолютного
возраста рыхлых отложений позволяют в основных
чертах реконструировать процесс заполнения водой
этих межгорных котловин.
Как видно из рис. 1 и 2, пределы максимального продвижения наиболее крупных ледников в Чуйскую котловину маркированы обширными моренными покровами с четко выраженным крутым дистальным склоном. Ледники Тархаттинский и Ирбисту
оканчивались на отметках около 2100 м, Чаганузунский ледник восточным крылом опускался до высоты
Рис. 1. Конечно-моренный комплекс ледников: А - Тархатгинского, Б - Чаган-Узунского в максимум позднеплейстоценового
оледенения. Фрагменты снимков SPOT (1996 г.)
3
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 2. Обнажение озерно-ледниковых алепропелитовых осадков в конце эпигенетического
участка долины р. Чаган-Узун
около 1900 м. Фронт морен Тархатгы и Ирбисту имеет не очень выразительные признаки былого воздействия на них пра-Чуйского озера (не более двух узких
волноприбойных террас в нижней части склона). Зато
на морене Чаган-узунского ледника волноприбойные
террасы представлены не только на отложениях позднеплейстоценового максимума оледенения, но и на
первой постмаксимальной морене. В Курайской котловине серией волноприбойных террас моделирован
дистальный склон морены позднеилейстоценового
максимума ледника Тетё у подножья Северо-Чуйского хребта и морены в устьях долин Таджилу и Артолук на склоне Курайского хребта.
Отмеченный факт относительно хорошей сохранности следов волновой деятельности былых водоемов до
настоящего времени свидетельствует о том, что во время выработки этих террас материал конечной морены
был уже не только отложен, но и достаточно уплотнен.
Это означает, что в период формирования конечных
морен максимума позднеплейстоценового оледенения
озер в котловинах не было или, по крайней мере, если
таковые уже возникли, их уровень не достигал отметок
окончания упомянутых ледников (в Чуйской котловине
- 1900 м, в Курайской - 1650 м). Об этом свидетельствует и другой важный факт: в ущелье Чаган-Узуна за
пределами фронта позднеплейстоценовых морен ленточные отложения, представленные двумя пачками, подстилаются флювиогляциатьными галечниками, которые
могли формироваться только в условиях свободного
стока талых вод в начальный период деградации оледенения. Этот контакт ленточных и флювиогляциальных
отложений представлен на отметках ниже 1800 м, что
также подтверждает сценарий существенного запазды-
4
вания формирования озера в сравнении с ледниковым
максимумом.
Почему же наполнение котловин водой отставало, запаздывало по сравнению с наступанием ледников и сток длительное время не блокировался ледниками, спускавшимися в долину Чуй? Как нам представляется, было две причины этого запаздывания, а
именно:
1. Ледники, выдвинувшиеся в долину Чуй ниже котловин, в трансгрессивной фазе характеризовались интенсивным блоковым дроблением льда, трехциноватостью, что обеспечивало нахождение талыми водами достаточных каналов стока. В этом отношении некоторым
примером может служить опускание в долину Чуй Маашейского и Куэхганарского ледников в максимум 2-го
позднеплейстоценового мегастадиала [9,10].
2. В связи с прогрессивно возраставшими затратами атмосферных осадков на питание трансгрессировавшего оледенения общий объем стока в котловины
неуклонно сокращался и своего минимума достиг накануне предельного развития позднеплейстоценового оледенения. И это было главной причиной в запаздывании максимального уровня заполнения ледниково-подпрудного Чуйско-Курайского водоема по сравнению с максимумом наступания ледников.
Второй тезис требует, однако, дополнительных пояснений, потому что в некоторых публикациях по реконструкции ледникового стока и динамики ЧуйскоКурайского ледкиюво-подпрудного водоема [1,13] сделаны прямо противоположные данному тезису выводы.
Так, например, в статье [13] утверждается, что «в ледниковый максимум вюрма объем талого стока с ледников был почти в 30 раз больше современного» (с. 238) и
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
«межгорные котловины, имеющие по одному узкому и
глубокому каналу стока, в ответ на ледниковое подпруживание немедленно отвечали концентрацией талых
вод» (с. 239). Эти выводы предварены оценкой абляции
на границе питания в максимум оледенения и расчетом
объема ледникового стока по формуле W=SA - F.+J.0,55,
где S - площадь всего ледника в м2, F>Jtf - внутреннее
питание ледника.
Внешне все вроде бы корректно, но так ли на самом деле?* Прежде всего следует заметить, что при
реконструкции былого пространственного положения
границы питания надо учитывать мощность ледников,
особенно при пологих уклонах их поверхности, как
это было при выходе ледников из горных долин в котловины. Некритичное, механическое использование
теоретических разработок для иных условий, недоучет
очевидных природных фактов привели к тому, что годовой объем стока по [13] получился почти в 7 раз
больше современного общего годового речного стока! И, к сожалению, эту цифру (8,8 куб. км) один из
авторов статьи принимает как реальную в дальнейшем при реконструкциях времени (периода) заполнения котловин талыми водами и динамики водоема.
Как видно из формулы, авторами статьи принято допущение, что граница питания делит ледник на две
равные части. В таком случае это означает, что ледник характеризуется нулевым балансом массы, независимо от величины F.+f. По А.Н. Кренке [6], даже в
настоящее время на величину внутреннего питания деградирующего оледенения Алтая затрачивается до 14%
годовых сумм осадков. Но ведь та площадь оледенения,
для которой произведен расчет ледникового стока
(в 35 раз больше современной суммарной площади всех
ледников бассейна Верх. Чуй), не возникла внезапно,
на ее формирование прогрессивно затрачивалась какаято часть атмосферных осадков, исключавшихся из годового влагооборота, что и оговорено А.Н. Кренке [6],
предложившего формулу расчета абляции.
По мере снижения границы питания трансгрессировавшего оледенения перестраивалась структура зон
льдообразования и их высотные границы, все большие площади оледенения сокращали ледниковый сток,
а в зонах снежного и инфильтрационно-рекристализационного льдообразования он (сток) прекращался
полностью [5]. Известно также [4], что вторая половина ледниковых эпох характеризуется крайне сухими и холодными климатическими условиями.
По исследованиям Ю.К. Нарожного [7], в настоящее время на ледниках Центр. Алтая талый сток полностью прекращается с поверхностей, располагающихся на 250-300 м выше границы питания. Если
примем такой же высотный интервал для позднеплей* Примечание авторов статьи о том, что доля ледникового стока
ими принята за 80 % от общего объема годового стока не аргументирует полученную ими цифру, а усугубляет абсурдность сделанной оценки. Общий годовой сток составлял, следовательно,
11 куб. км, т.е. слой стока достигал более 1000 мм по всей площади бассейна Верхней Чуй.
2001
стоценового оледенения, то окажется, что ледниковые
площади выше 2450-2500 м над уровнем моря не давали талого стока, а это составляет более половины
общей площади былого оледенения рассматриваемой
части бассейна р. Чуй.
Вернемся, однако, к процессу заполнения котловин водой. Как отмечено выше, в максимум оледенения уровень озера не поднимался в Чуйской котловине до 1900 м, а возможно и до 1800 м. На первой постмаксимальной конечной морене Чаган-Узунского
ледника морфологическая выраженность волноприбойных террас значительно хуже, чем на морене максимума. Косвенно это указывает на то, что терраски
вырабатывались в отложениях недавно сформированной морены.
О запаздывании наполнения котловины водой свидетельствует, наконец, такой важный факт, как песчанистый состав и текстуры ряби течения в основании
нижней толщи озерно-ледниковых отложений в цунговом бассейне Чаган-Узунского ледника (рис. 3).
Таким образом, начало быстрого поднятия уровня
Чуйского пра-озера совершенно определенно можно
коррелировать с заключительным этапом регрессивной фазы первой постмаксимальной стадии 1-го мегастадиала, датируемой [10], около 32 тыс. лет т.н.
(МГУ-ТЛ-1).
Быстрое уменьшение толщины годичных лент вверх
по разрезу в первой (нижней) толще озерно-ледниковых отложений свидетельствует о быстром увеличении
глубины пра-Чуйского озера. По ориентировочным полевым подсчетам количества годичных лент эта толща
накапливалась в течение не менее 2-х тыс. лет и ее формирование завершилось после 30 тыс. лет т.н. Отсутствие следов перерывов в осадконакоплении указывает на непрерывность существования озера в течение всего периода накопления годичных лент. Однако
чередование многочисленных тонких лент с пачками
небольшого количества лент существенно большей
толщины указывает, по-видимому, на колебания глубины озера.
По достижении уровня, близкого к высоте ледниковой плотины (около 1900 м) в долине Чуй на участке между Чуйской и Курайской котловинами, по-видимому; произошло всплывание восточного края плотины, контактировавшего с Чуйским озером. На нижележащем участке долины прорвавшиеся воды хлынули по поверхности заполнявших ее ледников, смыли поверхностную и денудировали до наклонной равнины конечную морену в восточной части Курайской
котловины [12, рис. 7]. Этим потоком были размыты
в Курайской котловине конечные морены ледников
подножья Курайского хребта и широко распластанного
ледника Акгру. Такое предположение основывается на
отсутствии следов глубинной эрозии и сохранности
донной морены позднеплейстоценового ледника на
всем участке долины между котловинами.
Быстрое наполнение Курайской котловины водой,
сброшенной из Чуйской котловины, привело к всплы5
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ванию остальных ледников в долине Чуй между котловинами и относительно тонкой восточной краевой
части мощной ледниковой плотины, подпружинивавшей Курайскую котловину.
По разнице высотных отметок уровня ледниковой
плотины на выходе из Чуйской котловины (1900 м) и
уровня эрозионного вреза в озерно-ледниковые отложения первой (нижней) толщи (около 1800 м) в долине
Чаган-Узуна получаем слой воды, сброшенной из Чуйской котловины - около 100 м. При акватории озера в
1000 кв. км в этом интервале высот (рис. 4) объем сброшенной воды достигает 100 куб. км.. Этого объема хватило для выравнивания зеркала озер в обеих котловинахна высоте около 1800 мнадур.моря. Поэтому дальнейший врез Чаган-Узуна в отложения первой озерноледниковой толщи прекратился, постепенно восстановился ингрессионный залив в цунговом бассейне Чаган-Узунского ледника и началось формирование второй толщи ленточных отложений.
Рис. 3. Текстура ряби течения в псаммитовых лентах основания нижней толщи озерцо-ледниковых осадков долины
Чаган-Узуна
Как и в первой толще нижние ленты здесь сложены разнозернистыми песками с текстурами ряби течения (рис. 3). Выше пески сменяются алевропелитовыми осадками с нормальной параллельной слоистостью. В целом толщина годичных лент здесь меньше,
чем в первой. Выборочные полевые подсчеты количества лент позволяют оценить продолжительность
накопления второй толщи в 2-2,5 тыс. лет. Обоснование выделения годичных лент и анализ их микротекстуры рассмотрены нами в 1978 г. [9].
Таким образом, процесс заполнения талыми водами Чуйской и Курайской котловин до образования единого зеркала существенно отличался. По мере поднятия зеркала озера в Курайской котловине ледники, занимавшие долину Чуй между котловинами, всплыли
и в дальнейшем не преграждали сток из Чуйской котловины. После выравнивания зеркала воды в котловинах возник единый Чуйско-Курайский ледниковоподпрудный водоем и последующее повышение его
уровня до максимальной отметки было общим по всей
акватории. Исходя из указанной выше TJl-датировки
отложений первой толщи и количества лент в ней,
максимального уровня (2100 м) Чуйско-Курайское
озеро достигло несколько позже 30 тыс. лет назад.
Образование единого Чуйско-Курайского озера и весь
период его наполнения однозначно указывают на превышение прихода воды в котловины над ее истечением отсюда. О верхнем пределе былого уровня озера
аргументировано можно судить по высотной отметке
верхней волноприбойной террасы (2100 м над ур.
моря) на бортах Чуйской и Курайской котловин
(рис. 5). Встречающиеся в некоторых публикациях
[1,14] реконструкции спиллвеев на более высоких отметках (до 2500-2600 м) не могут приниматься всерьез, так как не имеют никакого фактического обоснования, являются всего лишь предположением в теоретических схемах их авторов.
Предел повышения зеркала озера контролировался ледниковой плотиной в долине Чуй ниже Курайс2100
200
400
Объем (\/),куб.км
600
500
1000
1500
2000
Плоидедь (S),KB.KM
РИС. 4. Кривые зависимостей площади (S) и объема (V) Чуйско-Курайской лимносистемы
от высоты уреза воды
6
2500
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Шкала глубин, м
:..::!
ю о
1
1 300
kd
500
700
«V
ШШ
Л ?
в
0
7
/
/ "
\
/ 3
Ч
\
/
сщт
^\
км
V
... f"t
шт^щш^шмш
Рис. 5. Батиметрическая карта Чуйско-Курайской лимносистемы в максимум наполнения.
Цифрами указаны впадающие реки; 1 - Курайка; 2 - Кокоря; 3 - Бугузун; 4 - Бар-Бургазы;
5 - Юстыд; 6 - Чаган-Бургазы; 7 - Ирбисту; 8 - Талдура и Чаган
кой котловины. С высотной отметкой верхней волноприбойной террасы непроизвольно ассоциируется и
высота ледниковой плотины. Действительно, ниже
этой отметки верхний уровень плотины в максимум
ее развития быть не мог, иначе озеро не поднялось бы
до указанной высоты. Данное утверждение, однако,
вовсе не означает, что дальнейшее наполнение озера
и повышение его уровня прекратилось вследствие
появления возможности перелива воды через поверхность плотины, хотя такое объяснение стабилизации
параметров озера как бы напрашивается само собой
и представляется наиболее простым и логичным.
К сожалению, в данном случае далеко не все так просто, как первоначально кажется. А в то же время выяснение конкретных причин прекращения повышения
зеркала озерных вод весьма важно как для реконструкции постмаксимальной динамики Чуйско-Курайского водоема, так и для оценки вероятных расходов
Чуй ниже плотины в период опорожнения этого водоема. Поэтому данному вопросу следует уделить должное внимание.
рым осушениям озерной ванны»... (подчеркнуто нами).
Далее он поясняет, что «Такие прорывы, или йокульлаупы, обычно происходят после того, как уровни
подпрудных озер достигают некоторой критической
высоты, при которой в ледяных плотинах начинаются подвижки. В результате этого озерная вода получает доступ во внутриледниковые и подледниковые
полости, через которые она сначала просачивается,
а затем, по мере их расширения и превращения в туннели, сбрасывается с большой скоростью» (там же,
с. 166).
С таким представлением о механизме и особенностях режима сброса подпрудных вод можно согласиться, если исключить допущение о быстрых и, следовательно, многократных осушениях озерной ванны. Для
такого допущения М.Г. Гросвальд не приводит никаких убедительных аргументов по Дархатскому озеру,
нет их и для Чуйско-Курайского озера. Напротив, ряд
признаков свидетельствует лишь о частичном периодическом сбросе озерных вод. Всплывание плотины
исключается, прежде всего, по наличию лестницы
Известно несколько возможных механизмов спус- многочисленных волноприбойных уровней, спускаюка подпрудных вод через ледниковые плотины: щихся до самого дна Курайской котловины! Невоз1) всплывание плотины; 2) сток по маргинальным и можно себе представить, чтобы столь же многочиссубмаргинальным каналам; 3) перелив воды через ленные всплывания плотины завершались ее опускаплотину и 4) возникновение подледниковых и внут- нием точно на то же место, чтобы основание плотины
риледниковых каналов стока.
сохранило тот же микрорельеф, а дно долины в преКак считает М. Г. Гросвальд [3 ], анализируя режим делах канала стока воды не подверглось эрозионным
опорожнения Дархатского озера, «главной особенно- процессам.
стью режима... озер ледниково-подпрудного типа
Нет следов катастрофических потоков и ниже быбыли периодические прорывы воды через ледниковую лой плотины в долине Чуй. Наконец, надо учитывать,
плотину, которые должны были приводить к быст- что и в строении толщ озерно-ледниковых отложений
7
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
не обнаружено перерывов в осаднонакоплении, которые были бы неизбежны при полных спусках озера.
Сток по маргинальным и субмаргинальным каналам
характерен для краевых участков ледниковых лопастей
или ледниковых языков вдоль линии контакта льда с
бортами вмещающей его долины. В рассматриваемом
случае основная часть тела плотины была сформирована ледниками, спускавшимися в долину навстречу друг
другу с противоположных хребтов. Поэтому в пределах центральной части плотины поверхность льда повышалась к бортам долины, а следовательно, не было
необходимого условия для возникновения маргинального или субмаргинального стока.
Перелив подпруженных вод через понижения на
поверхности плотины в принципе возможен и некоторые исследователи, например ГН. Голубев [2], считают этот механизм основным в процессе опорожнения ледниково-подпрудных озер. Однако для этого
ледник должен быть загружен моренным материалом
настолько, чтобы удельный вес единицы объема ледника был не меньше такого же объема воды и лед не
всплыл бы при достижении некоторого критического
уровня озера. В нашем случае такой заморененности
плотины не могло быть, так как по выходе из коротких горных долин на слабо расчлененные предгорные
ступени ледники широко распластывались, материал
поверхностной и внутренней морены рассредоточивался по большой площади. Это косвенно подтверждается многочисленными примерами айсбергового
разноса моренного материала по акватории былых
Чуйского и Курайского озер.
Наиболее вероятно, частичный сброс воды Чуйско-Курайского озера происходил через подледниковые и внутриледниковые каналы. Такой механизм аргументируется рядом признаков. Как уже отмечалось
выше, на дне Курайской котловины в ее юго-восточной части прекрасно сформирован конечно-моренный
комплекс позднеплейстоценового максимума ледника Тете. На дистальном склоне этого моренного комплекса вполне определенно выделяются озерные линии (волноприбойные террасы) (рис. 6). Хорошая геоморфологическая выраженность конечной морены
однозначно указывает на то, что ледник Тете достиг
своих максимальных размеров и сформировал море-
Рис. 6. Озерные террасы на дистальном склоне конечно-моренното комплекса ледника Тете времени позднеплейстоценового максимума
8
ну в субаэральных условиях. Если в котловине и было
ограниченное по площади озеро, его уровень не поднимался выше отметки конца ледника (1600 м).
Закономерен вопрос: куда же девались талые воды
начавшейся деградации ледников горного обрамления этой котловины и воды частичного стока из Чуйской котловины? Поскольку другие механизмы стока оказались неприемлемыми, остается один ответ:
существовали подледниковые туннели и внутриледниковые каналы!
Что касается существования внутриледниковых
каналов, то это не утверждение, а лишь предположение, хотя и небезосновательное. Реальность же подледного стока подтверждается глубоким (до 50 м) эрозионным врезом в коренные породы на участке современной долины Чуй в пределах массива Белькенёк от устья р. Маашей до Чибитского расширения
долины. Нигде в других местах на всем протяжении
долины от Чуйской котловины до устья река не прорезала всю толщу рыхлых отложений, вскрывая различные их литологические комплексы.
В районе массива Белькенёк ледниковая плотина
имела наибольшую мощность. По находкам эрратических обломков горных пород, поверхность плотины поднималась здесь до отметки 2200 м и имела мощность не менее 800 м. Питавшие эту часть плотины
ледники, спускавшиеся с Северо-Чуйского (Маашейский) и Курайского (Чибитский) хребтов, не имели
возможности широко распластываться в долине Чуй
из-за занятости прилегающих участков долины другими ледниками (Таджилу, Артолук, Сардыма, Бельгибаш - с Курайского хребта, Актру, Корумду, Куркуре к, Ештыкколь - с Северо-Чуйского хребта), были
ими подпружены, и потому приток льда с хребтов реализовался здесь в увеличение мощности плотины.
Краевые части плотины, особенно восточная, образованная слиянием ледников противоположных
хребтов (Таджилу, Артолук, Актру, Корумду), широко распластывалась на приподнятом дне западной
половины Курайской котловины. По мере наполнения
котловины водой, сброшенной из Чуйской котловины, сравнительно маломощные приконцевые части
этих ледников всплыли и тем самым упростили возможность формирования подледникового туннеля под
центральной частью плотины (в районе массива Белькенёк). Ограниченность пропускной способности туннеля обусловливала постепенное наполнение котловин до отметки около 2100 м. На этом уровне толща
воды на контакте с плотиной превысила 600 м и стала причиной такого гидростатического давления, которого оказалось достаточно для некоторых деформаций в ледяной преграде и увеличения стока. В результате этого дальнейшее поднятие уровня озера прекратилось, притоки отток воды в котловинах на какое-то
время сбалансировался. Периодически такой баланс
нарушался кратковременным превышением расходной
части и уровень озера снижался. Лестница волноприбойных террас свидетельствует о том, что последую-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Рис. 7. Деиудироваиная поверхность конечной морены в восточной части Курайской котловины
щего восстановления былого уровня озера не происходило и временный баланс притока и оттока воды
устанавливался на более низких отметках зеркала озера, пока в плотине не возникали условия для очередного увеличения стока.
Анализ строения толщи озерно-ледниковых отложений позволяет сделать вывод о том, что в основном
снижение уровня озера происходило при нарастающих объемах годовых расходов в каналах стока, а установление зеркала воды на более низком уровне происходило после некоторого периода последовательно
сокращавшихся годовых расходов (рис. 10). Только
таким механизмом спуска Чуйско-Курайского ледниково-подпрудного озера объясняется лестница многочисленных террас, прослеживающихся до самых нижних отметок дна былого водоема, непрерывность аккумуляции ленточных отложений и отсутствие следов
катастрофических суперпотоков в долине Чуй ниже
ледниковой плотины.
В связи с отсутствием признаков разрушения былой ледниковой плотины и, соответственно, отсутствием реальных признаков катастрофических спусков
озерных вод весьма важной представляется хотя бы
приближенная оценка объемов периодически сбрасывавшейся воды, а также вероятных средних и максимальных расходов реки ниже плотины. Критерием для
количественной оценки таких кратковременных спусков части озерных вод является высота уступа волноприбойных террас и площадь акватории для каждого диапазона высотных отметок зеркала воды,
Этих параметров было бы вполне достаточно при
условии, что уровень озера каждый раз снижался только на величину уступа террасы. Однако такой расчет
нам представляется не вполне корректным, так как нет
убедительных аргументов о сбросе слоя воды только
до площадки нижележащей террасы.
Напротив, строение пачек годичных лент изменчивой толщины (рис. 9), маркирующих периоды наибольшей динамики уровня озера, указывают на то,
что сбрасывавшийся слой воды превосходил высоту
соответствующего этому периоду уступа террасы и
зеркало озера устанавливалось на уровне площадки
нижележащей террасы только после нескольких лет
его последующего повышения [12]. Поскольку этот
уровень не достигал высоты его предыдущего положения всего на несколько метров, слой сброшенной
воды превосходил соответствующий ему уступ террасы, по-видимому, не более чем в полтора раза. Вот
эту полуторную величину уступа террасы мы счита-
0
10
20
30
40
50
60
Мощность лент, мм
Рис. 8. Позднеплейстоценовая конечная морена в старой
долине Чуй в районе пос. Чибит
Рис. 9. Диаграмма изменения мощности и строения годичных лент озерно-ледниковых отложений в эпигенетической
долине р. Чаган-Узун
9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Теперь возникает вопрос о продолжительности
этих эпизодов снижения уровня пра-озера. В пачках
озерно-ледниковых отложений, отражающих динамигодичных лент
ческие изменения уровня озера, количество лент, соответствующее снижению уровня водоема, неодинаа>
s
ково и составляет от 4 до 7, но всегда меньше количеX
а>
ства лент, соответствующих последующему повыше3"
нию зеркала воды. Это указывает, во-первых, на то,
я
что годовые объемы сброса воды были несколько больше, чем объемы последующего наполнения, и, во-вторых, что через несколько лет (6-10) достигался баланс между поступающим в озеро и истекающим из
него объемом воды.
Без учета объемов стока в период устойчивого
уровня воды повышенные расходы, таким образом,
составляли от 3 до 5,5 куб. км в год, т.е. в 2,5-4 раза
больше современного годового стока Чуй на створе
.3
•• X
Белый бом. В дальнейшем, при снижении уровня озе•у
ра в диапазоне высот от 2000 до 1720 м годовые расходы превышали современные в 4-5 раз.
Как распределялся сток в течение года за эти периоды повышенного сброса воды - аргументировано
реконструировать гидрограф пока не удалось, но в
Рис. 10. Интерпретация изменения толщины годичных лент
принципе возможно при дальнейших более детальных
в колебаниях уровней и расходов воды лимносистемы,
исследованиях озерно-ледниковых отложений. На ка1- динамика уровня лимносистемы; 2 - динамика расходов вода
чественном уровне представляется вполне логичным
ем наиболее приемлемой для оценки объемов перио- предположение, что в эти годы, как впрочем и в цедически сбрасывавшейся воды. При оценке объемов лом в период существования ледниково-подпрудной
сбрасывавшейся воды учитывалось, что в диапазоне лимносистемы, гидрограф стока пра-Чуи не имел резвысот от 2100 м (верхний уровень) до 1725 м это был ко выраженного кратковременного пика, потому что
единый Чуйско-Курайский бассейн, ниже - акватория возникший в ледяной плотине канал стока мог сравтолько пра-Курайского озера (рис. 5), в Чуйской кот- нительно длительное время сохраняться за счет терловине, дно которой в основном лежит выше 1720 м, моабразии озерных воддажев зимнее время. Если это
озеро уже исчезло. На южном склоне Курайского хреб- соответствовало действительности, то без большой
та в районе бугров Бигдон в диапазоне высотных от- погрешности можно принять среднесуточные расхометок 2100-2000 м над уровнем моря наиболее отчет- ды как частное от деления годового объема стока на
ливо выделяется 16 террас, а между ними имеются и
Таблица 1
менее выраженные террасы. Здесь же на склоне холАльтиметрия площадок абразионно-аккумулятивных
ма, несколько южнее, в диапазоне высот от 1980 до
террас междуречья Чичкетерек — Балахан
1802 м выделяется еще 34 террасы (табл. 1). Восточ№
№
. Абс.
Абс.
нее бугров Бигдон в междуречье Чичкетерека и безытеррасы
высотам
террасы
высота, м
мянного ручья в диапазоне высот от 2100 до 1860 м
1
1802
18
1910
нами насчитано 22 террасы. Террасы имеются и в дру2
18457
19
1915'
3
1856
20
1919
гих местах былой акватории Чуйской котловины, но
4
1860
21
1921
они менее выразительны или представлены только в
5
1866
22
1925
небольшом вертикальном диапазоне.
6
!«70"
23
192:8
7
1875
24
1932
При уровне стояния Чуйско-Курайского озера на
8
1880
25
1936
отметке 2100 м его акватория составляла 2650 кв. км,
9
: -1881
26
1940
на уровне 2000 м-2100 кв. км. По ходу кривой изме10
1884
27
1942
нений площади пра-озера в этом высотном диапазоне
11
1889
28
1947'
12
1891
29
1950
можно принять среднюю для этого интервала площадь
13
30
1894'
195.3
в 2325 кв. км и ее использовать для расчета объема
14
1897
31
195:7
сбрасывавшейся воды за каждый из 16 основных эпи15
1900
32
1962
16
зодов. Для этого, как уже было отмечено, мы должны
1901 ;
33
1975'
17
1906"
34
1980
увеличить высотный диапазон в 1,5 раза. Тогда получаем, что за каждый эпизод сбрасывался слой воды в
* Измерения производились приемником GARMIN GPS 45
9,4 м (100 х 1,5 : 16), а ее объем составлял около 19.08.1999 г. Точность до 0,5 м, данные в таблице округлены до
22 куб. км (2 325 кв. км х 9,4 м).
целых метров
Изменение
толщины
10
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
годовое количество суток. По полученным таким образом величинам среднесуточных расходов пра-Чую
можно сравнить с современной Катунью на створе у
с. Усть-Кокса в Уймонской котловине.
Сделанные оценки объемов периодического сброса подпрудных вод и осредненных расходов пра-Чуи
позволяют перейти к анализу их возможного геоморфологического эффекта в долинах Чуй и Катуни.
В долине Чуй на участке от выхода реки из Курайской котловины и до урочища Верх. Мены (протяженность - 16 км) плоское дно долины представляет собой
заболоченную пойму с многочисленными старичными
озерами. Река здесь до сих пор интенсивно меандрируег в низких берегах. Сложена пойма слоистой супесью.
Фрагменты сохранившихся надпойменных террас сложены разнозернистыми слоистыми песками, которые
прослеживаются до 100 м над дном долины по обоим
бортам в урочище Борогал. Вместе с тем, следует отметить наличие на пойме отдельных крупных эрратических глыб (рис. 12), что может быть связано с былым заложением этого участка долины ледником, транспортировавшим эти глыбы с прилегающих шр. Ледниковые отложения встречаются только выше га склонах
горного обрамления долины. Отдельные эрратические
валуны и галька отмечены на останцах обтекания в урочище Боротал и в двух километрах выше по течению
Чуй. Значительный участок, сложенный валунным галечником, имеется в ложбине по левобережью Чуй на
высоте 1560-1600 м (140-160 м над урезом реки) напротив урочища Борогал. По этим галечникам сформирована «рябь течения» с относительными превышениями гряд над разделяющими их ложбинами до 3 м. Повидимому, здесь раньше всего ослабла связь между ледниками противоположных хребтов и по этой ложбине
начался сток воды из котловины.
2001
Рис. 11. Параллельно-слоистые пески приледниковой дельты
в урочище В. Мёны
вод. Этот врез может быть отнесен к категории типичных «кули», но его морфометрические характеристики (ширина поверху до 50 м и максимальная глубина до 50 м) не позволяют реконструировать те расходы, которые допускаются сторонниками катастрофических суперпотоков. Можно предполагать эпизодическое возникновение в плотине и внутриледниковых каналов, но их параметры не реконструируемы.
Как уже отмечалось ранее [10,12], следы позднеплейстоценового ледника в долине Чуй прослеживаются до урочища Бока. Ниже по течению еще на протяжении 2-3 км в долине нет речных террас выше 1215 м. Существенно меняется строение придонной части долины Чуй от устья р. Айгулак. Здесь и далее вниз
по течению вплоть до устья Чуй вполне определенно
выделяется два разновысотных комплекса террас, на
что еще в 1914 г. обратил внимание В.А. Обручев [8].
В нижнем комплексе на различных участках представлено от 3 до 7 террас в 50-метровом высотном диапазоне. Террасы верхнего комплекса местами поднимаВ былой долине Чуй, как уже отмечалось ранее [12], ются до 250 м над нижними.
Общей особенностью высоких террас и двух-трех
на всем ее протяжении от пос. Верх. Мены до пос. Чибит сохранился моренный рельеф (рис. 8). Существен- верхних террас из нижнего комплекса является то, что
ное воздействие водной эрозии он претерпел только плановый рисунок их уступа существенно менее изниже устья долины Чибигки и поэтому вполне логично вилист по сравнению с таковым у нижних террас или
эрозионное расчленение морен связывать с этим при- у современного русла реки. Известно, что радиус критоком р. Чуй. Выше по долине нет следов водной эро- визны меандр или интенсивности меандрирования
зии, тем более следов катастрофических потоков. Бо- зависит от водности реки. Таким образом, этот геолее того, надо отметить, что южнее пос. Верх. Мены на морфологический признак так же свидетельствует о
дне старой долины Чуй пески, вложенные в леднико- былой большей полноводности пра-Чуи, но отнюдь
вые отложения, имеют падение не вниз, а вверх по до- не о катастрофических потоках, которые не оставили
лине (рис. 11), что указывает на сток талых ледниковых бы этих многочисленных террас.
вод именно в этом направлении.
Сток из Чуйско-Курайского водоема локализовался, по-видимому, в пределах современной долины Чуй.
Здесь донной эрозией прорезаны не только ледниковые отложения на всю их мощность, но и подстилающие морену коренные породы. Отсутствие аллювия и
речных террас свидетельствует о том, что этот глубинный врез в коренные породы сформировался еще
тогда, когда долина была заполнена льдом и, таким
образом, указывает местоположение и параметры
Рис. 12. Эрратические валуны на дне долины Чуй
основного, устойчивого канала сброса подпрудных
в пределах былой ледниковой плотины
11
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 01-05-65151).
Литература
1. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: Событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд. Том.
ун-та, 1993. 250 с.
2. Голубев Г.Н. Особенности прорывов ледниково-иодпрудных озер различных типов. М.; МГИ, 1974. Вып. 24. С. 155-163.
3. Гросвальд М.Г. Последнее оледенения Саяно-Тувинского нагорья: морфологтя, интенсивность питания, подпрудные озера // Взаимодействие оледенения с атмосферой и океаном. М.: Наука, 1987. С. 152-170.
4. Зубаков В.А, Борзенкова И.И. Палеоклиматы позднего кайнозоя. JL: Гидрометеоиздат, 1983. 212 с.
5. Котляков В.М. Мир снега и льда. М: Наука, 1994. 2X6 с.
6. Кренке АН. Массообмен в ледниковых системах на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.
7. Нарожный Ю.К. Особенности формирования жидкого стока с областей питания ледников Алтая И Гляциология Сибири. Вып. 4 (19).
Томск: Изд. Том. ун-та, 1993. С, 103-119.
8. Обручев В.А .Алтайские этюды, Т. 1. Заметки о следах древнего оледенения в Русском Алтае. Землеведение, 1914. кн. 4. С. 50-93.
9. Окишев П.А., Рудой А.Н., Герасимов Н.Г, Ленточные отложения Чаган-Узуна и их палеогляциологическое значение. Гляциология
Алтая, Томск, 1978. Вып. 14. С. 43-65.
10. Окишев П.А Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд. Том. ун-га, 1982. 209 с.
11. Окишев П.А. Некоторые нерешенные вопросы проблемы происхождения высоких алтайских террас // Вопросы географии Сибири.
Томск: Изд. Том. ун-та, 1997. Вып. 22. С. 9-17.
12. Окишев П.А Реконструкции "катастрофических суперпотоков" и геолого-геоморфологические реалии // Вопросы географии Сибири. Томск: Изд. Том. ун-та, 1999. Вып. 23. С. 75-86.
13. Рудой АН., Галахов В.П., Данилин А.Л. Реконструкция ледникового стока верхней Чуй и питание ледниково-подпрудных озер в
позднем плейстоцене П Изв. ВГО. Л.: Наука, 1989. Т. 121. Вып. 3. С. 236-244.
14. Рудой АН. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: автореф. дис... докт. геогр. наук. Томск, 1995. 35 с.
12
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
ВНЕШНИЙ МАССООБМЕН ЛЕДНИКОВ АКТРУ: МЕТОДИКА НАБЛЮДЕНИЙ,
ТЕНДЕНЦИИ ИЗМЕНЕНИЯ И КЛИМАТИЧЕСКАЯ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ
Ю.К. Нарожный
Томский государственный университет
Представлена методика наблюдений за составляющими баланса массы ледников Актру, выявлена степень их зависимости
от климатических факторов, реконструировано балансовое состояние ледников до 1940 г. и показана тенденция его изменения за 60 лет.
ной на поверхности массовой сети продольных и поперечных профилей и абляционных реек (рис. 1), которые ежегодно контролируются в конце сезона таяния (либо подбуриваются, либо устанавливаются новые). Как правило, к этому моменту времени процессы перераспределения снега на ледниках Актру уже
заканчиваются: повышенная влажность поверхности
снега и наличие ветровых и радиационных корочек
препятствуют возникновению метелевого переотложения; снос снега лавинами с окружающих склонов также в основном завершается. В случае несовпадения
даты максимума со снегомерными работами вводилась соответствующая поправка по данным временно
действующих метеопостов и осадкомерных пунктов,
а также визуальных наблюдений по сети реек.
Одновременно с производством снегомерных работ закладывалась серия шурфов, мощностью от 1 до
10 м, в которых изучались структурно-стратиграфические особенности снежно-фирновой толщи, фиксировались мощности годичных горизонтов с послойным измерением их плотности, температуры толщи и
другие параметры. Для этих целей использовались
также трещины и разломы. Весь комплекс работ повторялся в конце сезона таяния, который в среднем
приходится на первую декаду сентября. Таким образом, внутреннее питание измерялось методом послойного определения плотности в начале и конце периода таяния с учетом поправки на оседание. Затем эти
данные интерполировались на всю область питания по
известным значениям мощности и длительности льдообразования толщи, которые картировались по всей
Схема измерений составляющих баланса массы
площади областей питания в юнце каждого балансового года по результатам съемок снежного остатка с контМетодика производства гляциологических работ рольными отметками в трещинах и шурфах.
включала в себя несколько этапов.
В течение летнего сезона, с периодичностью в
Измерения начинались с проведения снегомерных 5 дней - на леднике Малый Актру и 10 дней - на Леработ в период максимума снегонакопления, который вом Актру и Водопадном, снимались величины таяотмечается в период устойчивого перехода среднесу- ния по сети абляционных реек. При этом картироваточных температур воздуха в сторону положительных лось положение снеговой границы и измерялась везначений на высоте языков ледников.
личина наложенного льда. Полученные результаты
В большинстве случаев этот перелом в Акгру про- наносились на крупномасштабные карты (1 : 10000,
исходит довольно резко и со значительным скачком в 1 : 5000) и строились поля режимных характеристик.
абсолютом значении температуры. Это обстоятельВеличина летней аккумуляции определялась слество очень важно при определении даты максимума дующим образом. В момент проведения снегомерных
снегонакопления по всей площади ледников, верти- работ одновременно производили запуск наблюдений
кальная протяженность которых составляет от 500 до на временно действующих (в летний период) метео1500 м. В этот период снегомерными работами охва- постах- Водопадный (3050 м), Учитель (2950 м), язык
тывается основная площадь ледников по фиксирован- (2400 м) и фирновая зона (3250 м) Малого Акгру, где
Ледники Акгру достаточно хорошо известны гляциологической общественности. Интерес к ним обусловлен прежде всего географическим положением практически центр Евраазиатского континента - и, вовторых, наличием длительного ряда непосредственных наблюдений по основным гляциогидроклиматическим параметрам, позволяющего судить о современных тенденциях динамики ледников в условиях глубоко континентальных районов. Для этих целей ледники Акгру признаны опорными объектами в Сибири
и включены в Мировую сеть мониторинга ледников.
Исследованиям внешнего массообмена, а также факторам его обусловливающим, в бассейне Акгру посвящено достаточно много работ [3,6, 9,12,15 и др.], охватывающих в целом период с 1957 г. и по настоящее
время. На разных этапах исследования основной комплекс наблюдений в летний период на ледниках в целом
сохранялся, однако по отдельным составляющим - главным образом по аккумуляции - в первые годы степень
детальности наблюдений, а, соответственно, и точность
оценок были приблизительными, полученными, в основном, расчетным путем без учета процессов, происходящих в фирновой области. С тех пор ряды наблюдений существенно удлинились и расширились, накоплен
опыт измерений, обработки и обобщения полевых материалов. Это позволяет более качественно оценить
составляющие баланса массы, а также выявить их зависимость от конкретных ороюшматических условий как
на современном этапе исследований (1962-1999 гг.), так
и в предшествующие периоды.
13
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
п. !tep М. Дктру
• Л
л. Водопэдный
к
с
Сдакяад
о
а ^
I
Рис. 1. Схема расположения пунктов наблюдений в бассейне Акгру. (I - суммарные осадкомеры; 1 - ГМС Астру; 3 - станция
Верхняя Актру; 4 - сезонные мегтеопуикты; 5 - гидрологические створы; 6 - шурфы; 7 - термоскважины; 8 - абляционные рейки;
9 - мерзлотомеры)
фиксировались суточные значения температуры воздата и осадков (их вид и количество). Крометого,по
сети суммарных осадкомеров (11 шт.), равномерно
распределенных от высоты 1950 до 3050 м, в конце
каждого месяца снимались показания (рис. 1). По полученным значениям строили зависимость осадков от
высоты местности, а по данным ГМС Аюгру (2150 м)
и временным метеопостам годсчитывалось количество твердых осадков, которые интерполировались до
верхних пределов оледенения. Кроме того, величина
летних снегопадов контролировалась по абляционным
рейкам, а в случае их большого количества (что нередко бывает) - проводились снегомерные работы.
Таким образом, при постановке массбалансовых
наблюдений мы ориентировались на все имеющиеся
в гляциологической практике схемы расчетов баланса массы, а именно [2]: по годовым значениям аккумуляции (Ct) и абляции (At); по зимнему (bw) и летнему (bs) балансам; по чистой аккумуляции (S + f ) и
чистой абляции (Ai).
Процессы формирования баланса массы и его
составляющих
Продолжительность периодов аккумуляции и таяния на ледниках Актру весьма существенно изменя14
ется по годам. Для определения границ этих периодов использовались данные по гидрометеостанции
(ГМС) Акгру и временнодействующим метеопункгам
в бассейне (рис. 1).
За начало периода абляции принимается дата устойчивого перехода через 0°С средней суточной температуры воздуха на нижней границе ледников. Абляция льда начинается несколько позже, когда обнажается конец языка от сезонного снега. Окончание периода абляции (или начало нового балансового года)
соответствует времени полного покрытия ледника
устойчивым снежным покровом и переходом средней
суточной температуры воздуха через 0°С в сторону
отрицательных значений. Однако, в этот период, в
последующие несколько дней, нередки возвраты тепла, которые, в целом, способны только увеличить влажность снежного покрова при отсутствии талого стока
с ледника. Этот снег - начальная стадия формирования зимнего баланса массы ледника последующего
балансового года.
Самое раннее начало таяния снега на леднике Малый Акгру отмечено 13 апреля 1997 г., льда - 8 мая
1972 г., самое позднее - соответственно 29.05 (1987 и
1988 гг.)и08.06 (1984 г.), в среднем за годы наблюдений- 14.05 и 27.05 (табл. 1). Окончание абляционного периода (или начало периода аккумуляции) заклю-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
8
9,
S!
2001
Я
Я
8
8
R
а
бя
а
Б
£
Я
at
и
8
8
8
8
и
8 8
Я
of
Н1
9
cf
к
Я
3
а
а
а 8
tt
а
8
8
Я
W
I
8
и
я
Я
8
Si
Яя я
х
Я8
8
<sf
«
Я
«
c-f
ci
з s
88
Я
8S
ss
£
8
8
£
а
а
15
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
чено в отрезке времени с 22 августа по 15 сентября, в
среднем - 4 сентября. Самый продолжительный период абляции снега составляет 146 дней (1997 г.), а
льда - 126 дней (1998 г.); самый короткий период соответственно 92 дня (1995 г.) и 83 дня (1978 г.).
Продолжительность балансового года в среднем
многолетнем совпадает с календарным, но в отдельные годы может существенно отличаться от последнего - 350-380 дней. Его начало и окончание приходится в среднем на 4 сентября. Таким образом, для условий Алтая производство работ на ледниках из двух
общепринятых в мире схем формирования баланса
массы- стратиграфической и фиксированных дат [19]
- приемлема только первая.
На плосковершинном леднике Водопадный разница в длительности периодов аккумуляции и таяния еще
более значительна, чем на Малом Акгру. Это связано,
прежде всего, с его морфологическим типом и ороклиматическими условиями существования, которые,
в свою очередь, определяют режимные характеристики (аккумуляция, абляция) ледника, значительно
отличающиеся от таковых дая долинных ледников
бассейна. Кроме того, конец языка располагается на
820 м выше, чему Малого Акгру. В силу этих особенностей, длительность периода абляции составляет 85
дней, изменяясь от 58 до 106 дней (табл. 1). Его начало датируется в среднем 01.06, с вариациями от 10.05
(1991 г.) до 18.06 (1985 г.). Соответственно, начало и
окончание балансового года приходится в среднем на
конец августа (23.08), при крайних значениях 13.08
(1981 г.) и06.09 (1998 г.). При этом заметим, что разницы во времени между началом таяния снега и льда
практически нет, т.к. в этот период на языке ледника,
а также в отдельных местах фирновой области (особенно в предвершинной ее части), мощность снега не
превышает 10-20 см, а иногда и вовсе наблюдаются
обнаженные участки чистого льда. Исключение составляет осенний период (вторая половина августа),
когда после интенсивных снегопадов, полностью покрывающих ледник, в последующие несколько дней в
отдельные годы наблюдается таяние. Но, как правило, этот процесс протекает очень вяло, а абсолютные
значения суточного таяния составляют всего несколько
сантиметров и жидкий сток с ледника отсутствует. В
результате, также как и на Малом Акгру, этот фирнизированный снег «уходит» в следующий балансовый год.
Начало периода аккумуляции (конец августа - начало сентября), как правило, связано с серией мощных и интенсивных снегопадов, обусловленных выходом циклонов с Баренцева и Карского морей, а также со смещением северо-западных циклонов и формированием высотного циклона над Горным Алтаем
[11, 15]. Окончательный период установления устойчивых отрицательных температур воздуха связан с
формированием области повышенного давления в
виде отрогов Азиатского (Монгольского) антициклона и проникновением холодного арктического воздуха в высокогорье Алтая.
16
По данным ГМС Актру, зимний сезон характеризуется незначительной повторяемостью осадков (3045% от их общей продолжительности), но обильные
снегопады (более 5 мм), дающие 40-70% всей суммы осадков, составляют лишь 8-20% от общего числа дней с осадками. Основное их количество за зиму
выпадает в переходные сезоны года: сентябрь-октябрь
- 31%, апрель-май - 33% и только 36% - за
ноябрь-март.
В табл. 1 представлены данные по осадкам ГМС
Актру за периоды аккумуляции, которые, как видим,
для Малого Акгру изменяются в пределах от 200 до
412 мм при среднем значении 282 мм. Для Водопадного эти величины составляют соответственно 253 и
464 мм (в среднем 333 мм). При этом отношение величины зимнего баланса массы (bw) на ледниках к
количеству осадков за период аккумуляции изменяется на Малом Акгру от 1,73 до 3,64, а в среднем на
леднике за зиму концентрируется осадков в 2,3 раза
больше, чем на метеостанции Акгру. Напротив, на
Водопадном это соотношение в среднем составляет
0,87, изменяясь от 0,65 до 1,40. Если рассматривать
отношение суммарной аккумуляции (Ct) на ледниках
к величине годовых осадков, то для Малого Актру оно
равно в среднем 1,73, изменяясь от 1,4 до 2,06, для
Водопадного - 1,02, изменяясь от 0,62 до 1,39.
Это значительное отличие между ледниками обусловлено следующими причинами: занимая северный
и частично северо-западный склоны куполовидной
вершины (3552 м), по высоте не уступающей основному гребню хребта Биш-Иирду, ледник Водопадный
практически открыт для всех основных ветров; рельеф его поверхности имеет плавный уклон (в среднем
17°) в сторону долины Актру. Все это создает благоприятные условия для интенсивного сноса снега. Поэтому, зимний баланс ледника зависит, в основном, не
от количества выпавших осадков, а от ветрового режима зимой. Коэффициент корреляции (R) между bw
и Х2 составляет всего лишь 0,41. Единственный вогнутый участок в центре ледника способствует концентрации тех незначительных запасов снега, которые, в
основном, и определяют его зимний баланс.
Одна из основных особенностей режима оледенения бассейна Актру (как впрочем и всего Алтая) состоит в том, что аккумуляция на ледниках не заканчивается временем установления максимальных снегозапасов, накопленных за зиму, а продолжается и в летний период. Роль летних снегопадов в массообмене
ледников Алтая отмечалось во многих работах [6, 9,
15, 17, 18 и др.]. Было выявлено, что доля летней аккумуляции возрастает от западной и северо-западной
окраин горной страны вглубь, к центру и восточной
окраине. В этом же направлении прослеживается и
тенденция сокращения годовой суммы осадков от 2000
и более до 500 мм и менее. По данным ГМС Актру на
три летних месяца (июнь-август) приходится 45% годовой суммы осадков, с вариациями от 34 до 54%.
Однако, с ростом высоты в бассейне Акгру виутриго-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
довая структура распределения осадков значительно
меняется. В табл. 2 представлены средние многолетние данные по суммарным осадкомерам, действующим с 1977 г. (рис. 1). Выявлено, что на фоне общей
тенденции увеличения осадков с высотой за год (сентябрь-август), доля летних осадков возрастает от 45
до 68%. Вероятной причиной такого распределения
является очень частый «размыв» облачности над центром долины, что, в свое время, отмечал М.В. Тронов
[18]. В холодное время года (сентябрь-март и сентябрьмай) распределение осадков (по абсолютной величине) в бассейне более менее равномерно, но летом происходит их увеличение по кривой, близкой к параболической: быстрое нарастание осадков прослеживается до высоты 2500-2700 м; далее с увеличением
высоты их количество несколько уменьшается либо
остается неизменным.
Соответственно, доля твердых осадков за июньавгуст также возрастает с высотой. Многолетние данные по ГМС Актру и временнодействующим (в летний период) метеопостам в бассейне позволяют выявить следующее (табл. 2): на ГМС Актру доля твердых осадков составляет в среднем 14%, изменяясь в
отдельные годы от 8 до 30%; у языка Малого Акгру
(2210 м) - 19%, с вариациями от 10 до 35%; на станции Учитель (2970 м) - 65%, изменяясь от 48 до 70 %;
у языка ледника Водопадный (3040 м) - 83%, изменяясь от 75 до 90%. Экстраполируя эти данные до верхних пределов оледенения в бассейне, используя при
этом методическую схему Г.Е. Глазырина [1], получаем, что на средней многолетней высоте границы питания на ледниках (3160 м) 92% летних осадков выпадает в твердом виде, а начиная с высоты 3300 м почти 100%.
Распределение количества аккумулированных
осадков на ледниках Актру за снегопад имеет хорошо
выраженную высотную зональность. При этом, если
снегопад на языке ледника малоинтенсивен (до 3 мм),
то в фирновой зоне накопление снега не превышает,
как правило, 4-6 мм в слое воды. Такие снегопады
наблюдаются наиболее часто - до 60% от их общего
2001
числа за летний сезон. Повторяемость снегопадов
средней интенсивности (3-10 мм) составляет около
30%. При этом, величина твердых осадков существенно возрастает с высотой: так, если на станции Акгру
регистрируется 10 мм, то на языке ледника Малый
Актру выпадает 15-20 мм, а в фирновой зоне - до
30 мм. Еще более редки мощные снегопады (больше
10 мм) - всего 1-4 случая за сезон абляции, при которых различие в количестве выпадающих осадков между нижними и верхними частями ледников резко увеличивается. Так, за последние годы наблюдений в бассейне наиболее мощный снегопад был отмечен 13 августа 1989 г., при котором на станции Актру было зарегистрировано 20,5 мм осадков, на языке Малого
Актру - 40-50 мм, а выше границы питания слой снега составил в среднем 50 см, что соответствует около
100 мм осадков.
В целом, сумма средних и мощных снегопадов дает
около 70% летней аккумуляции на ледниках Акгру,
которая составляет для долинных ледников бассейна
(Малый, Левый и Правый Акгру) в среднем 28% от
суммарной аккумуляции за год, изменяясь в разные
годы от 11 до 42%; для плосковершинного ледника
Водопадный - 48%, с вариациями от 21 до 64%.
На основании всех имеющихся гляциоклиматических данных установлены зависимости между количеством зимних (сентябрь-май) и годовых (сентябрьавгуст) осадков, регистрируемых на станции Актру, и
аккумуляцией снега на ледниках бассейна, накопленного за зимний период и весь балансовый год в целом
(рис. 2). Как видим, для ледника Малый Акгру эти
связи довольно устойчивы (коэффициенты корреляции составляют соответственно 0,75 и 0,85), что, в
свою очередь, позволяет использовать их при решении прямой и обратной задачи в системе гляциологического мониторинга. Для ледника Водопадный такие
связи менее однозначны: в первом случае коэффициент корреляции равен всего лишь 0,41 (причины изложены выше); во-втором - R = 0,77, что обусловлено значительной долей летних осадков и летней аккумуляцией.
Таблица2
Среднемноголетнее распределение осадков по высоте и сезонам года в бассейне Акгру
N2
Станция
Абс.
Высота, м
1
2
3
4
5
6
ГМС Аиру
Мал. Актру
Бараньи лбы
Ригель
Кулуар
Голубое озеро
2150
2210
2430
2500
2600
2800
7
8
Учитель
Водопадный
2970
3040
Местоположение
Гидрометеостанция
У языкаМ. Актру
Центр долины
Левый склон
Правый склон
Боковая морена
Левого Актру
Левый водораздел
В 100 м от языка
Водопадного
Осадки
за год
(1X-VIII)
Доля осадков по сезонам (в % от
годовых)
545
733
713
683
665
623
К-Ш
37
23
22
26
23
25
IV-V
18
15
17
13
15
18
VI-V1H
45
62
61
61
62
57
554
670
30
19
15
13
55
68
Доля
твердых
осадков, в %
за VI-VIII
14
19
65
83
17
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
bw. G.
i
bv. Q
m
ю
too
00
80
*
70
/
60
*/
a
A
50
40
/
50
v
20
1 00 200 300 400 500 600
100 2 0 0 3 0 0 4 0 0 5 0 0 6 0 0
Рис. 2. Зависимость Ь и (1) и С, (2) на ледниках Малый Актру (а) н Водопадный (б) от количества зимних (сентябрь-май)
и годовых (сентябрь-август) осадков, регистрируемых на ГМС Актру
Процессы таяния и факторы, их обусловливающие,
иа ледниках Акгру изучены наиболее полно и всесторонне. Еще со времен МГТ - начала систематических и
целенаправленных исследований ледников Акгру - таяние рассматривалось как главный и интегральный показатель комплекса различных процессов состояния атмосферы и ледников. Различные аспекты этого вопроса обобщены в многотомной серии сборников «Гляциология Алтая» и нескольких монографиях [6,15 и др.].
Регулярные наблюдения за поверхностной абляцией по сети реек на ледниках бассейна начали проводиться с 1956 г. и продолжаются по настоящее время [4,6,9,
13 и др.]. Было установлено, что величина летнего баланса массы обусловлена климатическими условиями
конкретных лет, а его распределение по площади ледников зависит, в основном, от абсолютной высоты, экспозиции, степени экранированносги склонами окружающих хребтов и заморененности поверхности льда.
В общем случае распределение таяния по площад и ледников выглядит следующим образом: на языках долинных ледников оно составляет в разные годы от 300 до
600 г/см2, на высоте границы питания - от 75 до
220 г/см2, выше - в средних частях фирновых зон - от
40 до 80 г/см2, на склонах вершины Акгру-Баш (более
4000м)-10-15 г/см2. На леднике Водопадный-на языке - от 100 до 200 г/см2, уменьшаясь в предвершинной
часта (выше 3500 м) до 20-60 г/смг.
Средневзвешенные по площади величины таяния
в каждый конкретный год достаточно хорошо корре18
лируются со среднелетними температурами воздуха
(июнь-август) на станции Актру (рис. 3). Однако, заметим, что с уменьшением температуры воздуха линейность связи нарушается, на леднике Водопадный
это выражается в более значительном разбросе точек
(рис. 36), а на Малом Акгру зависимость Ат=F(t) вообще приобретает параболическую форму (рис. За).
Основной причиной таких нарушений является тот
факт, что с понижением температуры воздуха (обычно с 8,5°С и ниже) увеличивается повторяемость летних снегопадов и, соответственно, возрастает величина летней аккумуляции на ледниках. Наши исследования показывают [6, 8], что летние снегопады в
области питания способны сохранить ледникам около 10-15%, а в зоне абляции - до 30-40% годовой
массы льда. Таким образом, как неоднократно подчеркивал М.В. Тронов [17, 18 и др.], повторяемость летних снегопадов в условиях Алтая может быть решающим погодно-климатическим фактором, определяющим динамику' ледников.
Для ледников Алтая очень важной составляющей
их балансового состояния является величина внутреннего питания - или повторно замерзшая вода в пористых снежнофирновых отложениях (инфильтрационное льдообразование) и на поверхности льда (коншеляционное льдообразование). Измерения ее производились, как отмечено выше, в наиболее характерных
точках областей питания ледников Акгру в опорных
шурфах путем сопоставления плотности и водности в
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
Рис. 3. Зависимость суммарного таяния (А,)
от среднелетаей температуры воздуха (t) на
ГМС Акгру для ледников Малый Aicipy (а)
и Водопадный (б)
2001
(В)
10
9
последовательных годовых слоях в
8
начале и конце периода таяния с
учетом поправки на оседание. Основные закономерности интерполяции величины внутреннего питания
(f) по площади ледников были иссле4-0
дованы в период 1981-1986 гг.
1
[8,10], когдатольков зоне питания
ледника Малый Акгру было заложе9
но 6 шурфов от 2 до 11 м, и7 термоскважиндо глубины 10-20 м (рис. 1).
В качестве примера в табл. 3
представлены измеренные величины внутреннего питания за 1981 г.
по годовым остаткам в различных
20 40
точках активного слоя ледников
Акгру. Заметим, что зональность
процессов льдообразования, выделенная нами раньше [8, 10], представлена здесь типичным континентальным набором - холодная фирновая, фирново-ледяная и зона ледяного питания.
Анализ таблицы показывает, что при наличии фирнового остатка текущего балансового года (S) значительная часть суммарного внутреннего питания (f) сосредоточена именно в нем и равна Я. Кроме того, чем больше S, тем больше и относительная величина fl. Так, по
мере роста мощности фирнового остатка текущего года
(шурфы 2, 3, 5, 6) ва леднике Малый Акгру в пределах
фирново-ледяной зоны величина f l составляет от 20 до
50% суммарной f. Для опорного шурфа № 3 при средней суммарной величине f = 30 г/см2, fl изменяется от 5
до 14 г/см1. Последующий процесс льдообразования за
счет внутреннего питания по годовым слоям предшествующих лет (fii) также имеет некоторые специфические особенности: на участках 2-3-метровой мощности
фирна распределение (f) более менее однородно и составляет по 20-30% в слое, при 6-7 метрах и более ос-
At
60
ВС-
100
120
1-10
ISO
1ЯЦ 2 0 0
220
fit)
At
40
SO
100
120
140
160
новная масса fii (до 20-30% от суммарной f) сосредоточена в слое, следующим за годовым остатком текущего
года. В случае, если фирновый остаток текущего года
незначителен или вовсе отсутствует (шурф № 2 на Левом Акгру, табл. 3, рис. 1), то наибольшее количество
вновь образовавшегося льда находится в первом годовом слое (до 50%) с последующим относительно равномерным его распределением.
Из табл. 3 также следует, что внутреннее питание
на участках полного набора годовых слоев, занимающих основную площадь областей питания ледников
Акгру, сосредоточено в первых трех-четырех слоях,
что соответствует 5-7 метрам фирновой толщи. Так,
в шурфе № 4 (холодная фирновая зона) f = 35 г/см2 из
которых 32 г/см2 или 91% находится в годовых слоях
1978-1981 гг; для шурфа № 3 (фирново-ледянаязона)
- 83%. Таким образом, отмеченные 6-7-метровые
мощности фирновой толщи могут служить той предельной глубиной шурфов, которые следует закладывать для определения величины внутреннего питания.
Таблица 3
Распределение величины внутреннего питания (числитель, г/см2) и его доля (знаменатель, в %) по годовым остаткам
в различных точках активного слоя ледников Актру в 1981 г. (см. рис. 1)
Годовой
слой
1981
1980
1979
1978
1977
1976
1975
1974
Сумма
Малый Актру
№2
3,5/30
2,5/22
-
2/18
3,5/30
-
-
11,5
№3
9,5/41
6,5/29
2,2/10
1,5/6
0,8/3
1/4
1,5/6
-
23,0
№4
17/49
8,0/23
3/8
4/11
1/3
0,8/2
0,6/2
0,6/2
35,0
№5
10,5/39
8,5/32
2,5/9
1,5/6
0,7/3
1,5/6
1,5/5
№6
8,5/40
6/29
1,5/8
2/9
0,4/2
0,9/4
2/9
—
-
26,6
21,3
Водопадный,
№1
3,6/22
5,4/34
-
3/19
4/25
Правый
Актру,
№1
3,8/30
3/23
-
7/51
-
-
-
3,1/22
2,4/17
1,3/10
-
1,5/12
2/16
2,5/19
-
-
16,0
Левый
Акгру,
№2
12,8
-
-
13,8
19
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ГЬЛ
3700
ELA
3500
31.00
2йо;>
2:70?>
2500
•ISO i'/.O
О
10
20
30
MJ
50
-80 --'«О
Щ
0
№
40«О
SO
SO
1.0
Г" г s%)
100
Рис. 4. Гипсографическая кривая и зависимость высоты границы питания от годового баланса массы (а) и от средналетней
температуры воздуха (б) для ледника Малый Актру
Характер распределения суммарной величины внут- хорошо описывается гипсографической кривой ледреннего питания по площади ледников Акгру выглядит ника (рис. 4а). Хотя линейная аппроксимация связи bn
следующим образом: нарастание f в пределах зоны ле- = f(ELA) имеет достаточно высокий коэффициент кордяного питания (от 0 до 5-15 г/см2) к фирновой линии реляции, равный 0,86, но в экстремальные годы (при
(на ледниках Водопадный и Кар Малого Актру до 20- самом низком или высоком положении ELA) она дает
30 г/см2) далее, вверх, сменяется ускоренным ростом в ошибки до 20-30 г/см2. Несколько предпочтительнее
связи с быстрым утолщением многолетнего фирна и в использовать для этих целей коэффициент AAR - доля
пределах фирново-ледяной зоны изменяется ог 8-15 до области аккумуляции, о чем свидетельствует более
30 г/см2; на нижней границе холодной фирновой зоны высокий коэффициент корреляции, равный 0,91. Для
растущее внутреннее питание становится равным ве- остальных ледников бассейна также выявлены аналоличине таяния, которое закономерно уменьшается с гичные закономерности. Таким образом, выполняетвысотой от 40 до 20-10 г/см2. В целом загодынаблюде- ся одно из основных условий применимости на Алтае
ний из общей суммы талых вод, образованных на лед- известной имитационной модели М.Б. Дюргерова [5
никах Акгру, потери на внутреннее питание составля- и др.], предполагающей переход от данных, полученют в среднем около 15%, изменяясь ог 4 до 35%.
ных на отдельно взятом леднике, к их группе или сисТаким образом, рассмотренные выше процессы теме при помощи связи bn = f(ELA) и распределения
формирования массбалансовых характеристик, опре- площади оледенения по высоте. В ближайшее время
деляющих бюджетное состояние ледников Акгру, по- необходимо выяснить степень репрезентативности этих
казывают, что составляющие баланса массы весьма зависимостей для всего оледенения Алтая, либо какихчувствительны к климатическим изменениям и во то отдельных его районов, с целью д альнейшего испольмногом от них зависимы по абсолютным значениям.
зования для расчета баланса массы и ледникового стока
Интегральным выражением гляциоклимэтичес- всей ледниковой системы в целом за каждый год.
ких процессов на ледниках служит положение высоКроме того, получена связь высоты границы питаты границы питания (ELA), определяемое в Акгру ба- ния со средней летней температурой воздуха (t) на
лансовым методом. Диапазон колебания этой харак- станции Актру (рис. 46). Оказалось, что при отклонетеристики чрезвычайно велик: на Малом Авсгру - от нии летней температуры на ±1 °С от нормы (за период
2800 до 3390 м (590 м); на Водопадном - ог 3150
1957-2000 гг.) высота границы питания на Малом
(нижний предел) до полного ее отсутствия на ледни- Акгру изменится (поднимется или опустится) примерке (1998 г.). Кроме того, в отдельные годы (1979,1982 но на 180 м. Эта зависимость таююе дает возможность
и 1991 гг.) на Водопадном область питания наблюда- оценивать баланс массы и ледниковый сток при солась только в виде незначительного пятна в центре временном состоянии ледников и климата.
ледника, составляющего от 9 до 22% от его общей
Аналитическое выражение наиболее статистичесплощади.
ки значимых зависимостей, рассмотренных выше,
В результате многолетних наблюдений на леднике представлены в табл. 4. Они позволяют на количеМалый Актру получена связь между балансом массы ственном уровне проследить причинно-следственные
(bn) и высотой границы питания (ELA), которая пред- связи в решении ряда основных вопросов взаимодейставлена в виде нелинейной функции и достаточно ствия климата и оледенения Алтая.
20
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Таблица 4
Уравнения регрессии для определения режимных и климатических характеристик ледников Актру
№
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Характеристика
Среднелетняя температура воздуха на ГМС Актру - ГМС
Кара-Тюрек
Суммарное таяние на Малом Актру - среднелетняя
температура на ГМС Актру
Абляция - среднелетняя температура воздуха (там же)
Годовой баланс массы Малого Актру - суммарное таяние
Годовой баланс массы Малого Актру - абляция
Годовой баланс массы Малого Актру - высота границы
питания
Суммарная аккумуляция на Малом Актру - осадки за
сентябрь-август на ГМС Актру
Зимний баланс Малого Актру - осадки за сентябрь-май
на ГМС Авару
Суммарная аккумуляция на Водопадном - осадки за
сентябрь-август на ГМС Актру
Годовой баланс массы Водопадного - абляция
Годовой баланс массы Водопадного - высота границы
питания
Также эти зависимости можно использовать при
реконструкции баланса массы ледников Акгру за длительный период времени, что позволит оценить влияние разных факторов на изменение состояния оледенения и реакцию на колебания климата. Ранее такая реконструкция была нами сделана за 147-летний
период (1839-1985 гг.) по двухступенчатой связи: метеоэлементы (температура, осадки) станция Барнаул
- станция Актру - режимные характеристики ледника Малый Акгру [7]. Мы вновь решили вернуться к
этой проблеме по следующим причинам: 1) значительно увеличился период непосредственных наблюдений на ледниках (на 15 лет), что позволяет выявить
более статистически значимые зависимости; 2) выявлены более надежные связи между метеопараметрами по станциям Акгру и Кара-Тюрек, действующей
с 1940 г.; 3) в качестве решающего аргумента при реконструкции использовалась важная особенность массообмена ледников Акгру, которая заключается в том,
что изменчивость годового баланса массы определяется, в основном, изменчивостью летнего баланса
массы. Так, в колебаниях bn за период 1962-2000 гг.
прослеживается четкая синхронность с величиной At
при R = 0,89, а еще лучше - с (At - f) при R = 0,94.
Основная схема расчета при реконструкции до
1940 г. сводилась к следующему: по зависимости 1
(табл. 4) вычислялась средняя летняя температура воздуха на станции Актру за период 1940-1956 гг.; затем
определялась величина At и At - f по уравнениям 2 и
3; по формулам 4 и 5 вычисляли годовой баланс массы; Q определялось как остаточный член уравнения;
ELA- по зависимости 6. Как отмечалось выше, в период 1956-1961 гг. проводились наблюдения за величиной At [13], хотя и не с такой частотой точек измерений, как того требуют современные методические
рекомендации по наблюдениям за ледниками. Тем не
менее, мы использовали эти данные, взяв за основу
выявленные нами за много лет закономерности распределения величины At по площади ледников. Кроме того, за этот же период известны температура воздуха и количество осадков [16]. Поэтому, для опреде-
Уравнение регрессии
Так = 0,67Ткт + 4,74
Коэф-нт корреляции
0,91
At = 1635 - 407,4Т + 26,7т1
0,87
A t - f = 1874 - 474,7Т + 31, IT*
Bn = 145 - l,31At
Bn = 113 - l,21(At-f)
Bn = 1009-0,321 ELA
0,93
-0,89
-0,94
-0,86
C t = 1,3 + 0,171X«
0,85
Bw = 17,6+ 0,164X 9.5
0,75
Ct = -23 + 0,143X9.8
0,77
Bn = 54,7 - 0,98(At - f)
B n = 1172-0,366ELA
-0,81
-0,88
ления Ct за период 1956-1961 гг. дополнительно использовалась зависимость 7 (табл. 4).
Результаты расчета годового баланса массы и его
составляющих для ледника Малый Актру представлены в табл. 5, где с 1962 г. - данные непосредственных наблюдений. Расчет параметров на независимом
материале (1962-1999 гг.) показал, что ошибка в определении At не превышает 15%, a Ct -10%. Сравнение с предыдущей реконструкцией [7] показывает, что
направленность тенденций годового баланса массы и
его составляющих сохраняется, а в отдельные годы
даже совпадает по абсолютным значениям.
Основные закономерности балансового состояния
и факторов его обусловливающих для ледника Малый
актру за период 1940-1999 гг. сводятся к следующему (рис. 5, табл. 5).
1. В межгодовой изменчивости годового баланса
массы выделяется несколько периодов накопления или
потери массы льда: первые отмечаются в 1946-1949,
1956-1960, 1967-1973, 1975-1977 и 1983-1990 гг., а
вторые - в 1940-1945, 1950-1955, 1961-1966, 19781982 и 1991-1999 гг. При этом, длительность этих периодов составляет 6-9 лет. Аномально положительные
проявления баланса массы наблюдаются через 9-12 лет;
а аномально отрицательные - через 20-22 года. Более
четкая цикличность в колебаниях bn про слеживается в
его сглаженных по 5-летиям значениях. Так, смена направленности тенденций происходит через 6 лег, а полный цикл колебаний, включающий фазу подъема и фазу
спада bn, составляет 11-12 лет. Общий дефицит массы
ледника за 60 лет составил 620 см в слое воды.
2. В колебаниях составляющих баланса массы (Ct
и At) прослеживается аналогичная цикличность. Однако в последние два десятилетия межгодовая структура формирования баланса массы несколько изменилась. Так, если до начала 1980-х годов в межгодовых
колебаниях Ct и At прослеживается четкая асинхронность, то после этого периода происходит одновременное увеличение обеих составляющих, причем, рост
At более интенсивен. Вероятной причиной таких тенденций в поведении ледников является общее глобаль21
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 5. Годовой ход суммарной аккумуляции (С,), таяния (А,) и баланса массы ( b j Ледника Малый Актру за 1940-1999 гг.
(1 - ежегодные значения, 2 - осредненные по 5-летиям)
ное изменение климатической системы планеты в целом. Начавшееся потепление в середине 1970-х годов
отразилось на режимных характеристиках ледников.
Так, проведенные нами исследования показывают [14],
что на всей территории Горного Алтая наблюдается
значимый рост среднегодовых температур воздуха. В
высокогорье увеличение температуры наблюдается во
все сезоны года, кроме осени, но наиболее интенсивно теплеет в холодный период (ноябрь-март), что привело к увеличению среднесезонной температуры воздуха на 2,1°С. Кроме того, потепление оказало влияние на режим выпадения осадков - их общее количество и внутригодовую структуру распределения: выявлен рост годовой суммы осадков за счет их увеличения в холодный период года, особенно в весенний
сезон (апрель-май). Это, с одной стороны, привело к
повышению значений зимнего баланса массы, с другой, является свидетельством усиления над Горным
Алтаем зональной формы циркуляционных процессов.
3. На фоне общей тенденции прогрессирующегося
потепления климата в регионе, а, соответственно, и усиливающейся деградации оледенения, за последние десятилетия участились случаи аномального проявления
значений годового баланса массы и его составляющих.
Так, только за инструментальный период выявлено
(рис. 5, табл. 5), что bn меняется ог +68 до -147 г/см2,
Q - or 61 (1974 г.) до 127 г/см2 (1993 г.), At - ог 73
22
(1976 г.) до 216 г/см2 (1974, 1998 гг.). Крометого,в отдельные годы существенно меняется внутригодовая
структура формирования годового баланса массы. В
одном случае - значительный сдвиг начала таяния на
более ранний срок (табл. 1) - 09.05.1991, 13.04.1997,
09.05.1998 гг. При этом ледники, как правило, испытывают значительный, а иногда и катастрофический, дефицит массы. В другом случае, когда начало периода
абляции сдвигается на более поздний срок - первая декада июня (табл. 1), годовой баланс массы ледников,
даже несмотря на дефицит аккумуляции снега (что нередко бывает, табл. 5), близок к нулю либо принимает
существенные положительные значения.
В заключение отметим, что динамика внешнего массообмена ледников Акгру находится в достаточно хорошем соответствии с тенденциями климатических изменений региона. Это, в свою очередь, позволяет осуществлять программу как непосредственно гляциологического мониторинга, так и, решая обратную задачу,
- климатического мониторинга. Поэтому, в условиях
постоянно сокращающейся сета метеостанций на Алтае (особенно в высокогорье), крайне важно продолжать
начатые в 1957 г. ежегодные наблюдения на ледниках
Акгру за балансом массы и его составляющими.
Работа выполнена при поддержке гранта Р98Сибирь (проект N98-05-03167) и гранта РФФИ № 0105-65151.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2001
сентябрь
Том № 274
Таблица 5
Баланс массы и его составляющие для ледника Малый Актру за период 1940-1999 гг.
Годы
1940
1941
1942
1943
1944
1945
1946
1947
1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
et
90
93
100
84
92
89
108
103
96
96
90
96
85
80
100
72
92
94
108
87
100
89
93
63
105
76
89
92
78
118
83
At
138
132
102
146
132
151
81
89
105
116
137
116
132
173
102
212
92
98
90
134
89
105
147
105
145
142
140
81
96
109
90
At-f
126
120
88
130
120
139
69
75
89
103
125
103
120
164
89
206
78
84
78
122
68
93
133
97
133
132
127
63
80
89
71
bn
-36
-27
12
-46
-28
-50
39
28
7
-7
-35
-7
-35
-84
11
-134
14
10
30
-35
32
-4
-40
-34
-28
-56
-38
29
-2
29
12
ELA
3255
3230
3110
3285
3230
3300
3020
3055
3120
3165
3250
3165
3250
3350
3110
3390
3100
3110
3050
3250
3040
3155
3220
3180
3190
3300
3190
3010
3150
3100
3090
Zbn
-36
-63
-51
-97
-125
-175
-136
-108
-101
-108
-143
-150
-185
-269
-258
-392
-378
-368
-338
-373
-341
-345
-385
-419
-447
-503
-541
-512
-514
-485
-473
Годы
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
ct
88
86
90
61
110
114
110
79
76
100
76
71
89
91
85
90
90
116
104
106
87
78
127
101
118
91
111
70
92
A1
83
96
99
216
95
73
89
133
144
105
121
146
89
82
82
104
95
100
111
115
152
110
117
138
127
121
136
202
116
At-f
63
79
80
208
70
46
61
120
134
89
107
137
74
60
61
86
73
69
82
93
141
95
93
116
100
104
116
193
103
bn
25
7
10
-147
40
68
49
-41
-58
11
-31
-66
15
31
24
4
17
47
22
13
-54
-17
34
-15
18
-13
-5
-123
-11
ELA
3040
3160
3150
3380
2900
2850
2960
3290
3300
3100
3220
3310
3060
3030
3060
3170
3140
3040
3150
3180
3340
3230
3180
3230
3200
3220
3220
3390
3210
Сред
92
119
102
-10
3170
Ibn
-448
-441
-431
-578
-538
-470
-421
-462
-520
-509
-540
-606
-591
-560
-536
-532
-515
-468
-446
-433
-487
-504
-470
-485
-467
-480
-485
-608
-619
Литература
1. Глазырин Г.Е. Фазовый состав осадков в горах в зависимости от приземных температур воздуха // Метеорология и гидрология. 1970.
№ 1. С. 30-34.
2. Гляциологический словарь. Под ред. В.М. Котлякова. JI.: ГИМИЗ. 1984. 527 с.
3. Душкин М.А. Вещественный баланс ледника Малый Актру // Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГУ Вып. 14. 1978. С. 91-101.
4. Душкин М.А., Олейник И.Я. Абляция ледников Акгру и ее зависимость от положительных температур воздуха // Гляциология Алтая.
Томск: Изд-во ТГУ, 1967. Вып. 5. С. 22-41.
5. Дюргеров М.Б. Мониторинг баланса массы горных ледников. М.: Наука, 1993. 127 с.
6. Ледники Актру (Алтай). Л.: ГИМИЗ, 1987. 120 с.
7. Нарожный Ю.К Реконструкция баланса массы и условий льдообразования ледника Малый Акгру за 150 лет // Гляциология Сибири.
Томск: Изд-во ТГУ 1986. Вып. 3(18). 1986. С. 85-104.
8. Нарожный Ю.К, Формирование зон льдообразования и стока с областей питания ледников Центрального Алтая в связи с изменениями
климата. Автореф. дисс... канд. геогр. наук. Москва. 1988. 19 с.
9. Нарожный Ю.К. Баланс массы ледников Алтая и их климатическая обусловленность. МГИ. Москва. 1991. Вып. 72. С. 107-116.
10. Нарожный Ю.К. Особенности формирования жидкого стока с областей питания ледников Актру // Гляциология Сибири. Томск:
Изд-во ТГУ, 1993. Вып. 4(19). С. 103-119.
11. Нарожная О.В., Нарожный Ю.К., Попова К.И. Циркуляционный режим и гидротермические условия зим Алтая // Гляциология Сибири. Томск: Изд-во ТГУ, 1993. Вып. 4(19). С. 182-198.
12. Окишев НА. Некоторые данные о вещественном балансе и динамике ледников Акгру // Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГУ, 1964.
Вып. 3. С. 142-155.
13. Олейник И.Я. Сводные данные об абляции ледников Акгру в 1956-1963 гг. // Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГУ, 1965. Вып. 4.
С. 190-198.
14. Паромов В.В., Нарожный Ю.К., Нарожная О.В. Тенденция современных изменений приземной температуры воздуха и атмосферных
осадков на юге Западной Сибири // Вопросы географии Сибири. Томск. 1999. Вып. 23, С. 124-140.
15. Ревякин B.C., Галахов В.П., Голещихин В.П. Горноледниковые бассейны Алтая. Томск. Изд-во ТГу 1979. 308 с.
16. Трифонова Л.И., Федюшина Л.П. К вопросу о приведении температуры и осадков станции Нижняя Акгру к многолетнему ряду
//Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГУ, 1965. Вып. 4. С. 255-270.
17. Тронов MB. О влиянии летних снегопадов на режим ледников Алтая // Гляциология Алия. Томск: Изд-во ТГУ, 1962. Вып. 1. С. 161-168.
18. Тронов М.В. Проблема гляциоклиматических показателей. Томск. Изд-во ТГУ, 1978. 168 с.
19. Combined heat, ice and water balances at selected glacier basins, a guide to measurement and date computation // Technical Papers in
Hydrology. UNESCO. 5. Paris. 1970. 20 p.
23
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
О ГЕНЕЗИСЕ «ГИГАНТСКОЙ РЯБИ» В КУРАЙСКОЙ КОТЛОВИНЕ
ГОРНОГО АЛТАЯ
А.В. Поздняков, А.В. Хан
Институт оптического мониторинга СО РАН, Томск
В статье, с позиций динамики русловых погоюв, теории русловых процессов и геоморфологии, анализируется широко распространенная гипотеза о дилювиальном происхождении гряд «гигантской ряби». На основании проведенных экспедиционных исследований предлагаются ряд альтернативных гипотез формирования градовых форм рельефа, относящихся к Курайской котловине, частности, авторы статьи склонны отдал, предпочтение мерзлотно-эрозиошгай гипотезе формирования градового рельефа в Курайской котловине.
Проблема флювиошяциальных катастроф привлекает внимание ученых разных стран в силу практической ее значимости. Для познания механизмов их
развития и пространственно-временной изменчивости недостаточно только наблюдений за их протеканием в настоящее время. Важные закономерности могут быть раскрыты в результате изучения палеокатастроф, при этом можно увидеть элементы, не проявляющиеся в современных процессах, но могущие получить развитие в будущем, например в связи с происходящим потеплением климата. Понятно, что изучение флювиогляциальных катастроф, имевших место
тысячелетия назад, возможно лишь по реликтам форм
их проявления. Формы же в течение времени видоизменяются экзогенными процессами настолько, что
информация об их генезисе полностью стирается и
сохраняется лишь в стратиграфической последовательности отложений, слагавших форму. Но и она со
временем искажается. Поэтому вопрос адекватного
отображения, поиска соответствия формы ее содержанию имеет первостепенное методологическое значение. Допущение здесь ошибки уводит решение задачи в область фантастических упражнений. Очевидно, что рассматривать развитие геосистем как самостоятельно развивающийся процесс, сопровождающийся мгновенными (катастрофическими) количественными и качественными изменениями динамики
процессов и форм их проявления, как независимый
от развития других систем, образующих среду и, следовательно, условия, - значит, заведомо прийти к неадекватному отображению и его сути, и действительной последовательности не только пространственновременных событий, но и организации структуры самого процесса и структуры системы, частью которой
он является. Современные представления о флювиогляциальных катастрофических паводках, происходивших в Горном Алтае и оставивших следы в виде так
называемых «гигантскихзнаковряби», «гигантских
гряд», якобы являющихся следами деятельности гигантских водных потоков, на наш взгляд, из ряда таких неадекватных отображений действительности.
По-видимому, первыми, чей интерес вызвал грядовый рельеф на террасах и в пределах аккумулятивных равнин в долинах рек Катуни и Чуй, были
Г.Ф. Лунгерсгаузен и О.А. Раковец [11], которые предположили флювиальный генезис этих форм, относя
их к аккумулятивным динамическим донным формам,
образовавшимся водными потоками. Они, в частно24
сти, отмечали, что «гигантская рябь» - это следы мощной пра-Чуи.
В последнее десятилетие интерес к грядовому рельефу возрос, и, по мнению его исследователей
[1, 2, 17, 18, 19], эти формы являются прямым доказательством неоднократно происходивших катастрофических паводков. Феномен в виде сохранившихся
позднечетвергичных гигантских грядовых русловых
форм и выводы о катастрофических паводках, формировавшихся вследствие прорыва подпрудных ледниковых или селевых плотин, получили широкую известность не только в нашей стране, но и за рубежом.
Появились публикации американских ученых, выводы которых опираются на признании флювиального
генезиса гряд как неопровержимого самоочевидного
факта [23, 24, 25]. Суждения как российских, так и
зарубежных ученых таковы: курайские гряды и подобные им морфологические образования в других районах Горного Алтая есть не что иное, как сохранившиеся следы русловой деятельности поистине гигантского руслового потока, с расходами воды более
700000 м'/сек (по данным А. Рудого, до 18 млн м3/сек),
глубиной более 40 м, шириной 2-3 км и скоростью
течения более 8 м/сек [24]. А В.В. Бутвиловский [2]
считает, что глубины потока превышали 50 м, скорости течения достигали 25 и даже 58 м/сек. Удивительным в этих работах является то, что их авторы не рассматривают альтернативные варианты генезиса гряд,
не увязывают их развитие с другими процессами; эти
исследования практически игнорируют теоретические
достижения гидродинамики, позволяющие с достаточной полнотой определить границы возможности образования русловых грядовых форм решением обратной гидродинамической задачи.
Вышеназванные авторы в своих выводах опирались на методологически недопустимые в научном
исследовании логические построения - ложный силлогизм (антиномии). Их рассуждения таковы: курайские гряды морфологически подобны ряби, формирующейся течением водных потоков, следовательно, они
ими и создавались; параметры же потока должны соответствовать параметрам гряд и гранулометрическому составу слагающих их отложений. На основе этих
суждений с помощью несложных расчетов ими делается вывод: «Максимальные расходы воды при прорывах крупнейших в горах Алтая Чуйского и Курайского ледниково-подпрудных озер составляли около
18 млн м5/сек Мгновенные скорости потока превыша-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
ли 40 м/сек, а глубины суперпаводка достигали 400 м.
Это были самые крупные известные потоки пресной
воды на Земле» [19].
Данное суждение ошибочное, оно противоречит
законам физики и опыту. Оно не учитывает того обстоятельства, что сопротивление движению воды растет пропорционально росту скорости ее течения.
Даже при свободном падении в неподвижном воздушном пространстве, из-за сопротивления воздуха, ускорение свободного падения капель воды (и даже
шрапнели, сброшенной с высоты 2000 м) убывает до
нуля, при достижении скорости движения 55 м/сек.
Согласно проводившимся опытам, они падают со скоростью 8-10 м/сек. Вышеприведенные выводы не согласуются и с другими положениями гидродинамики.
Изоморфизм в природе - не исключительное явление. Но по палеоформам судить о содержании процесса, результатом которого они являлись, можно только в том случае, если их морфометрические характеристики имеют полное соответствие с характеристиками создававшего формы процесса. Однако такого
соответствия в данном случае не наблюдается.
Проведенные нами в небольшом объеме экспедиционные исследования «гигантской ряби» в Курайской степи, а главное - теоретический анализ и обобщения позволяют нам высказать ряд серьезных замечаний как к представлениям о механизме формирования «гигантской ряби», так и к выводам, касающимся
реконструкции палеогидрологических и палеогеоморфологических процессов.
В основу выводов положен фактический материал, полученный в результате широкомасштабных экспедиционных исследований по изучению закономерностей эрозионно-аккумулятивных процессов на горных и равнинных реках Дальнего Востока (Приамурье), проводившихся одним из авторов статьи в процессе геологической съемки. Наблюдениями были
охвачены реки общей протяженностью более 2000 км,
начиная от их истоков, временных потоков и кончая
устьями. На некоторых участках рек, помимо маршрутного описания с расстоянием между точками наблюдений 100-200 м, проводились инструментальные
измерения скоростей течения, расходов воды в межень
и в паводки, мензульная съемка. Одновременно осуществлялись на физических моделях экспериментальные исследования процессов самопроизвольной
трансформации свободных турбулентных струй в ограниченные потоки. Часть результатов исследования
опубликована [13, 14].
Река — природный автомат
Не ставя целью дать всестороннюю характеристику процессов саморегулирования в речных потоках,
покажем лишь основные схемы функционирования
системы «поток - русло» как природного автомата.
Скоростное поле руслового потока находится во
взаимообусловливаемой связи с крупностью русло-
2001
формирующего аллювия, в виде соотношения его скорости течения v и гидравлической крупности обломочных частиц - w. Это соотношение определяет три качественно различающихся поведения обломков в турбулентном потоке:
- при v » w — обломочные частицы перемещаются во взвешенном состоянии; это скорости, превышающие 8-10 м/с. Аккумулятивные подвижные формы
на дне русла не могут образоваться, и поток, по существу представляя собой смесь твердых частиц с водой, приобретает качественно иные свойства - например, высокую абразивную способность;
- при v>w-обломочные частицы перемещаются
преимущественно путем сальтации;
- ри v < w - обломочный материал перемещается
по дну качением и волочением. Именно при данных
соотношениях v и w транспортируемый обломочный
материал собирается в движущиеся по течению гряды.
Начальным толчком к образованию грядовой формы движения обломочного материала, по нашему мнению, основанному на измерениях скорости течения в
придонной части руслового потока, является образование отрывных струйных течений, обусловливаемых неустойчивостью турбулентного потока, закономерно порождающей развитие колебательного процесса. Даже в
лотке с гладкими стенками турбулентный поток становится волновым. Волновые движения можно наблюдать
с помощью простых экспериментов, например, пуская
по хорошо смачиваемой слабонаклонной поверхности
тонкий слой воды. Те же эффекты возникают при стекании воды во время дождя по слабонаклонной покрытой
асфальтом поверхности. В этих случаях движение воды
выражается в дискретно-волновой форме: она не стекаеттонкимслоем равномерно, а группируется в бегущие
друг за другом волны.
Волновые движения руслового водного потока в
значительной мере обусловливаются турбулентностью
и неровностями дна. Если на дне какого-либо участка
русла (рис. 1) случайным образом появляется возвышение, вызывающее сжатие струи и отклонение струй
на некоторый угол а по отношению к уклону дна, то,
помимо увеличения скорости, ниже участка сжатия,
струи будут подходить к поверхности дна под некоторым углом, близким а. Известно, что в таком случае
ниже будет наблюдаться возрастание плотности кинетической энергии (вода несжимаема, поэтому физический смысл понятия «сжатие струи» состоит в
уменьшении площади поперечного сечения струи за
счет увеличения ее скорости). Для турбулентных
струйных водных потоков определяющей динамику
русловых процессов является их способность к расширению/сжатию вне зависимости от сечения русла.
Увеличение скорости течения потока, например вследствие увеличения уклона дна или уменьшения трения
(шероховатости), ведет к самопроизвольному сжатию
струи, и ее площадь поперечного сечения становится
меньше таковой русла. Эффект самопроизвольного
свободного сжатия потока можно наблюдать во время
25
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
0
Рис. 1. Схема формирования градовой формы движения обломочных часгац.
1 - участок русла с выступом на дне, вызывающим сжатие струи и увеличение V; 2 - участок образования отрывного течения; 3 - участок формирования сжатой отраженной струи (изменяющей направление течения относительно
оси); размыв дна; 4 - зона отрыва струи от дна, декомпрессии, снижения скоростей течения и формирования аккумулятивного тела грады; 5 - искривление водной поверхности; 6 - первоначальная водная поверхность
паводков, когда поверхность потока становится выВыделяются два типа гряд: неподвижные и перепуклой. На таких участках происходит врезание по- мещающиеся. Неподвижные гряды формируются на
тока в поверхность дна с образованием бермы - за- участках русла, где в течение длительного времени
чатка поймы. На участке 3 русла (см. рис. 1) макси- сохраняются условия для образования не смещающеймальная скорость течения — около дна, а минималь- ся турбулентной струи. Обычно это участки сужения
ная - у поверхности. При этом наблюдается ясно вы- русла, образовавшиеся естественным путем, наприраженный прогиб поверхности водного потока. Од- мер в местах врезания реки в коренные породы, и исновременно на этом участке формируется отраженная кусственным - сужения русла на участках мостовых
(от поверхности дна) сжатая струя, и направление ее переходов или в устьях затопленных рек. Аккумулястановится не параллельным дну, а под углом к нему, ция обломочного материала и формирование гряд прокверху, к свободной поверхности потока. Поэтому исходит в конце турбулентной струи, на участке сниструя отрывается ог дна (участок 2), а поверхность жения скоростей течения. При этом определяющую
потока становится выпуклой. Распределение скорос- роль играет степень размываемости стенок русла.
тей течения по глубине приобретает нормальный вид: В русле, формирующемся в коренных породах, аккус максимумом на поверхности и минимумом на дне. мулятивные тела образуются в виде побоченевых гряд.
Более того, в придонной части образуется декомпрес- В таких случаях на участках изгибов русла в паводок
сионная зона (участок 4) - зона пониженных давле- ось струи распрямляется (за счет скоростного напоний (подобная той, которая наблюдается при прохож- ра) и смещается к одному из бортов русла. Здесь, на
дении ветровых волн), где и начинается аккумуляция окончании струи, и происходит аккумуляция обломочобломочных частиц, давая начало формированию гря- ного материала в виде гряды-побочня. В межень поды. Таким образом, отклонение струй на каком-либо боченевая гряда осушается, а поток скатывается к одучастке дна под углом вызывает образование ниже по ному из бортов русла.
течению серии синусоидальных волн - подвижных град.
Иначе протекает процесс, если борта русла поддаПри формировании гряд и особенно их перемеще- ются размыву. Если сужением потока создаются уснии наблюдается процесс закономерной дифференци- ловия для формирования симметричной турбулентной
ации обломочного материала по гидравлической круп- струи, то по ее оси ниже ядра постоянных скоростей
ности: в гряде собираются обломки с характеристи- в паводок образуется симметрично построенное аккой ш > Ut (Z/j - скорость на дне), с постепенным кумулятивное тело-гряда, делящая русло и поток на
изменением к со = Ut. Крупные обломки замываются две части. В межень, вследствие этого, единый поток
(«тонут») за счет известного аблювиального процес- делится на два потока, формирующих новые русла,
са, а мелкие выносятся на нижерасполагающиеся гря- соединяющиеся ниже в главное. Если берега русла
ды и отлагаются на участках, где со > Uy
сложены легкоразмываемыми породами, то пррцесс
В зависимости от конкретных условий формиро- дихотомического деление русла может продолжаться,
вания струйных течений и турбулентности, в механиз- пока полностью не иссякнет поток в межень.
ме образования гряд и их динамики наблюдаются каВажным обстоятельством описанного процесса,
чественные различия.
наблюдаемого повсеместно и проверенного на физи26
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
ческих моделях, является то, что аккумулятивные тела,
формирующиеся на плесах по осям входящих в них
струй, играют определяющую роль в бифуркации русла и формировании пойменной многорукавности и
островных пойменных массивов.
Совершенно иные причины, механизмы формирования и динамика подвижных донных гряд.
В механике и технике известна и достаточно хорошо описана разновидность качения, названная «бегущим процессам механического типа движения деформируемых тел» [5,6]. Это так называемые бегущие в
одних случаях поперечные, в других - продольные
волны деформации. Грядовое движение обломочного
материала под воздействием текущей воды или ветра,
несомненно, относится к типу бегущей поперечной
волны деформации. Гряду при этом следует рассматривать как деформацию поверхности дна в виде поперечной волны - дно изгибается за счет аккумуляции обломочного материала, приобретающего форму
волны. Естественно, что волновые деформации поверхности дна и бег волн не являются случайным, незакономерным явлением. Это - результат спонтанно
организующегося процесса, направленного к достижению минимума затрат энергии на производимую
работу в конкретных условиях. В бегущей гряде-волне, сложенной обломочным материалом, как и в качении деформируемого тела или колеса, выделяется
часть, находящаяся в неподвижном состоянии - это
подошва гряды, часть поверхности дна (АС - на
рис. 2), закрываемая грядой. Механизм перемещения
гряд по существу является качением, аналогичным
перемещению тракторных гусениц. При качении деформируемого тела часть его точек, соприкасающихся с поверхностью и образующих подошву, находятся
в покое, а центр тела смещается в сторону движения
(рис. 2). Механизм движения заключается в том, что
частицы, слагающие тело, под воздействием лобового давления на них водного/воздушного потока, слой
за слоем, мощностью, равной их диаметру, перемещаются к гребню волны, где скатываются под действием силы тяжести, образуя склоны крутизной, равной
углу естественного откоса.
в
Рис. 2. Схема строения и кинематики подвижной гряды, образуемой водными или воздушными струйными потоками из обломочных частиц пород (поперечный разрез). 1 - длина гряды (волны),
с
равная X = ^
А
d г где d - диаметр обломочных частиц; ABC - длина описывающей граду кривой.
2001
Грядовое движение обломочного материала - один
из видов волнового движения, в данном случае - сыпучих частиц. И к этому виду движения применимы
законы динамики механических волн. В частности, их
можно характеризовать теми же параметрами, которыми описываются поперечные волны: длиной волны-гряды (Я), скоростью перемещения волны (с) и периодом движения - Т. Таким образом, к этим волнам
вполне применимо соотношение: Т= Я / с и вытекающие из него следствия.
Тем не менее, движение волн образуемых водными и воздушными струями из обломочных частиц,
имеет отличие от движения (качения) деформируемых
тел. Оно состоит в том, что за один период путь, равный длине описывающей гряду кривой (ABC), пройдут все слагающие ее частицы. И чем большим количеством периодов будут характеризоваться гряды, тем
выше степень соргированности материала по гидравлической крупности. В случае, если форма обломков
примерно одинаковая, то происходит и гранулометрическая дифференциация материала.
Морфометрические характеристики бегущих по
дну русла гряд при постоянстве расхода воды и соотношения гранулометрических фракций (гидравлических крупностей) определяются скоростью течения. В
соответствии с данным обстоятельством проявляется
следующая интересная закономерность. По длине
потока изменение морфометрических характеристик
гряд обусловливается изменением скорости течения.
В связи с этим участки русла с благоприятными условиями для формирования гряд обычно чередуются с
участками, на которых эти условия отсутствуют. Поэтому размеры гряд по длине потока могут постепенно расти, а затем уменьшаться вплоть до полного исчезновения грядовых форм. Если на участке реки
длинной х умещается N гряд, то, следовательно, последняя TV-ая гряда испытала NT периодов перемещения и такую же кратность перемыва и пересортировки слагающего ее обломочного материала. Из этого
следует, что последняя располагающаяся на отрезке х
гряда, по сравнению с первой, должна характеризоваться максимально высокой степенью соргированности обломочного материала, что в действительности
и наблюдается. В качестве примесей могут присутствовать вмываемые в тело гряды более мелкие частицы. Но это лишь в том случае, если гряды формируются из крупнообломочного материала, с большим
коэффициентом пористости.
Отмеченная многими исследователями [8, 15, 9]
косослоистая структура донных гряд характеризуется малым различием в гидравлической крупности частиц, слагающих соседние слои. По существу, это обломки одной фракции, сортирующиеся в пределах
небольшого диапазона значений гидравлической
крупности, например, чередование слоев крупнозернистого и среднезернистого песка.
Данные обстоятельства имеют важное диагностическое значение, в том числе для определения генези27
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
са гряд , понимания процессов дифференциации обломочного материала по гидравлической крупности
(не по размеру и весу), для выявления концентрации
частиц полезных минералов с формированием россыпных месторождений.
Образование подвижных град на дне ведет к существенным изменениям русловой гидродинамики, с помощью град происходит увеличение средней скорости
течения воды и осуществляется регуляция расхода обломочного материала. В частности, их появление ведет
к существенному уменьшению количества обломочного материала, поступающего со дна, так как сокращается площадь эрозионного воздействия (дно может размываться лишь в межградовых понижениях).
Морфологическая характеристика
«гигантских гряд»
Морфология и морфометрия гряд находятся в соответствии со скоростными параметрами потока и
характеризуются следующими особенностями.
Относительный показатель размеров гряд (отношение высоты h гряд к их длине Л) определяется преобладающей крупностью обломков и скоростью течения. При этом величина А/Л тем меньше, чем больше скорость v и крупнее транспортируемый обломочный материал, так как в русловой системе, как
самоорганизующемся природном автомате, функциональные отношения элементов целесообразны и
спонтанно направлены к минимуму расходов энергии
при перемещении, пространственном перераспределении и гранулометрической дифференциации вещества. Формирование подвижной гряды - целесообразный процесс. При увеличении количества транспортируемого обломочного материала в русле он направлен к образованию новой, дискретно-волновой формы перемещения. В результате при одном и том же
расходе воды возрастает скорость течения потока.
Причем величина h/Л регулируется за счет изменения угла наклона дистальной части гряды и, следовательно, общей длины гряды.
Следует отметить, что наклон дистальной части
гряды и его согласованность с наклоном русла определяется разницей в скорости течения воды и гидравлической крупности транспортируемого материала.
Чем больше эта разница, тем меньше наклон дистальной части подвижной гряды и тем больше его согласованность с уклоном дна, вплоть до момента, когда
азимуты падения дистальных частей гряд и дна русла
совпадают и различаются лишь крутизной - наклон
дна больше наклона дистальной части гряды.
Неподвижные гряды, как отмечалось выше, формируются на окончаниях турбулентных струй по их
оси. Они перемещаются лишь в случае перемещения
самой турбулентной струи. Отличие неподвижных
град от подвижных состоит еще и в том, что первые
насыпаются - из выпадающих на дно обломочных
частиц, образуя аккумулятивное тело с закономерно
28
распределенной крупностью обломков: от наиболее
крупных в пределах ядра постоянных максимальных
скоростей течения до наимельчайших в ее окончании
и в краях. Поэтому неподвижные гряды могут характеризоваться обратной симметрией - дистальная и
проксимальная части меняются местами.
Несмотря на растущий интерес к гигантской ряби,
которая наиболее ярко выражена в Курайской котловине и которую по праву можно назвать алтайским
феноменом, ее морфологическая характеристика страдает неполнотой данных. Исследователи направляли
свой интерес преимущественно на наиболее представительную, хорошо выраженную часть гряд (северную часть в Курайской котловине). Не охарактеризовано строение вершинной поверхности град и ее изменение по простиранию; не описаны тальвеги (межгрядовые понижения).
Поперечный профиль град Курайской котловины
рассмотрен во многих работах российских и зарубежных исследователей. Главной особенностью поперечного профиля курайских град является их нехарактерная для высокоскоростных водных потоков асимметричность: отношение высоты А к длине Л град составляет 0,1 - величина очень большая. Такая относительная характеристика больше подходит для насыпных, неподвижных аккумулятивных форм, но никак
не для двигающихся, тем более при скоростях течения, достигающих 8 м/с и более. Дистальные части
курайских град наклонены под углом 10° и более, в
сторону, противоположную предполагаемому направлению течения палеопотока, что тоже не соответствует параметрам русловых грядовых форм.
Гряды в Курайской котловине на всей площади их
распространения вытянуты в субпараллельные линии.
Обычно же гряды, формируемые русловым потоком,
в плане образуют иной характерный для них вид - вид
развернутого веера, т.е. они выгнуты в сторону течения, и тем больше, чем больше скорость. При этом
меняется и морфология гряд, и гранулометрический
состав переносимого материала по мере движения от
бортов русла к оси потока. На оси потока русловые
гряды слагаются наиболее крупными фракциями, что
естественно, так как на оси скорость течения максимальна, дистальная часть удлиняется, а А/Я закономерно уменьшается до сотых и тысячных долей. И в
этом же направлении возрастает уклон дистальной части гряды, но не в сторону, противоположную направлению течения, а согласно с уклоном дна. У курайских же
град дистальная часть слишком коротка и наклонена
навстречу течению предполагаемого потока.
Выше отмечалось, что грядовое движение обломочного материала по существу представляет собой
качение деформируемого твердого тела, имеющего
вид поперечной волны. В этом случае должно быть
соответствие в параметрах гряд и волн, образуемых
самим потоком. Если же длина волны, слагаемой обломочным материалом, короче длины волны потока,
то гряды переходят в ранг обыкновенной шерохова-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
тости и разрушаются, морфологически перестраиваются в иную форму. То же происходит, если длина
грядовых волн больше организуемых водным потоком. Отмеченные эффекты нами неоднократно наблюдались на горных и равнинных реках, в паводок и в
межень.
Продольный профиль гребней гряд и межгрядовых понижений. Для определения генезиса курайских гряд одной из важнейших их характеристик является продольный профиль вершинной поверхности
гряд и межгрядовых понижений. Если произвести графическую операцию вычитания межгрядовых понижений, то мы будем наблюдать плоскую ровную поверхность, наклоненную под углом 3-5° на север от
горного обрамления Курайской котловины, в сторону
русла р. Чуй. Причем эта поверхность на юге постепенно сливается с такой же плоской аккумулятивной
поверхностью, где гряды отсутствуют. А если произвести вычитание грядовых форм. То получим слабовогнутую поверхность, наклоненную к р. Чуе, ничем
не отличающуюся от базисной поверхности.
Следовательно, можно полагать, что грады могли
быть образованы вследствие врезания временных водотоков, тем более что в настоящее время межгрядовые понижения, собственно, таковыми и являются.
Продольный профиль их тальвегов имеет вид слабовогнутой кривой, к югу постепенно переходящей в
слабовыраженные ложбины. К северу, ближе к руслу
р. Чуй, относительное превышение высот гребней
гряд над тальвегами достигает максимума. Вершинные поверхности гряд неровные, волнистые; возвышения чередуются с ложбиновидными понижениями,
отходящими от осевой линии под углом примерно 10°
на северо-запад. В центре возвышений наблюдается
обломочный материал крупностью 10-250 мм; отдельные обломки, как правило, необработанные, достигают 500-1000, а иногда 3000 мм в поперечнике.
В отложениях понижений преобладает суглинок,
в периоды увлажнения размокающий настолько, что
вязнут ноги животных на глубину до 10 см. Однако
наиболее важным обстоятельством является то, что
на границе, где тальвеги выклиниваются и гряды как
таковые исчезают, наблюдаются миндалевидные возвышения, в центральной части которых, как правило,
располагаются крупные обломки и даже глыбы различных кристаллических пород, размером до 1 м и
более. Травяной покров разреженный, тогда как оконтуривающие их понижения покрыты густой растительностью. На аэрофотоснимках эта часть поверхности
представляет собой располагающиеся в шахматном
порядке медальоны, переходящие в направлении к
северу во все более морфологически выраженные возвышения, а с появлением тальвегов временных водотоков - в гряды.
Важно отметить своеобразие структуры гряд, которую они образуют в плане. При движении к верховьям тальвегов (на юг) наблюдается их деление на
тальвеги более низких порядков: единое, хорошо вы-
2001
раженное вначале межгрядовое понижение делится на
2 тальвега, а они затем еще на 2 и т.д. Затем, ближе к
границе выклинивания тальвегов, с убыванием относительной высоты гряд, тальвеги первых порядков
пересекают друг друга под углом 10-15°, образуя, таким образом, ячеистую структуру. В каждой такой
ячее, размерами 7-8 м на 10-12 м, наблюдается возвышение, в центральной части которого располагается крупнообломочный материал. Обращает внимание
еще одно обстоятельство - отсутствие крупнообломочного материала в тальвегах. Наиболее крупные глыбы и даже обломки скал размером примерно 3x3x3 м
встречаются лишь на вершинах гребней, реже - на их
дистальных склонах, но не в тальвегах.
О возможных механизмах образования гряд
В настоящее время наибольшее распространение
получила гипотеза флювиального происхождения курайских гряд, в которой категорически утверждается, что гряды были образованы водным потоком, сформировавшимся вследствие прорыва ледовых плотин.
Предположим, что «гигантская рябь» может быть
результатом деятельности водного потока. Тогда такие
его параметры, как скорость течения, распределение
скоростей в плане и по глубине можно надежно установить по отмеченным выше характеристикам гряд.
Рассмотрим эти параметры.
Скорость течения потока должна была быть достаточной для перемещения обломков скал весом до
50-70 т вверх по наклонной поверхности крутизной
10-15°, т.е. она должна была достигать более 20 м/с.
Причем такой скорость течения потока должна была
быть не только на его оси, но и в краевых частях, так
как и там крупные глыбы имеют повсеместное распространение. Здесь возникает первое противоречие
законам физики: безнапорное течение воды со скоростью 20 м/с по слабой аклонной поверхности (3-5°),
независимо от глубины потока, невозможно.
Тем не менее предположим, что в Курайской котловине существовал водный поток с указанными в
статьях П. Карлинга и А. Рудого [25, 19] параметрами (V = 8 м/с; Н = 40 м). Образование потоков с
подобными характеристиками не противоречит ни
теоретическим расчетам, ни наблюдавшимся фактам.
В частности, нами проводились инструментальные измерения скорости течения горной реки Ярап
(хр. Бадасал, Приамурье), в паводок достигавшей 7 м/с.
Воспользуемся одной из формул расчета неразмывающей скорости потока для обломков различной крупности. Напомним, что неразмывающей скоростью течения ( и ДНр ) является скорость, при которой происходит первоначальное нарушение равновесия, а размывающая скорость и д р - это скорость, при которой
срыв частиц заданного диаметра становится массовым. Согласно последним теоретическим и экспериментальным исследованиям условий начала массово29
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
го движения частиц донных отложений, проведенным
Г.В. Железняковым и другими учеными, основные
критические значения донной скорости можно определить исходя из следующих зависимостей [7]:
+W
U дар
идр
где u
-
и днр
}
2
и ддп - соответственно размывающая и не-
J 2В
размывающая донная скорость; W . = 3
r-igVV3A
- характерная гидравлическая крупность; величины
В = 24, А = 0,4 - для частиц наносов сферической
формы; для несферических частиц В = 24, А = 1,1.
Физический смысл характерной гидравлической крупности заключается в фиксировании нижнего предела
неразмывающей скорости. Для обломков большого диаметра значение неразмывающей и д а р скорости будет стремиться к гидравлической крупности, оно зависит в большей степени от диаметра, то есть:
pfgd
4-fgd
^Уф =
1
3
Этот коэффициент ра-
"Cr•Кф
вен единице для шара и увеличивается по мере отклонения формы обломков от шарообразной. Среднее его
),
Гг,
Днр
Кф:
•w.
• гидравлическая крупность облом-
ков диаметром d и с относительной плотностью / , а
величина отношения коэффициента лобового сопротивления к коэффициенту подъемной силы, по исследованиям М.А. Дементьева, составляет(С^/Су=4)
[4]. При учете формы обломка в формуле гидравлической крупности появляется коэффициент формы
значение для галечника составляет Кф = 2 [3].
График зависимости гидравлической крупности и
размывающей скорости от диаметра и формы приведен на рис. 3.
Опираясь на данные положения, рассмотрим физические возможности перемещения крупных глыб на
грядах. Их размеры достигают от 1,5 х 2 до 3 х 3 м.
Для того, чтобы их срывать и перемещать вверх по
склону крутизной >10, требуется донная скорость течения соответственно от 15 до 21,7 м/с. При таких
скоростях более мелкий обломочный материал будет
находиться во взвешенном состоянии или перемешаться в придонной области в режиме гладкой фазы. При
снижении скорости течения до размывающей для галечной фракции (от 3,1 до 6,27 м/с) глыбовая фракция окажется погребенной. В этом случае, кроме прочего, крупные глыбы встречались бы и в межгрядовых понижениях (тальвегах), чего в ^райских грядах
не наблюдается.
А.Рудой, В.Бейкер, П.Карлинг, авторы вышеописанной гипотезы, не найдя каких-либо фактических
оснований для существования формировавшего курайские гряды потока, сделали заключение, согласно которому в пределах Курайской котловины существовала огромная по своим размерам водоворотная зона
(рис. 4). По их мнению, главная ось потока (с указанными выше параметрами), входившего в Курайскую
котловину с востока, располагалась в правом боргу
современной долины Чуй. А все левобережье было
занято формируемой этим потоком водоворотной зо-
Рис. 3. Зависимость гидравлической крупности и размывающей скорости от диаметра и формы
обломка, w -гидравлическая крупность обломка, и д р -донная размывающая скорость; \Уф ,идрф
- значения гидравлической крупности и размывающей скорости с учетом формы обломков
30
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Рис. 4. Схема палеопотока и водоворошой зоны в пределах Курайской впадины, согласно А.Н.Рудому.[19]
ной. Напомним, что, согласно их данным, скорости крытая чехлом аккумулятивного материала и огранипотока в этом, как они называют, «обратном течении» чиваемая склонами крутизной 15-20°, с выработанной
составляли более 8 м/с, а глубины воды - более 40 м. в них лестницей волноприбойных ступеней существоКак следует из схемы А.Руцого, водоворот в пре- вавшего ранее озерного бассейна. Наличие волнопделах Курайской котловины имел своим центром точ- рибойных ступеней свидетельствует лишь о том, что
ку с абс. высотой 1558 м (середина котловины) [19] . спуск озера осуществлялся медленно. Нет буквально
Во вращательном движении тел угловые скорости никаких следов эрозионной деятельности того гиганодинаковы, тогда как линейные растут с увеличением тского потока, о котором так настойчиво утверждают
радиуса. Так именно и происходит в водоворотных в своих статьях и лекциях авторы. Гряды сохранились,
а вот русла - нет.
зонах, что можно наблюдать на любой реке.
Отсутствие значительных следов эрозионной деяОднако вода, как жидкое тело, во вращательном
тельности
предполагаемого мегапогока отмечается и в
движении ведет себя иначе, чем твердое. При вращеисследованияхП.А.Окишева
[12]. Им, в частности, спрании, из-за действия центробежных сил, она концентведливо
утверждается,
что
при
указываемых параметрируется в струю по периметру и, применительно к
рах
суперпотоков
"...
долины
Чуй
и Катуни на всем
Курайской впадине, по ее периферии.
протяжении
ниже
ледниковой
плотины
должны бы предРадиусы изгиба потоков и формируемых ими руставлять
собой
циклопические
эрозионные
формы, изсел находятся во взаимном соответствии, которое довестные
под
названием
нули"
(с.
76).
Наличие
слабоэстигается за счет оптимального соотношения скоросродированных
крупных
моренных
комплексов
в предтей течения потока, площади его поперечного сечеполагаемом
канале
катастрофического
сброса
озерных
ния и размываемости пород, в которых формируется
русло. При указываемых авторами параметрах пото- вод не позволяет считать катастрофический характер
ка радиус его изгиба должен быть больше, чем ради- сброса в данном районе достаточно обоснованным [12].
Таким образом, проведенный анализ строения куус изгиба котловины. Следовательно, в распределении
скоростей большую роль должны были играть цент- райских гряд показывает их несоответствие донным
робежные силы, приводящие к существенному пере- аккумулятивным образованиям, формирующимся в водраспределению массы воды к бортам и соответствую- ных потоках. Предположение об их флювиальном генещему возрастанию скоростей. Таким образом, макси- зисе, как о результате образования гигантских паводочмальные скорости течения и глубина потока должны ных волн, вследствие прорыва ледовых плотин, наталбыли быть в краях Курайской впадины и значительно кивается на ряд неразрешимых противоречий.
превышать (быть значительно больше 8 м/с) таковые
В отношении генезиса гряд, насколько позволяют
в центре, над грядовым полем.
судить собранные нами и нашими предшественникаВ таком случае странно, что при прекрасной мор- ми данные, можно высказать две гипотезы.
1. Формирование гряд происходило вследствие
фологической выраженности гряд в центральной частруюурной
упорядоченности рыхлых аккумулятивсти котловины, никаких следов не сохранилось от деятельности того мощного водного потока, какой дол- ных флювиоглящгальных образований, вызываемой
жен был образоваться по периферии котловины. Если мерзлотными процессами - упорядоченными по вредопустить существование здесь палеопотоков, абсо- мени колебаниями влажности и температуры с перелютно неминуемо должно было образоваться глубоко ходом через 0°, при последующем врезании в поверхврезанное русло. Однако на этих самых местах сей- ность по границам струюурных грунтов многочисленчас располагается слабонаклонная поверхность, по- ных временных водотоков.
31
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
2. Гряды формировались вследствие упругих колебаний земной коры и вызываемых ими сейсмодислокаций.
Рассмотрим первую гипотезу. На идею формирование гряд вследствие структурной самоорганизующейся упорядоченности грунтов наводит описанный
выше характер перехода гряд в их продолжение в виде
сетки медальонов, располагающихся на выровненной
слабонаклонной поверхности в южной части Курайской котловины.
Вот как характеризует структурные грунты типа
пятен-медальонов A.JI. Уошборн: «Это структурные
грунты, характеризующиеся преимущественно округлой формой ячейки и отсутствием каменного бордюра. ... Пятна-медальоны, как правило, окаймлены растительностью и встречаются поодиночке или группами. Их типичный диаметр равен 0,5-3 м. Центральные части кругов нередко имеют слегка выпуклый
профиль» [21] (с. 128). А.Л.Уошборн отмечает, что
встречаются пятна-медальоны в виде округлых скоплений каменных глыб, вымораживаемых с нижних
горизонтов аккумулятивных отложений. Обратим внимание на важное замечание А. Л.Уошборна, касающееся условий формирования структурных грунтов:
«Круги, полигоны и сети обычно встречаются на почти горизонтальных поверхностях, а на склонах от 2
до 7° ... они становятся вытянутыми, с тенденцией
преобразования в полосы» [21].
Структурные грунты являются практически
неотъемлемой характеристикой выровненных слабонаклонных поверхностей, покрытых чехлом рыхлых
образований, районов с резко континентальным климатом. Если при наличии указанных условий происходят резкие колебания суточных температур с переходом через 0°, то образование структурных грунтов
является непременным следствием. Нами они наблюдались в горных тундрах - на выровненных поверхностях хр. Тукурингра-Джагды, хр. Баджал, Восточных Саян и др. местах. Условия для формирования
структурных грунтов в Курайской, Чуйской котловинах и других подобных местах Горного Алтая настолько благоприятны, что было бы странным их отсутствие здесь.
Механизм трансформации структурных грунтов
Курайской котловины в гряды представляется в следующем виде. После спуска озера грунты, покрывавшие днище, были в сильно увлажненном состоянии;
при резкой сменс дневных и ночных температур, происходящей на фоне резких сезонных колебаний, произошло быстрое формирование медальонной сети
полигонов, которой была покрыта вся поверхность
днища котловины. Затем по понижениям, разделяющим медальоны, стали закладываться временные ручейки, активизирующие эрозионную деятельность в
период таяния снега и во время дождей летом. Врезание ручьев происходило в соответствии с их базисом
эрозии - руслом р. Чуй. Именно поэтому, на наш
взгляд, межгрядовые понижения имеют вид правиль32
но построенных продольных профилей водотоков, как
плавно вогнутых кривых, с максимальной величиной
понижения к базису эрозии и выклинивающейся к
истокам. Можно сказать, что курайское поле гряд - это
сформировавшийся на структурных грунтах бедленд.
Не хотим категорически утверждать, что предлагаемый нами механизм формирования гряд является единственным, хотя оснований у нашей гипотезы вполне
достаточно. Кроме отмеченных выше, можно еще упомянуть и о кажущейся странности в распределении
крупных глыб и обломков скал на гряд ах, которая получает более реалистическое толкование с позиций нашей
адеи. Навдет ли эта идея полное подтверждение, покажут будущие детальные исследования.
Вторая гипотеза - гряды как результат сейсмодислокаций. Горный Алтай относится к сейсмически
активным районам, на его территории землетрясения
проявляли себя многократно и в течение его четвертичной истории. Известно, что упругие колебания есть
не что иное, как волновые движения твердого тела.
Волны же обладают способностью переносить вещества, лежащие на их поверхности, что установлено
экспериментально и теоретически [10, 13, 14] и наблюдается в современном рельефе в виде концентрически располагающихся гряд вокруг центров импакгного воздействия (астроблем) крупных космических
тел (метеоритов, астероидов). Можно допускать, во
всяком случае, это не противоречит физическим законам, что во время землетрясений поверхностные рыхлые, с вязкопластическими свойствами слои, лежащие
на кристаллическом фундаменте, испытывающем упругие колебания, могли перемещаться по радиусам в
стороны от эпицентра. Естественно, что при этом они
испытают деформацию в виде гофрировки, тем более
мелкой, чем тоньше слой рыхлых образований.
Эта гипотеза может иметь право на существование, если известные на Горном Алтае гряды по своему простиранию укладываются в концентрические
окружности. Тогда их радиус может указывать эпицентр землетрясения.
Резюмируя рассмотрение проблемы формирования
курайских гряд, хотим акцентировать следующее: мы
никоим образом не ставим цель доказать, что на Алтае в течение всего четвертичного времени не было
крупных паводковых волн, образующихся вследствие
прорыва плотин или медленного спуска временных
озерных бассейнов. Эти процессы очевидны и специального доказательства не требуют. Наши дискуссионные суждения касаются методологии науки, системы доказательства научной истины или опровержения ошибочных положений.
Гипертрофированная сосредоточенность внимания
на морфологической схожести форм рельефа или каких-либо иных видов внешнего проявления различных процессов уводит в сторону от истины, и даже за
ту грань, где заканчивается наука.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 01-05-65151)
Литература
1. Барышников Г.Я. Последне оледенение Горного Алтая и обусловленные им катастрофические рельефообразующие процессы // Региональная геохронология Сибири и Дальнего Востока. - Новосибирск: Наука, 1987. С. 154-160.
2. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель. Томск: Изд-во
ТГУ, 1993. 252 с.
3. Дебольский В.К. Геометрические характеристики часгац наносов // Динамика русловых потоков и литодинамика прибрежной зоны
моря. М.: Наука, 1994. С. 71-77.
4. Дементьев М.А. Транспорт одиночного твердого тела неоднородным потоком жидкости. Изв. ВНИИГ. 1955. Т. 50.
5. Добролюбов А.И. Бегущие волны деформации. Минск: Наука и техника, 1987. 144 с.
6. ДобролюбовА.И. Скольжение, качение, волна. М.: Наука, 1991. 176 с.
7. Желязняюв Г.В., Пейч Ю.Л. Начальная стадия деформации русел II Метеорология и гидрология. 1995. № 10. С. 77-84.
8. Знаменская Н.С. Грядовое движение наносов. Теория и практические приложения. Л.: Гидрометеоиздат, 1968. 188 с.
9. Каменсвов Ю.И. Русловые и пойменные процессы. Томск: Изд-во ТГХ 1987. 171 с.
10. Кочарян Г.Г., Родионов В.Н. О природе тектонических сил // Докл. АН СССР. 1988. Т. 302, № 2. С. 304-305.
11. Лунгерсгаузен Г.Ф., Раковец О. А. Некоторые новые данные о стратиграфии третичных отложений Горного Алтая // Труцы ВАГТ.
1958. Вып. 4. С. 79-91.
12. Окишев П.А. Реконструкция «катастрофических суперпотоков» и геолого-геоморфологические реалии // Вопр. географии Сибири.
Томск: Изд-во ТГХ 1999. Вып. 23. С. 75-87.
13. Поздняков А.В. Динамическое равновесие в рельефообразовании. М.: Наука, 1988. 208 с.
14. Поздняков А.В., Махинов А.Н., Бардюк В.В. Экспериментальные исследования процесса самоограничения свободной турбулентной
струи и возможный механизм формирования плеса // Динамика и термика рек, водохранилищ и эстуариев. М.: Наука, 1984.
15. Попов И.В. Деформации речных русел и гидротехническое строительство. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 364 с.
16. Рудой А.Н., Парначев С.В., Сидоркин В.В. Новые данные по морфологии и вещественному составу гигантской ряби течения (Горный
Алтай) //Пробл. геологии Сибири. Томск: Изд-во ТГУ, 1994. Т. 1. С. 215-217.
17. Рудой А.Н., Карлинг П.А., Парначев С.В. О происхождении «странной» ориентировки гигантских знаков ряби в Курайской впадине
на Алтае//Там же. С.217-218.
18. Рудой А.Н. Скэбленд Центральной Азии // Природа. 1994. № 8. С. 3-20.
19. Рудой А.Н. Четвертичная гляциология гор Центральной Азии: Автореф. дис. ...докг. геогр. наук. Томск, 1995. 35 с.
20. Рудой А.Н. Механизмы подпруживания и сброса четвертичных ледниково-подпрудных озер // Гидрологич. исслед. в Сибири. Томск,
1997. С. 69-73.
21. Уошборн А.Л. Мир холода: Пер.с англ. М.: Прогресс, 1988. 381 с.
22. Чугаев P.P. Гидравлика. Л.: Энергоиздат, 1982. 672 с.
23. Baker V.R., Benito G., Rudoy A.N. Paleohydrology of Late Pleistocene Superflooding, Altay Mountains, Siberia // Science. 1993. Vol. 259.
P. 348-350.
24. Carling P. A. Morphology, sedimentology and paleohydraulic Significance of large gravel dunes: Altai Mountains, Siberia // International
Association of Sedimentologists, Sedimentology. 1996, 43. P. 647-664.
25. Carling P.A. Apreliminary paleohydraulic model applied to late Quaternary gravel dunes: Altai Mountains, Siberia // Global Continental
Changes: the Context of Paleohydrology, Geological Society Special Publication. 1996, 115. P. 165-179.
33
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОБЪЕМОВ ЛЬДА В ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ
КАТУНСКОГО ХРЕБТА ПО ДАННЫМ
РАДИОЛОКАЦИОННОГО ЗОНДИРОВАНИЯ
С.А. Никитин, А.В. Веснин, А.В. Осипов, Н.В. Игловская
Томский государственный университет
Представлены результаты радиозондирования 14 ледников в западной части Катунского хребта Центрального Алтая.
В летнем полевом сезоне 2000 г. гляциологическим друга на 25, 50 или 100 м. Интервал съемки выбиралотрядом Томского государственного университета были ся в зависимости площади исследуемого ледника и
осуществлены радиофизические исследования ряда лед- получаемых значений толщины. При радиозондироников в западной части Катунского хребта Центрально- вании толщину льда измеряли по шкале индикатора,
го Алтая. Работы проводились при финансовой поддер- представляющего собой светодиодную матрицу. Кажжке Российского фонда фундаментальных исследова- дый ее элемент при принятой скорости распространий в рамках инициативного н а у ч н о г о проекта «Изуче- нения радиоволн во льду 169±2 м/мке соответствует
ние закономерностей распределения льда в ледниковой толщине льда 4 м. Такое значение скорости радиоволн
системе Центрального Алтая на основе данных радио- в сплошном горном льду хорошо согласуется с нашилокационного зондирования».
ми данными измерений в районе скважин на ледниПроизведено подробное радиолокационное зонди- ках Алтая, Тянь-Шаня и Кавказа [2-4]. Наряду с сигрование 14 ледников, расположенных в верховьях рек налами, отраженными ложем ледника, на записях приМульты, Курагана (притоки: Иолдо, Левая Осиновка), сутствуют сигналы от внутренних неоднородностей
Кучерлы (притоки Иолдоайры, Кониайры) и Капчал. и промежуточных отражающих горизонтов. При инСреди прозондированных ледников 3 - долинные, 6 - терпретации данных радиозондирования сигналом от
карово-долинные, 4 - каровые и 1 - котловинный. ложа считался тот, который имел максимальную вреЧасть ледников находится на территории Катунского менную задержку, присутствовал на записях всех отгосударственного заповедника. Диапазон высот зале- счетов в месте съемки и согласовывался с измерениягания прозондированных ледников находится в пре- ми в соседних точках профилей.
делах от 2200 до 3300 м. На слиянии рек Осиновка и
Построение карт толщины ледников, вычисление
Кураган был организован базовый лагерь экспедиции. их объемов и средних значений толщины выполнено
Из него было сделано три радиальных многодневных на персональном компьютере с использованием промаршрута на исследуемые ледники.
граммного обеспечения SURFER. Результаты съемки
В настоящее время радиолокационное зондирова- отображены табл. 1. В ней представлены следующие
ние является одним из самых производительных гео- сведения: номер ледника по каталогу [1], название
физических методов дистанционного изучения ледни- лед ника, морфологический тип ледника, основная экков. Сущность этого метода заключается в следующем. спозиция, нижняя и верхняя отметки высот ледника
В ледник передатчиком через передающую антенну над уровнем моря, площадь ледника на момент измеизлучается короткий высокочастотный радиоимпульс, рения, объем ледника, средняя толщина ледника и
который, проходя через ледник, отражается от неодно- максимальная толщина.
родностей льда и от его ложа. Отраженные радиоимНа рис. 1. представлена карта толщин карового ледпульсы поступают через приемную антенну в прием- ника Томич (№ 69 по каталогу ледников [1]), на котоники затем анализируются схемой обработки. Инфор- ром в 1969-1973 гг. проводились комплексные гляцимация о характеристиках неоднородностей и толщи- ологические исследования в рамках программы Межне ледника заключена во временной задержке и ин- дународного гидрологического десятилетия [6]. Ледтенсивности отраженных радиосигналов.
ник залегает в двухкамерном цирке, слабо наклоненДля зондирования был использован портативный ном в восточном направлении. Нижняя и верхняя отрадиолокационный измеритель толщины льда, разра- метки ледника - соответственно 2200 и 2850 м. По
ботанный в лаборатории гляциоклиматологии Томс- данным зондирования значительная часть ледника
кого государственного университета. Основные тех- имеет толщины в пределах 40-50 м, средняя толщина
нические характеристики прибора таковы: несущая составляет 31,2 м, а максимальнаятолщина- 55 м. На
частота 700 МГц, чувствительность приемника 125 дБ, карте отчетливо прослеживается подледниковый гредлительность зондирующего импульса 50 не, полоса бень, разделяющий ледник на две части. Толщины льда
пропускания приемника 40 МГц, мощность излучения в этом районе уменьшаются от 40 до 25 м.
передатчика в импульсе 10 Вт, диаграмма направленВ табл. 2 представлены значения площадей и объености приемной и передающей антенных решеток 30°, мов льда в ледниках на различных высотах, заклюэнергетический потенциал локатора не менее 150 дБ, ченных между соседними стометровыми горизонтавес прибора с источником питания и антеннами 10 кг. лями поверхности. Диаграммы распределения объеЗондирование проводилось по ряду поперечных и мов и площадей ледников по высоте показаны на
продольных профилей в точках отстоящих друг от рис. 2.63% объема льда находится в высотном интер34
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Рис. 1. Карта толщин ледника Томич
Таблица 1
Результаты зондирования ледников западной части Катунского хребта
№
№
по каталогу
Название
ледника
Морф,
тип
Эксп.
Выс.отм.
min., м
Выс.отм.
max., м
Площадь,
км2
Объем,
км3
Толщ,
средн.,
м
Толщ,
max,
м
кар.-дол.
Ю
2690
3200
1,546
0,0556
35,9
76
1
15.1.4.20
№20
2
15.1.4.69
Томич
каровый
В
2200
2850
1,550
0,0483
31,2
55
3
15.1.4.72
№72
кар.-дол.
С
2300
2700
0,865
0,0245
28,4
50
4
15.1.4.73
№73
кар.-дол.
С
2300
2700
1,146
0,0412
36,0
80
5
15.1.4.74
№74
кар.-дол.
С
2350
2800
0,932
0,0320
34,3
67
6
15.1.4.97
№97
каровый
СВ
2350
2920
0,527
0,0157
29,8
55
7
15.1.4.98
№98
кар.-дол.
СВ
2400
2900
0,508
0,0137
26,7
55
8
15.1.4.136
№136
ДОЛ.
С
2450
3140
1,657
0,0509
30,7
50
9
15.1.4.143
№143
дол.
ЮЗ
2440
3130
0,960
0,0379
39,4
101
10
15.1.4.145
№145
каровый
ЮЗ
2640
3400
0,358
0,0128
35,7
76
11
15.1.4.146
№146
каровый
юз
2660
3400
0,337
0,0084
24,9
50
12
15.1.4.174
Иолдоайры
котловин.
СВ
2640
2930
3,034
0,1215
40,1
97
13
15.1.4.175
№175
кар.-дол.
с
2640
2920
1,333
0,0572
42,9
105
14
15.1.4.182
Кониайры
дол.
с
2560
3490
3,681
0,1113
30,2
73
35
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
0,1844
0,1814
0,0359
0,4560
0,0048
0,0003
0,0133
S
S
ч
V0
я
Н
0,0071
«г
Я
0,0543
N
0,0011
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Ч
оо
н
О
о"
m
"л
Щ
N
о"
о —'
m
« ^
— О
о" о"
1о"
v-I
P
. SS
CJ г~ ч- чt
4 и м щ. .. 0.
ч
^
°
о* ©~ о о о" о" о" о" о"
00
2
•а
и
гft
К
Я & 2 2 s
S
о
S S S 8 8
о" о" о" о" о"
м
л
"а з
о os
о
SO -ч«с со
tсо
О
о
о"
СО
00
о
о
о"
CS
so
о
о
о"
ft
о
о
о
о"
00
V,
о
о"
о^
h
О
о"
м
о
Л
•—'
о"
n
ft
Ю
CN
о"
W
«
со с»
ft ОС
CN О
о" о"
SO
чо
so
00
о"
ъи
t—
о
о
о*
СО
m
О
о
о"
СЧ
сч
о
о"
ft
— ——
—1 о
о о
о" о"
сч
СЧ
CO
о
о"
00
ГО
«Г о"
OS гг,
о ft
SO OS
—< СЧ
о" о"
О
V-1
t>
М
о"
ft СП
ч «о f >о t> CJ
— о о
о" о" о"
сч
(С|
И
8
о"
N
ф
8
о"
CI
и
о
о"
W
1Л
§
о"
00
^
—
о"
со ч- о о
ш
« Л
—1 ' t> с*
со сч о о
о" о* о" о*
и
и"
2
п н и
и 00 сО СП —<
ООО
Г- 40 СЧ
Г! Ь N "Л
ч
1
>*
р*
>"
и"
ft
Ifl
о
о
Щ
и
8
о"
(5
Ь
8
о"
Isи"
'в
.-ч
о
о"
ч- so
1
о" о"
2
5 3
8 8
о
о"
о" о"
s
о"
V)
о
о
о"
»-< С) •«З" сч
00
р
"а
N 1Л
"Л 0\ 1Л Л
S
С
Ч
чр
о
о
о"
о
и
о
о
о"
сч
О
S
о
о"
и ь
\П
Ч" —
-и со
о" о"
м
00
00
о"
м во
— S0
Ч SO
(О о
о" о"
•о*
2^t >>
ОС
8 8
о" о"
•чo"
s
ft
vs
SO
о
«О
о
сч
и
"Л
М
о
ft чf- <s
м
СО d
о" о
»О
о
о
о"
®
00
о
о
о"
П Ч)
—
геч о
о о
о" о"
ч
1
И
>-
и
О
S
V4
n
§
о"
СО
Ч
N н 6
о, S о
о" о" о"
00
•Чо
о"
М"! «
П1 О
t4
W
W
ft О 00
NOV)
•л
00
ft
^
00 н
Юм
•/> м
00 ft
^ § 5 40
vs
о
о"
о
о
о
о
^
о" о" о"
м
I
ё
и а
36
I
ft
о
о
о"
о п «
О Оо"Оо"
о"
C04;>nv£><~-00ft0.-(csr0
H N N M N H c i m w m f r i
c s c o r i - i A ^ c ^ o o f t o — cs
НННЫгчНгчЫсо'сосо'
1
со
«л
о
о
IS ft
00
о
о
о о о
о о о
co4;v4>oi--oofto>-cesco
ечсчечсчечечЫсососоео
N N N N N c i N P i r i r i n
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
б)
а)
№20
№20
:
I
I
I
28-2.9
28-2.9 .
• 26-2.7
26-27;
24-25
24-2.5 ;
2.2-23
2.2-2.3 '
0,01
0,02
0,03
0,2
Томич
Томич
2.8-29
28-29
1
2.6-27 S
S
S
i
':
тжжжжтжмттж ш
2.4-2.5
2.2-23
«к»!
2.6-2.7
v^uwi^
1
24-25
-Шшм-Ш
5
1
22-2.3
0,01
1
Ш
0,03
0,02
№72
№72
2.&-2.В
2.6-? 7
0,6
0,4
26-2.9
11:11
26-2.7
1_
24-25
2.4-2 5
2-2-2 3
22-2.3
0,004
0,008
0,012
0,016
0,1
0,2
N«73
0,3
0,4
28-29
26-27
26-2.7
24-25
24-25
22-2.3
22-23
"I
Ы -
№73
2.8-29 J !
г
..,..,
1
,.,-.'..'.,
'.. :..•...•.
i
w s « i i i i « e
0,004
0,008
0,012
0,016
0,3
0,2
0,1
№74
28-2.9
2.8-29
26-27
26-2.7
24-2.5
24-2.5
шшттт
"."..:
:.
. t
22-23
22-23
0,004
0,008
0,012
0,016
№67
2.6-29
28-2.9
ЩШМЙ:
"'•"'
26-27
1
У"
0,3
0,2
№97
24-25
mmmmm •
.".v. .:::.
!'!;'.";•!?!;""":"";"">
ytt-W.-IrVf'ririVWyif: ::.
0,003
0,006
ШЩ
24-25 .
22-2.3
22-23
•
.
.
•
?
:..:...::...:..:::..:.
ч
;;
-
0,2
0,1
0,009
№С6
28-2.9
28-2.9
26-27
2.6-2.7
'1
24-2.5
24-25
2.2-2.3
22-23
0,002
0,004
0,006
0,008 км1
шшт
г..:.....:.:.;... ::.::.,..::::.,..:.„ ....:.;..;:.... )
• « н а 0,05
0,1
0,15
0,2 км2
Рис.2. Распределения объемов - а) и площадей - б) ледников по высоте
37
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
28-29
а)
б)
№136
№136
2.8-2.9
| р
2.6-2.7;
2.6-2.7
24-2.5 ;
2.4-2.5
ш .
2.2-2.3
2.2-2.3 '
0,005
0,01
0,015
0,1
0,02
№143
28-29
26-27
|
жжшжш
я * » » ® »
0,3
0,4
0,5
№143
, . , , : , : , - . :Г:!:.;::
..,:(:,,:::::,
2.8-2.9 1ШЖШШШШШШШШШШШ
1
2.6-27
24-2.5
2.4-2.5
22-2.3
2.2-2.3
0,005
0,2
0,01
0,015
0,02
штжшжтшшжшт B
шттштт•
•,:
S1
:Я5
0,1
0,025
0,2
№145
0,3
0,4
№145
:••:.:!.:: :.:::•.. : : [ : . : : : : : • : : :|
2.8-2.9
2.8-2.9
26-2.7
2.6-2.7
24-25
2.4-2.5
2.2-2.3
Щу:•:: ••
.1
2.2-2.3
0,0025
0,005
0,0075
0
0,01
0,05
0,1
№146
2.8-2.9
2.6-2.7
2.6-2.7
24-25
2.4-2.5
22-2.3
2.2-2.3
0,002
0,2
0,25
0,2
0,25
№146
2.8-2.9
0,001
0,15
0,003
0,004
0,005
0
0,05
0,1
0,15
Иопдоайры
28-2.9
2.8-2.9
2.6-27
2 6-2.7
2.4-2.5
2.4-2.5
22-2.3
0,02
0,03
0,04
0,05
0
0,25
0,5
№175
26-27
3
2.2-2.3
0,01
28-2.9
.
j
1
1,25
№175
\мштшжшжт
i штжжшттт шшт^шжтА
2.8-2.9
2.4-2.5
2.2-23
2.2-2.3
0,02
0,03
V
2.6-2.7
2.4-2.5
0,01
0,75
0,04
0,2
Кониайры
"F
а
3.0-3.1
тшттшт
2.8-2.9 ЖШШЖШЖШЖ—
а
и
в
д
2.6-2.7 ттшш
ш
! :: :
'
0,4
0,6
0,8
Кониайры
3.0-3.1;
и
2.8-2.9 ;
2.6-2.7 ;
2.4-2.5
2.4-2.5 Ц р
2.2-2.3
2.2-2.3
0,01
0,02
0,03
0,04
0,05 км3
0,2
0,4
0,6
0,8
1 КМ2
Рис.2, (продолжение) Распределения объемов - а) и площадей - б) ледников по высоте
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
вале 2600-2900 м. Около 30% - в интервале 22002600 м, а остальные 7% - выше уровня 2900 м.
По результатам подробной радиолокационной
съемки ледников получена зависимость между их
объемами и площадями (рис. 3), которая аппроксимирована степенной функцией с коэффициентом корреляции 0,967.
V = 0,0328 -S1'0901,
где S - площадь ледника, км2; V - объем ледника, км3.
0,16
0,12
jsPK
0,08
0,04
2001
сентябрь
Том № 274
^
j
4 км'
Рис. 3. Зависимость объемов прозондированных
ледников от их площадей
Эта зависимость была применена для расчета объемов незондированной части ледников западной оконечности Катунского хребта. Для этой цели использовались данные Каталога ледников [1]. Характеристики распределения оледенения по бассейнам сведены
в табл. 3. В ней представлены наименование бассейна, количество ледников в бассейне, общая площадь
оледенения бассейна, объем льда в ледниках, рассчитанный по полученной зависимости. По нашим оценкам в рассматриваемых ледниках Катунского хребта
аккумулировано 2,2528 км3 льда.
Таким образом, произведена оценка запасов льда
и его распределение в западной части Катунского хребта. Средняя толщина оледенения составляет 32 м, что
почти в два раза меньше, чем в Северо-Чуйском и
Южно-Чуйском хребтах (57,7 и 56,7 м соответственно) [5]. В рассматриваемых ледниках западной части
Катунского хребта аккумулировано 2,2528 км3 льда.
Большая часть льда (1,8 км3) находится в бассейнах
северных макросклонов хребта.
Авторы выражают благодарность студентам кафедры
краеведения и туризма геолого-географичесюго факультета ТГУ А.П Лушникову, А.Б. СуразаковуиАВ. Чеботареву за активное участие в экспедиционных работах.
Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, проект 99-05-65564.
Таблица 3
Суммарные объемы ледников в бассейнах рек западной части Катунского хребта,
полученные по степенной зависимости V = 0,0328*S 1,<т '
№
Бассейны рек
и их притоков
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
р. Верх.Кураган
Оз.Тайменье
р. Озерная
р. Тихая
р. Быстрая Собачья
р. Тихая Собачья
р. Проездная
р. Крепкая
р. Мульта
р. Акчан
р. Еппу
р. Караайра
р. Хазиниха
р. Иовдо
р. Авьяк
р. Ермолай
р. Мал.Кологаш
р. Бол.Кологаш
Сумма
Количество
ледников
в бассейне
13
6
б
' 2
4
1
2
4
17
3
2
18
15
25
3
2
5
4
132
Номера ледников
по каталогу [1]
Площадь ледников
бассейна
по каталогу, км2
Расчитанный объем
ледников, км3
29-41
42-47
48-53
54-55
56-59
60
61,62
63-66
67-83
84-86
87-88
89-106
107-121
122-146
147-149
150-151
152-156
157-160
4,1
1,3
5,9
1,1
1,6
0,3
0,4
2,2
11,65
1,4
0,2
11,7
6,4
12,6
0,4
0,4
3,6
4,7
69,95
0,1226
0,0378
0,1997
0,0355
0,0510
0,0088
0,0113
0,0704
0,3813
0,0441
0,0053
0,3787
0,1999
0,4060
0,0110
0,0115
0,1201
0,1578
2,2528
Литература
1. Каталог ледников СССР. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1978. Т. 15. Вып. 1. Ч. 4. 80 с.
2. Мачерет Ю.Я., Никитин С. А. Толщина льда, подледный рельеф и внутреннее строение ледника Туюксу по данным радиолокационного
зондирования. Материалы гляциологических исследований. М., 1988. Вып. 64. С. 73-75.
3. Никитин С.А. Результаты радиолокационного зондирования ледников Аиру. Гляциология Сибири № 1(16), Томск, Изд-во ТГУ, 1981.
С. 98-110.
4. Никитин С А , Татаринов В.Н. Применение радиолокационного метода для исследования ледников Алтая. Материалы гляциологических
исследований, вып.44, М., 1982. Вып. 44. С. 156-164.
5. Никитин С.А., Веснин А.В., Осипов А.В., Игловская Н.В. Распределение запасов пресной воды в ледниках Центрального Алтая. Тр)ды
научной конференции «Фундаментальные проблемы воды и водных ресурсов на рубеже 3-го тысячелетия», Томск, 2000. С. 341-344.
6. Ревякин B.C., Галахов В.П., Голещихин В.П. Горноледниювые бассейны Алтая. Томск: Изд-во ТГУ, 1979. 309 с.
39
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ЗОНЫ ЛЬДООБРАЗОВАНИЯ И ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ
СНЕЖНО-ФИРНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ЛЕДНИКАХ АКТРУ
Ю.К. Нарожный
Томский государственный университет
Выявлена зональность процессов льдообразования и факторы ее обусловливающие. Рассмотрены особенности строения
снежно-фирновых толщ и их изменения в связи с колебаниями климата.
Изучение процесса усвоения ледниками поступающего на них вещества (т.е. весь путь превращения накапливающегося на ледниковой поверхности снега в
лед) дает возможность получить сведения о зональности различных типов льдообразования, с которыми тесно связаны внутренний и внешний массоэнергообмен,
гидрологический и температурный режимы, глубинное
строение ледника и т.д.; а по известным особенностям
строения активной толщи ледника судить об изменчивости гидроклиматических условий в малоизученных
районах современного оледенения. Поэтому, именно тип
льдообразования служит тем первичным и основным
звеном в сложной цепи взаимодействия между климатом и оледенением, что, в конечном итоге, и определяет
характерные этапы эволюции ледников.
Материалом для исследования данного вопроса послужили многолетние наблюдения на ледниках Акгру
за последние 20 лет. Для изучения мощности и строения фирновойтолщив областях питания ледников Актру была заложена серия глубоких шурфов (рис. 1). Основные работы были сосредоточены в области питания
ледника Малый Акгру, где, помимо шести шурфов, мощностью от 2 до 11 м, имелось семь термоскважин глубиной 10-20 м Крометого,использовались визуальные
оценки в трещинах и обрывах. В отдельных случаях,
особенно в местах значительной мощности фирна,, применялось термобурение. Эти данные позволили оценить
долю фирнового чехла в общей массе льда ледников
Актру на различные временные срезы (табл. 1), которые соответствуют периодам средней (1981 г.), максимальной (1983-1989 гг)иминимальной(1991-1998 гг)
мощности фирна.
Как видим, этот незначительный слой, являющийся практически величиной чистой аккумуляции (без
льдообразования в зоне ледяного питания), обладает
чрезвычайной изменчивостью как во времени, так и
по площади ледников и служит очень важным показателем направленности тенденций развития оледенения в целом.
Всего в бассейне сосредоточено 1,183 км3 льда
[17], что равноценно 1065 млн м3 воды, которая может образоваться в результате таяния этого количества
льда и соответствует объему ледникового стока реки
Актру за 100 лет (при среднегодовом стоке в
11 млн м3). Водозапас фирнового чехла, при средней
плотности 0,63-0,66 г/см3, равен 40 млн м3 воды. Относительное инфильтрационное уплотнение толщи
фирна равно около 0,35-0,40. Следовательно, регулирующая емкость ледников Актру только за счет свободных пор составляет в среднем 15 млн м3 воды.
Рис. 1. Схема расположения пунктов наблюдений на ледниках Актру (1 - шурфы, 2 - термоскважины, 3 - абляционные рейки)
40
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Таблица 1
Запасы льда и фирна (в скобках - в % от общей мощности) в ледниках Актру
Ледник
Малый Акгру
Левый А и р у
Правый Актру
Водопадный
Кар Малого Актру
Стажер
Всего по бассейну
Общая мощность, м (по [ 17])
средняя
максимальная
86
235
90
185
56
194
55
ИЗ
69
109
53
91
235
75
Средняя мощность фирна, м
на 1981 г.
на 1989 г.
на 1998 г.
3,7 (4,3)
4,8 (5,6)
3,1 (3,6)
5,3 (5,9)
3,4 (3,8)
4,1 (4,6)
5,0 (8,9)
3,0 (5,3)
3,8 (6,8)
1,0 (1,8)
1,7(3,1)
0,6 (1,1)
2,8(4,1)
1,3 (1,9)
1,9 (2,8)
3,4(6,4)
4,2(7,9)
2,8 (5,3)
4,8(6,4)
3,7 (4,9)
2,9 (3,9)
Максимальная
мощность, м
13
17
15
5
6
8
17
Примечание: представленные данные (хроме максимальной мощности) относятся к общей площади каждого ледника.
чающиеся на этом леднике, а также крайние значения
длительности льдообразования. Обращает внимание
довольно сложное и разнообразное строение фирноНа рис. 2 представлены структурные разрезы фир- во-ледяной толщи.
новой толщи ледника Малый Актру по линиям АБ и
На поперечном профиле ВГ максимальные мощВГ (рис. 1) на конец сезона таяния 1984 г. Они харак- ности фирна приурочены к подножию склона ледотеризуют собой предельные мощности фирна, встре- раздельного гребня и составляют 13 м. Этот участок
характеризуется самыми благоприятными условиями снегонакопления. Кроме того, пониженные значения радиационной составляющей
теплового баланса, вследствие закрытости горизонта, обеспечивает и
малое количество воды, участвующей в преобразовании толщи. Шурф
№ 4 (рис. 3) наглядно демонстрирует характерные особенности строения этого участка. Чередующиеся
горизонты фирна, мощностью от 110
до 170 см, разделены прослойками
льда, постепенно увеличивающимися с глубиной, от 2 до 10-20 см.
В верхних слоях встречаются линзы, жилы, сосульки инфильтрационного происхождения. В целом, разрез, мощностью 11 м, состоит на
3500
85% из фирна и на 15% из льда.
В центральной части поперечного профиля отмечается общий про5WO
гиб ледника, с уклоном в 3-6°, который про слеживается вплоть до ледопада. Морфология поверхности, а
также соотношение величин аккумуляции-абляции здесь таковы, что
мощность фирновой толщи едва достигает 6 м и практически на 50%
представлена льдом. В то же время
на других участках ледника при аналогичных условиях мощность толщи
достигает 7-9 м. Дело в том, что по
наклонным (8-15°) ледяным прослойкам с обеих сторон сюда постуРис. 2. Структурные разрезы ледника Малый Актру по линиям АБ н ВГ (Рис. 1.)
пают дополнительные порции воды,
на конец периода таяния 1984 г. (1 - шурфы, 2 - трещины, 3 - границы годовых
а незначительный уклон этой части
горизонтов, 4 - фирн, 5 - лед)
ледника способствует ее застою, и
Мощность, строение и плотность
фирновой толщи
41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
#
*
т
т
м
*
tfS
ни
1111
I «о
А/6
IMI
im
197»
V2
mi
им
ЦП
т
ЕЗ i
an EZZ1 *
iт
ПТГ
m
HTS
|9Г«
1975
Рис. 3. Строение фирново-ледяной толщи в различных точках области питания ледника Малый Аюру
(1 - сезонный снег, 2 - фирн, 3 - лед, 4 - границы годовых горизонтов)
часть воды замерзает в зимний период. В этой зоне
также наблюдаются ледяные дайки, механизм формирования которых описан А.Б. Бажевым [1]. Оставшаяся часть профиля характеризует наиболее распространенное строение основной площади области питания и представлена разрезом главного опорного шурфа № 3 (рис. 4), У правого борга вновь прослеживается понижение поверхности фирновой толщи вследствие весьма интенсивного теплового воздействия
скального обрамления.
По продольному разрезу АБ характер строения
фирновой толщи в целом сохраняется. От начала профиля (точка Б), на протяжении 300-400 м, 7-9-метровая толща представлена наклонными (4—7°) параллельными годовыми слоями, разделенными прослойками
льда (см, шурф № 3, рис. 4). Далее, слои фирна, постепенно утоньшаясь по простиранию, последовательно сверху вниз выклиниваются на поверхность. Это
хорошо можно наблюдать в экстремальные годы (например, 1998), когда снеговая граница оказывается
гораздо выше своего среднемноголетнего уровня.
В противоположность фирновым горизонтам, слои
и линзы льда, постепенно утолщаясь, сливаются друг
с другом, образуя все более мощные горизонты. В разрезе все больше начинает преобладать лед. Наиболее
показательным в этом смысле являются данные стратиграфического разреза по шурфу № 2 (рис. 3), в котором более чем на 70% от общей мощности составляет лед инфильтрационного и инфильтрационно-конжеляционного происхождения.
Рис. 4. Строение и плотность (р) фирново-ледяной толщи ледника Малый Аиру в опорном шурфе № 3
за 1981-1984 гг. (Условные обозначения см. рис. 3)
42
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Большой практический интерес представляют значения плотности снежно-фирновойтолщиледника: ее
пространственные различия, скорость и величина изменения от начального значения до плотности льда,
ее преобразования на различных глубинах. Решение
этих вопросов так или иначе связано с чисто региональными условиями формирования определяющих
факторов процессов льдообразования (аккумуляция,
таяние, температура и строение толщи и т.д.), которые, как показывают работы [8, 11, 13 и др.], сугубо
индивидуальны в каждом конкретном районе. Поэтому, для различных районов с разным режимом ледников такие зависимости будут свои.
На рис. 4 и 5 показаны распределение плотности по
глубине в различных точках ледника. Прослеживается
единая закономерность: плотность фирна в районах с
полным наборам годовых слоев вначале быстро (от
0,48-0,55 до 0,60-0,65 г/см3 в пределах первых 1-3 слоев), а затем медленнее (от 0,65 до 0,88 г/см3) нарастает
с глубиной. На рис. 6а показаны изменения плотности
Ар за летний сезон по глубине Z в средний, а также минимальный и максимальный по условиям аккумуляции
годы Как видим, во всех случаях скачок изменения плотности для слоя текущего года составляет 0,12-0,15 г/
см3, что соответствует почти 20-30% первоначальной
плотности; в слое предшествующего года Др = 0,080,12 г/см3 или 8-10%, идалееидет уменьшение до 0,020,04 г/см3 или 3-5%. Заметим, что эпюры этих зависимостей подобны эпюрам распределения запасов холода по глубине перед началом таяния [16].
Не остаются постоянными мощность и строение
толпщ и год от года. На рис. 4 представлены осенние
разрезы фирновой толщи по шурфу № 3 за четыре
года. Как видим, изменения очень значительны. Они
выражаются как в общем количестве водозапаса всей
толщи, так и в величине относительного количества
фирна и льда. Например: число ледяных образований
в разрезе 1982 г. превышает таковые за 1984 г. в
1,3 раза, а водозапас меньше в 1,1 раза.
В целом из общей площади области питания ледника Малый Акгру на конец абляционного периода
1984 г. участки полного набора годовых слоев занимают около 0,85 км2 или 37% площади, где число слоев составляет 7-10. На остальной площади их число
не превышает 1-6.
На ледниках Левый и Правый Актру наблюдается
более разнообразная картина распределения мощности фирна по площади. На Левом Акгру две верхние
обширные ступени, с абсолютными высотами 32003400 и 3500-3700 м, составляющие около 70% площади всей области питания, являются, по существу,
основными зонами аккумуляции снежно-фирновых
масс, максимальная мощность которых достигает 1517 м. Исключение составляют зоны перегибов, где
фирновый чехол крайне мал (3-5 м). На Правом Актру обращают на себя внимание зоны повышенной концентрации фирна, расположенные в двух карах. На
обоих ледниках основные снежно-фирновые массы
сосредоточены у правого подветренного склона; в то
время как противоположная сторона нередко бывает
совершенно лишена фирнового чехла. На леднике
Водопадный основные запасы фирна (3-5 м) сосредоточены практически в его центре (зона прогиба поверхности) в 400-600 м от конца языка. Далее, вверх
по профилю, фирновый чехол практически исчезает
и питание этой части ледника происходит исключительно за счет мощного слоя (20-30 см) инфильтрационно-конжеляционного льда.
А. ЬоЭогиЛнмй {tfli
Т
2001
На основании всех имеющихся материалов построена кривая распределения плотности р фирна по
глубине Z (рис. 66), представляющая собой ломаную
линию. Первая часть ее, более крутая, соответствует
верхним 1-2 горизонтам, где средний прирост плотности фирна на каждый метр глубины составляет 0,060,08 г/см3. Вторая часть кривой более пологая и показывает среднее увеличение плотности по глубине, рав-
л. Правый Актру (лЛ)
*. / м « й Дкгру К О
м
о4
об . at
пь
at
Рг/«-м3
9г/смл
а* в.6 as Pr/fc**
6
S
4
5
2
I
О
РИС. 5. Строение и плотность (р) фирново-ледяной толщи на ледниках Водопадный, Левый и Правый Актру
в конце сезона таяния 1981 г. (Условные обозначения см. Рис.3.)
43
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 6. Изменения плотности фирна (Лр) в шурфе Ks 3 за летяие сезоны в различные По условиям аккумуляции годы (а),
а также зависимость платности фирпа от глубины (Z) на леднике Малый Актру (б)
ное 0,02-0,03 г/см3 на метр. По сравнению с имеющимися в [6, 11, 13 и др.] сведениями, наша кривая
более крутая и, соответственно, приращение плотности по глубине больше. Это объясняется, по-видимому, тем, что в данном случае мы имеем дело с холодным типом льдообразования (в противоположность
теплому на ледниках Абрамова и Марух). Резкий перегиб в значениях плотности на глубине 2-3 м показывает ту предельную мощность, где и сосредоточен
основной объем инфилътрационного льдообразования, а также наблюдаются наибольшие значения вертикальных деформаций толщи (см. ниже).
Оседание определялось путем повторного измерения расстояния между деревянными штырями, вби44
тыми на границе каждого годового горизонта, весной
1981 г. в шурфе № 3 с последующими его замерами в
сентябре этого же года, весной и осенью 1982 г. За
имеющихся два летних сезона величина оседания
практически оставалась одной и той же, равной 2,22,5%, а за зимний период 1981/82 г. - 1,6%(т.е. за год
в среднем - 4%). Ее значения между слоями распределились следующим образом: 6-9% составляет оседание первого слоя, 4-5%-второго, 1,0-1,7%-в последующих слоях. Кроме того, в мае 1981 г. в районе
шурфа № 3 был «разбит» квадрат со стороной 50 м.
Повторные измерения расстояния между вершинами
этого квадрата в июне 1982 г, показали, что деформация толщи за счет растяжения составляет около
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
0,011 год-1 или 1,1%. Таким образом, увеличение плотности фирновой толщи за счет вертикального оседания составляет около 4%, но горизонтальное растяжение уменьшает его на 1%, в результате - приращение плотности равно 3% в год. Полученные результаты по ледникам Актру аналогичны имеющимся в литературе [11, 14], а это, в свою очередь, свидетельствует
об однородности процессов деформации толщи за счет
статических и динамических напряжений на различных ледниках.
Инфильтрация и просачивание талой воды
в фирновую толщу
2001
тями строения толщи, где годовые слои отделяются
мощными ледяными прослойками - до 20-30 см. В
целом скорость инфильтрации в фирне составила 1011 см/сутки. При этом интенсивность подачи воды с
поверхности в этот период (с 1 июня по 23 июля) возросла до 8,7 мм/сутки, а запас холода в фирне составил около 90 мм.
Скорость фильтрации сквозь уже промоченную
снежно-фирновую толщу в период с 24 июля по 10 августа (конец периода таяния) будет зависеть, в основном, от интенсивности поверхностного таяния и, поэтому, водоотдача из толщи должна происходить довольно быстро. Во всяком случае, как следует из наблюдений на Марухском леднике [И], хотя эффективный поток имеет сечение, примерно равное лишь 5 10% сечения сообщающихся пор, но этого вполне
достаточно для быстрой фильтрации того количества
талой воды, которое обусловлено таянием.
К настоящему времени накоплен большой опыт и
получены конкретные данные о процессах инфильтрации в фирново-ледяную толщу в различных ледниковых районах [2, 3,4,11 и др.]. Показана их роль во
всем многообразии факторов, определяющих вещеЗоны льдообразования
ственный и энергетический баланс ледников. Для определения этой важной характеристики в области пиМногочисленные данные по аккумуляции и таятания ледника Малый Акгру зимой 1981 г. был выбнию,
температурному состоянию, распределению и
ран наиболее типичный участок, внутреннее строение
стратиграфии
снежно-фирновых отложений и т.д. покоторого представлено разрезом шурфа № 3 (рис. 4),
зволяют
по
известным
признакам достаточно надежгде и были поставлены наблюдения за скоростью проно
выделить
в
областях
питания ледников Актру опсачивания талых вод с использованием красителя.
ределенные
наборы
зон
льдообразования, которые
Температура толщи измерялась как непосредственно
характерны
для
большинства
районов современного
в шурфе, так и по скважинам № 8 и № 9 (рис. 1).
оледенения
Алтая.
Как известно [2], процессы инфильтрации являютРассмотрим зональность процессов льдообразовася функцией многих переменных, главные из которых
- продолжительность и интенсивность таяния, началь- ния при средних условиях, наблюдавшихся на ледниная структура толхци и ее изменения по глубине, тем- ках Акгру за последние 20 лет, используя при этом
пературное состояние и условия стока талых вод. Та- граничные условия существования той или иной зоны,
яние в районе шурфа началось 5 мая и до времени выявленные по массовым измерениям на леднике
полного пропитывания толщи, которое отмечается Малый Акгру. Основными критериями выделения гля23 июля, на поверхности образовалось 600 мм талой циологических зон служили разработки П.А. Шуйсводы. Таким образом, средняя скорость инфильтрации кого [21, 22] , Е.Н. Цыкина [20], А.Н. Кренке [9^ 10,
талых вод составляет за период 9 см/сутки, а средняя 12], а также использовались характерные признаки той
интенсивность таяния - 7,5 мм/cyim Причем скорость или иной зоны, основанные на стратиграфических
инфильтрации в этот период крайне неравномерна: особенностях строения фирново-ледяной толщи, поменьше всего она в сезонном снеге (4-6 см/сутки) и лученных в различных ледниковых районах [2,5,6,7,
связана, в основном, с малой интенсивностью таяния; 11,13,14,18,19 идр.].
затем скорость инфильтрации постепенно увеличиваНа ледниках бассейна выделены следующие зоны
ется и у основания снежной толщи достигает 10- льдообразования; холодная фирновая, фирново-ледя15 см/сутки; на контакте снег-фирн отмечается ее ная и ледяного питания (рис. 7),
минимальное значение - 2-4 см/сутки, Запас холода
Холодная фирновая, или инфильтрационно-рекрив этом слое составил (в пересчете на слой воды) око- сталлизационная зона простирается по всей кромке
ло 50 мм, а с поверхности поступило 140 мм талой южного ледораздела бассейна от его подножий (3370воды. Следовательно, в период с 5 по 31 мая - време- 3400 м) до самых верхних гребней - вершина Акгруни полной пропитки снежной толщи, интенсивность Баш (4075 м), и занимает 3,49 кмг или 36% площади
таяния составила 5 мм/сутки, а интенсивность «реа- областей питания ледников Акгру (табл. 2). Наличие
лизации» холода - около 2 мм/сутки. В фирновом слое участков наибольшей аккумуляции на нижних предепредшествующего года (1980) скорость инфильтрации лах и закономерное уменьшение таяния на верхних
возрастает от 3-4 - в верхней части, до 10-15 см/сут- составляют общее правило для области распростраки - у его основания, н вновь замедляется на контакте нения данной зоны. Особенно это хорошо выражено
с летней поверхностью 1979 г, - до 2-3 см/сутки. Та- на Левом Акгру, где нижняя граница расположена на
кой пульсирующий характер инфильтрации в фирно- 30-90 м ниже, чем на других ледниках бассейна и
вых слоях объясняется, главным образом, особеннос- имеет здесь наибольшее распространение. Вертикаль45
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 7. Распределение зоны ледообразования и величин внутреннего питания на ледниках Актру в среднем за период
1977 -1999 гг. (I - холодная фирновая зона, 2 - фнрново-ледяная зона, 3 - зона ледяного питания, 4 - зона абляции,
5 - величина внутреннего питания (г/см2), 6 - граница зон ледообразования)
ный диапазон на Малом Авару составляет 270 м, Правом Актру - 480 м, Левом Актру - 720 м.
Климат в пределах холодной фирновой зоны характеризуется самыми низкими температурами воздуха, которые зимой достигают -30 + -40°С, а среднелетние (июнь-август) на средней высоте зоны составляют - 2 -г -3°С.
В пределах рассматриваемой зоны суммарная аккумуляция по ледникам изменяется от 100 до 125 г/см2,
достигая в отдельных точках до 200 г/см2 (табл. 2).
В течение периода летнего таяния поверхность снежного покрова сохраняет весьма высокое альбедо (7585%), поэтому, количество солнечной радиации, поглощаемой поверхностью, уменьшено почти в 1,52,0 раза по сравнению с нижележащими зонами. Этому способствует летний максимум осадков, которые
здесь полностью выпадают в твердом виде. Тем не
менее, таяние в холодной фирновой зоне составляет
20-40% общих снегозапасов. Количество талой воды
колеблется от 400 до 150 мм, закономерно уменьшаясь с высотой. Остаток снега в конце непродолжительного теплого периода, длящегося здесь около 3050 дней, составляет в среднем 160 см, изменяясь от
100 до 200 см,
Результаты структурного анализа показывают
(рис. 3, шурф № 4 ) , что преобразование снега в лед
на большей части площади этой зоны происходит за
8-10 лет (на участках максимальной мощности фирна - за 10-12 лет) и заканчивается на глубинах от 10
до 18 м в условиях отрицательных температур исключительно под действием оседания и рекристаллизации. Последнее составляет 35-40% в общем процессе льдообразования, а инфильтрационное - 60-65% и
происходит, в основном, в верхних 5-8 м толщи.
46
Фирново-ледяная, или инфильтрационная зона
имеет наибольшее распространение и составляет
5,31 км2 или 55% общей площади областей питания
ледников Акгру (табл. 2). Она занимает обширные,
сравнительно выположешше пространства в небольшом диапазоне высот (3150-3440 м). Нижней границей является фирновая линия. Отдельные пятна ее
встречаются как внутри холодной фирновой (см. Левый Акгру), так и ледяной (Водопадный и Кар Малого Акгру) зон льдообразования (рис. 7). В первом случае это обусловлено малой аккумуляцией из-за сноса
снега ветром на выпуклом участке ледника, во-втор о м - наоборот, концентрацией снега в вогнутых формах рельефа на более низких пределах.
Льдообразование в этой зоне завершается инфильтращюнным путем. Причем, за 2-3 года в этой зоне образуется такое количество воды, которого хватило бы
для полного превращения фирна в лед. Однако около
30-80% ее уходит в сток. Поэтому льдообразование
длится 6-7 лет - на участках полного набора годовых
слоев, и 2-5 лет - на остальной части зоны. Об этом же
свидетельствуют и стратиграфические разрезы (рис. 3,
4, 5), Увеличение плотности за счет статических и динамических напряжений составляет 3% (см. выше), что
за 7 лет дает прибавку плотности 0,07-0,08 г/см3, а это,
в свою очередь, соизмеримо с годовым инфильтрационным льдообразованием. Таким образом, процессы
оседания и рекристаллизацииусноряЕот общий процесс
льдообразования сроком на 1 год.
Зона ледяного питания, или инфильтрационноконжеляционная зона.
На долинных ледниках бассейна - Малый, Левый
и Правый Акгру - эта зона наблюдается в виде узкой,
иногда прерывистой, полосы шириной не более
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Т аблиц а 2
Средние величины суммарной аккумуляции {Ct), таяния (At) и внутреннего питания (f)
в различных зонах льдообразования ледников Актру за период 1977-1999 гг.
Ледник
Малый Актру
Правый Актру
Левый Акгру
Водопадный
Кар Малого
Актру
Всего по
ледникам
бассейна
S
АН
Ct
At
F
S
дн
a
At
F
S
ДН
ct
At
F
s
ДН
ct
At
F
s
AH
Ct
At
F
8
ДН
Ct
At
f
Холодная фирновая
0,30
3440 3710
125
35
35
1,34
3390-3870
118
40
40
1,85
33 50—4070
115
35
35
-
_
-
-
_
-
-
3,49
3350-4070
117
38
38
Зоны льдообразования
Фирново-ледяная
ледяная
1,45
0,11
3180-3440
3160-3180
107
91
75
91
25
12
1,60
0,15
3150-3390
3130-3150
105
75
67
75
7
22
1,77
0,07
3180-3350
3160-3180
95
70
70
70
23
7
0,22
0,26
3200-3380
3180-3552
80
45
55
45
17
18
0,27
0,31
3160-3300
3140-3500
90
50
55
50
21
17
5,31
0,90
3150-3440
3130-3552
100
60
69
60
23
14
зона абляции
0,87
2235-3160
60
220
-
2,06
2455-3130
59
195
-
2,26
2530-3160
57
215
-
0,27
3055-3180
40
125
-
0,33
2650-3140
50
120
-
5,79
2235-3180
57
199
-
В целом по
ледникам
2,73
2235-3710
94
119
19
5,15
2455-3870
91
112
17
5,95
2530-4070
89
119
19
0,75
3055-3552
56
75
11
0,91
2650-3500
65
85
12
15,49
2235-4070
87
112
17
Примечание: S - площадь зоны, км2; АН - диапазон высот от нижней границы до верхней, м.
Зона абляции занимает в среднем 5,79 км2 или 37%
20-100 м. Вертикальная протяженность колеблется от
0 до 40 м. Тем не менее, площадь, занятая ею, состав- суммарной площади ледников бассейна. Вертикальляет 0,90 км2 или 9% от общей площади областей пи- ная протяженность зоны составляет от 150 (Водопадтания ледников Актру и на 63% представлена на двух ный) до 1000 м (Малый Акгру). Льдообразование
плосювершинных ледниках - Водопадный и Кар здесь носит временный характер: в летний период
Малого Актру (рис. 7), В силу своих морфологичес- после стаивания снежного покрова вначале обнажаких особенностей, а также доступности для основных ется наложенный лед, мощностью 5-15 см, который
ветров, которые в данном месте достигают штормо- быстро стаивает по мере поднятия сезонной снеговой
вой силы, существуют условия для массового сноса линии, Высокие значения летних температур воздуха и
снега, а довольно низкие температуры воздуха спо- солнечной радиации обеспечивают интенсивное таяние,
собствуют значительному выхолаживанию верхних которое в несколько раз превышает объем аккумуляции
г
горизонтов ледниковой толщи - благодаря чему со- и на нижних пределах составляет 350-600 г/см .
здается положительный баланс вещества. В течении
Таким образом, рассмотренная схема зональности
периода таяния на участках, где снегозапасы не пре- процессов льдообразования на ледниках Актру предвышают 30-50 см и велики запасы холода, происхо- ставлена типичным «нонтиненгалып,1м» (по АН. Кренке
дит их усвоение в виде слоя инфильтрационнош льда [10]) набором зон льдообразования, обусловленным
толщиной 20-35 см, а там где их более 100-150 см - суровыми климатическими условиями и низкими темчасть талых воя не уместившись в порах несгаиваю- пературами льда
щего остатка, стекает за пределы зоны. Другая часть
замерзает и образует линзы конжеляционного льда,
Зависимость типов льдообразования
наложенного поверх инфильтрационного льда. Налоог климатических изменений
женный лед хорошо отличается от ледникового блестящей поверхностью, сероватым цветом, слоистостью,
Основными климатическими факторами, опредепузырчатостью; определяется как по разности отче- ляющими тип питания, служат аккумуляция и таяние,
тов в конце каждого периода абляции, так и в шур- которые являются следствием увлажнения и тепловофах. Ледообразование здесь завершается в течении го баланса гаяциальной зоны. Изменение этих параодного года.
метров могут быть связаны как с движением ледника,
47
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
так и, в большей мере, с нестационарностью климата
во времени [12], а это, в свою очередь, существенно
отражается на характере процессов льдообразования
и приводит к заметному смещению их границ.
Выше было установлено, что роль талых вод в образовании льда является ведущей, и поэтому основной тип льдообразования - инфильтрационный, с которым связаны наибольшие изменения структуры
фирновой толщи. Стратиграфические колонки опорного шурфа № 3 (рис. 4) демонстрируют существенную перестройку строения толщи. Наличие все более
утолщающихся ледяных прослоек, соответствующих
границам слоев 1078-1982 гг., свидетельствуют о прогрессирующем процессе преобразования фирноволедяного типа питания в ледяной. В этот промежуток
времени (1978-1982 гг.) равновесие между приходом
инфильтрации и не стаивающим остатком снега, свойственное фирново-ледяной зоне, было нарушено. Количество инфильтрационного льда значительно превышало объем пор (PS) в снежном остатке (S). Масса
фирна с каждым годом сокращалась, а ледяные прослойки, маркирующие годовые горизонты, утолщались за счет намерзания подпружеиной воды в порах
фирна. Из средней аккумуляции за эти годы в районе
шурфа, равной 90 г/см2, чистый приход (сумма внутреннего питания и снежного остатка) составил 50 г/см2, из
них 30 г/см2 пошли на образование льда, а 20 г/см2
являются не стаивающим снежным остатком. Таким
образом, условие существования фирново-ледяной
зоны (по А.Н. Кренке [9]) не выполняется. По сотношению между количеством пор среднегодового остатка, способного вместить только PS = 1,3 х 20 = 26 г/см2,
и инфильтрационной аккумуляцией, равной 30 г/см2,
можно заключить, что район шурфа № 3 по условиям
существования в 1978-1982 гг. относится к зоне ледяного питания. После завершения периода абляции 1982 г. водозапас всех слоев фирна в разрезе составил около 250 г/см2. При средней плотности фирна, равной 0,64 г/см3, относительное инфильтрационное уплотнение равно 0,35, поэтому, для заполнения
всех пор фирна необходимо 250 х 0,35 = 90 г/см2 льда.
Если бы условия, характерные для периода 19781982 гг., сохранились и дальше, то четырех сезонов
хватило бы для полного превращения толщи в лед.
Однако, сплошные ледяные массы льда могут появиться и раньше, т.к. увеличение мощности ледяных прослоек ведет к тому, что глубинные фирновые слои окажутся погребенными и станут недоступными влиянию
талых вод. При этом резко сократится прирост твердого вещества и увеличится поверхностный сток талых вод. Наступит такой момент, когда в течение одного сезона весь выпавший слой снега частично или
полностью стаивает, образуя в первом случае, в основном, инфильтрационный, во-втором - инфильтрационно-конжеляционный лед.
Стратиграфический разрез шурфа № 2 (рис. 3)
показывает практически полный сценарий замещения
фирново-ледяной зоны питания на ледяную. Начиная
48
с 1978 г., чистый прирост вещества в районе шурфа
состоял только из повторно замерзшей воды в порах
фирна и в виде инфильтрационного льда в прослойках, разделяющих прежде почти 2,5-метровую фирновую толщу, сформированную в период соответствующих условий 1975-1977 гг. В процессе инфильтрации и замерзания уже в 1980 г. верхние годовые слои
сгруппировались в один 80-сантиметровый слой инфильтрационно-конжеляционного льда Вскрытие толщи в конце сезона абляции 1981 г. показывает полную
изолированность незначительных прослоек режеляционного фирна на глубинах 80-115 и 170-190 см от
поверхности. Фильтрация талых вод с использованием красителя обнаружена только до глубины 40 см.
Количество нового льда в 1981 г. составило 12 см, в
1982 г. - 17 см. Таким образом, в районе шурфа № 2
практически за три года произошла почти полная смена фирново-ледяной зоны на ледяную. Для участков
ледника с полным набором годовых слоев (шурфы
№ 3, 5,6, рис. 3 и 4) этот процесс, видимо, займет 6 7 лет при соответствующих условиях.
Структурный разрез, представленный на рис. 3,
отражает особенности межгодовой изменчивости условий льдообразования, характерных для холодной
фирновой зоны. В данном случае морфология разреза показывает, что в период 1978-1982 гг толща находилась в переходной фазе от холодного фирнового
льдообразования к фирново-ледяному. В этом убеждает наличие толстых ледяных прослоек в средней
части разреза, а также количественные соотношения
между инфильтрационной аккумуляцией и объемом
пор в снежном остатке, свойственные фирново-ледяной зоне. Более того, содержание льда в толще в конце периода абляции 1982 г. было, видимо, предельным,
и дальнейшее сохранение подобных условий привело
бы к окончательной смене типа льдообразования.
Отепление толщи посредством инфильтрации и замерзания воды вряд ли могло продолжаться, т.к. сравнительно большие уклоны в этой части ледника могли
вызвать преждевременный сток талой воды по промежуточным водоупорам, хотя в нижней части разреза сохранялся отрицательный температурный режим.
Поэтому, в данном случае нижнюю часть холодной
фирновой зоны следует выделить в особую переходную полосу, названую Г.Н. Голубевым [4] субхолодной фирновой подзоной. Основным условием ее существования является наличие участков области питания с значительными уклонами, где несмотря на
большие мощности фирна, которые, в большинстве
своем вызваны нестационарностью колонки фирна за
счет ее движения, в такие периоды как 1978-1982 гг.,
может происходить сток талых вод по промежуточным водоупорам.
Преобразование одной зоны в другую сопровождается изменением температурного режима деятельного
слоя ледника [16]. Так, средняя температура в районе
шурфа № 2 в конце периодов абляции 1980-1982 гг.
составила: (-2,7; -3,2; -3,8)°С, для шурфа № 3 за этот
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2001
сентябрь
Том № 274
2Гн)
а*
т1
я
V
*.
*
\
*
Q)
\
•
»
N
»
*
•Ж *
т
» *
»
» »
*>•*
\
Я'
\
\
*
\
5)
\
1
|
*
\
\
м* я
* ••
*
*
•
*
* *
*
•
«
§
5)
* N
№
IV84
1УС5
Рис. 8. Структурные разрезы (шурф № 1) в начале (а) и в юнце (б) периодов таяния 1983-1985 гг.
на леднике Малый Актру
же период - (-1,2; -1,7; -2,0)°С соответственно. Понижение температуры объясняется тем, что в толще увеличивается количество льда; а, как известно [21], лед,
по сравнению с фирном, обладает значительно большей
теплопроводностью и теплоемкостью, поэтому и выхолаживание таюй толщи в зимний сезон происходит сильнее. Этому еще способствовало и малое снегонакопление в этот период (на 20-30% ниже нормы), от которого
зависит степень предохранения ледника от выхолаживания. Летом в фирново-ледяной зоне, а, тем более, ледяной, отепление деятельного слоя выражено слабее,
чем, например, в холодной фирновой зоне, т.к. уменьшается инфильтрадионная аккумуляция и увеличивается сток. Поэтому в ледяной толще, подстилающей фирн,
постоянно сохраняется холодный режим с отрицательными температурами.
Следовательно, в такие периоды как 1978-1982 гг.,
температура деятельного слоя в холодной фирновой
зоне будет повышаться вследствие увеличения инфильтрационной аккумуляции и более глубокого проникновения талых вод, а в фирново-ледяной и ледяной - понижаться. Если направление климатических
условий изменится на противоположное (увеличится
аккумуляция и уменьшится таяние), то будет иметь
место обратное изменение температурного режима.
Действительно, после пятилетнего периода проявления отрицательного баланса массы, в 1983 г. вновь
наметилась тенденция к увеличению фирнового питания [15]. Последующие три года (1983-1985) характеризуются в годовом и зимнем периодах повышенным
количеством осадков и положительными аномалиями
температуры воздуха, которые составили +0,4, +1,6,
-Ю,9°С соответственно. Летом, при осадках, близких к
норме, понижение температуры воздуха от средних
многолетних значений составили (-1,5 -з--2,5)°С. Многочисленные летние снегопады слоем 5-20 см надолго
покрывали ледники, тем самым уменьшая их таяние на
10-30%. Эти годы отличаются значительной аккумуляцией снега, превышающей норму на 20-30 г/см2. В результате, на площади ледника, где в предшествующий
период интенсивно таял многолетний лез, начала образовываться фирновая толща. Основные особенности ее
формирования представлены на рис. 8.
Как видим, в первый год после реализации холода
190-сантиметровой толщи снега талые воды достигли поверхности льда, температура которого равнялась
-8,5°С. На контакте снег-лед началась активная реализация запасов холода с интенсивным замерзанием
талых вод, образовавших толщу льда в 32 см. В разрезе она имеет неравномернослоистое строение,
объясняющееся неравномерным поступлением талых
вод на контакт с предыдущим слоем. В1984 и 1985 гг.
в процессе летнего льдообразования сформировались
слои льда, равные 20 и 14 см, а температура на контакте фирн-лед, перед началом таяния составила -7,8
и -7,0°С соответственно.
Таким образом, увеличение фирнового питания
влечет за собой повышение температуры деятельного
слоя в фирново-ледяной и понижение - в холодной
фирновой зоне. Последнее подтверждается измерениями в шурфе № 4, где температура толщи по сравнению с 1982 г. понизилась на 1,1 °С.
Вышеизложенное дает основание полагать, что в
период 1978-1982 гг. наблюдалась явно выраженная
тенденция к смене типов питания: с холодного фирнового на фирново-ледяной, фирново-ледяного - на
ледяной, что, несомненно, отражает ухудшение условий существования ледников. В последующий период знак осадконакопления и снеготаяния изменился
на противоположный и стало возможным накопление
фирна. Причем, фирновое питание появляется сразу
после возникновения необходимых условий, длительность существования которых будет влиять только на
мощность фирна. Осредненные параметры существо49
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
вания той или иной зоны за каждый из представленных периодов показывают, что увеличение аккумуляции и уменьшение таяния на 15-20% по отношению к
периоду 1978-1982 гг. приведет к тому, что условия
фирнового питания окажутся в соответствии с их среднемноголетним значением. Изменение тех же параметров на 20-30% вызовет на большей площади области
аккумуляции ледника установление холодного типа
питания. В целом за 9 лет чередование кратковременных условий, свойственных для различных зон льдообразования, сформировали многослойную фирновую
толщу, отвечающую, очевидно, тем средним климатическим условиям, которые характерны для стадии
современной деградации ледников Актру.
Таким образом, очевидная обусловленность процессов льдообразования климатическими условиями
дает возможность определить их изменения за последующий период инструментальных наблюдений на
ледниках Актру (1986-1999 гг.). Темболее, что наблюдения в опорных шурфах продолжаются по настоящее время. Наиболее благоприятный период для развития оледенения отмечается в период 1983-1990 гг.,
который характеризуется интенсивным фирновым
питанием. Основным типом льдообразования был
холодный инфильтрационный, остальные два типа
имели кратковременный и переходный характер. В
последующие годы (1991-1997) климатические условия были близки к среднемноголетним и их короткопериодические колебания (порядка 2-3 лет) меняли
лишь направление питания, с преобладанием - фирново-ледяного. В последние годы вновь наметилась
тенденция к интенсивной деградации фирновых полей с переходом от фирново-ледяного типа питания к
ледяному.
Работа выполнена при поддержке гранта
Р98Сибирь (проект № 98-05-03167).
Литература
1. Важен АБ. Особенности льдообразования и строения фирново-ледяной толщи в облаете питания Новоземельского ледникового покрова // Исследование ледников и ледниковых бассейнов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. Вып. 2. С. 66-75.
2. Бажев АБ. Инфильтрация «оды в фирново-ледяную толщу (по наблкдениям на Эльбрусе) // МГИ. М., 1968, Вып. 14. С. 53-65,
3. Бажев АБ. Роль внутреннего инфильтрационного питания в балансе массы ледников и методы его определения // МГИ. М., 1973.
Вып. 21. С. 219-231.
4. Голубев Г.Н. Гидрология ледников. Л.: ГИМИЗ, 1976. 247 с.
5. Дюргеров М.Б., Урумбаев Н.А. Гляциологические исследования Памирского фирново-ледяного плато // МГИ. М., 1977. Вып. 31.
С. 30-38.
6. Кислое Б.В. К вопрооу определения внутреннего питания ледников теплого типа // Тр. САРНИГМИ. М., 1977. Вып.45(126). С. 62-72.
7. Котиков В.М. Снежный покров Земли и ледники. Л.: ГИМИЗ, 1968. 479 с.
8. Кренке АН. Ледниковый купол с фирновым питанием на земле Франца Иосифа // Исследование ледников и ледниковых бассейнов.
М.: Изд-во АН СССР, 1961. Вып. 1. С. 70-84.
9. Кренке АН. Зоны льдообразования на ледниках // Геофизический бюллетень. М.: Наука, 1973. Вып. 25. С. 44-56.
10. Кренке АН. Массообмен в ледниковых системах на территории СССР. Л.: ГИМИЗ. 1982. 288 с.
11. Кренке АН., Бажев АБ., Бажева В.Я. и др. Строение фирновой толщи Марухского ледника, льдообразование и миграция воды в ней
// МГИ. М., 1970. Вып. 17. С. 277-288.
12. Кренке АН., Хованский Г.С. Расчет протяженности зон льдообразования на ледниках в нестационарных условиях // МГИ. М., 1974.
Вып. 23. С. 25-34.
13. Ледник Абрамова (Алайский хребет) // В.Ф. Суслов, А А Акбаров, Ю.Н. Емельянов и др. Л.: ГИМИЗ. 1980. 206 с.
14. Ледники Туюксу (Северный Тянь-Шань) // К.Г. Макаревич, Е.Н. Вилесов, Р.Г. Головкова и др. Л.: ГИМИЗ. 1984. 171 с.
15. Нарожный Ю.К. Баланс массы и сток ледников AKipy в 1981-1984 гг. // Гляциология Сибири. Томск. Изд-во ТГУ, 1986. Вып. 3(18).
С. 72-75.
16. Нарожный Ю.К. Температурный режим активной толщи ледников Актру//Гляциология Сибири. Томск. Изд-во ТГУ, 1993. Вып. 4(19).
С. 140-150.
17. Никитин С.А., Веснин АВ., Осипов А.В., Игловская Н.В. Результаты радиофизических исследований ледников Северо-Чуйского
хребта на Алтае // МГИ. М.: 1999. Вып. 87. С. 188-195.
18. Оледенение Заилийского Алатау // К.Г. Макаревич, Н.Н. Пальгов, Г. А Токмагомбетов и др. М.: Наука, 1969. 288 с.
19. Ревякин B.C., Галахов В.П., Голещихин В.П. Горноледниковые бассейны Алтая. Томск. Изд-во ТГУ, 1979. 308 с.
20. Цыкнн Е.Н. Приход вещества в фирновых зонах ледников (метод изучения с помощью термозондирования). М.: Изд-во АН СССР,
1962. Вып. 8. 95 с.
21. Шумский П.А Основы структурного ледоведения. Петрография пресноводного льда как метод гляциологического исследования. М.:
Изд-во АН СССР, 1955. 492 с.
22. Шумский П.А К методике определения скорости питания ледников // Гляциологические исследования по МГГ. М.: Наука, 1963.
Вып. 9. С. 183-191.
50
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
МИКРОКЛИМАТ ЧУЙСКО-КУРАЙСКОЙ ЛИМНОСИСТЕМЫ
В ПОЗДНЕМ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНЕ
П.С. Бородавко
Наличие в природном ландшафте крупных водоемов отражается на климатических условиях местности. В регрессивную
фазу позднеплейстоценового оледенения Горного Алтая в Чуйской и Курайской котловинах вследствие ледового подпруживания
образовалась система озер. Продолжительное существование больших масс воды, имеющих высокую теплоемкость и пониженное альбедо, оказало влияние на формирование местных климатических условий.
В регрессивную фазу позднеплейстоценового оледенения сложились благоприятные условия для образования крупных озер в ряде межгорных впадин Горного Алтая. В Чуйской и прилегающей к ней Курайской котловине обширная по площади система озер
сформировалась вследствие блокады стока пра-Чуи
мощным долинным ледником. Последний образовался при слиянии нескольких ледниковых потоков, стекавших с Северо-Чуйского и Курайского хребтов,
Пространственное распределение ледниковых отложений в месте предполагаемой подпруды позволяет
оценить ее мощность - до 700 м. От места слияния в
единый поток ледник-подпруда продвигался вниз по
долине Чуй более чем на 15 км.
Длительное существование приледниковых водоемов с площадью, превышающей 2600 км2 и суммарным объемом около 600 км3 (параметры максимального заполнения), на наш взгляд, не могло не повлиять на климатические характеристики окружающих
территорий, поскольку важная роль при формировании микроклимата отводится местным факторам, в их
число входят: рельеф территории (расчлененность,
экспозиция и крутизна склонов, высота), характер растительного покрова, наличие большого водоема.
В чем же состоит физический механизм влияния
водной поверхности на метеорологический режим
прибрежной зоны? Прежде всего, в различиях физических свойств водной поверхности и поверхности
суши как деятельных поверхностях, трансформирующих поток солнечной энергии. Альбедо водной поверхности (отношение отраженной радиации к суммарной) при высоте солнца более 20° изменяется от 6 до
12% и всегда меньше альбедо поверхности суши. Наибольшие различия в значениях альбедо наблюдаются
в сезоны, когда водоем свободен ото льда. В таежной
зоне в среднем за летний период различия в альбедо
суши и водной поверхности составляют 2-5%, увеличиваясь в зоне лиственничных лесов до 3-7%, в степной - 8-15% и достигают 20-30% в зоне пустынь [3].
Другая причина различий в метеорологическом
режиме водоема и суши, особенно значительных по
площади, состоит в том, что над акваторией происходит размыв нижней облачности. Это приводит к тому,
что в летние месяцы на несколько процентов увеличивается количество ясных дней над водоемом. Как
следствие, увеличивается суммарная радиация над
ним, которая на 3-10% выше суммарной радиации,
приходящей на территорию, лежащую за пределами
воздействия водоема. К примеру, на Новосибирском
водохранилище в среднем за безледосгавный период
суммарная радиация над водоемом на 5% больше, чем
над сушей. Анализ многолетних климатологических
наблюдений и экспедиционных данных по озеру Байкал позволил выдвинуть и обосновать концепцию об
особой структуре климата больших внутриматериковых водоемов озерного типа как многофакторной динамической системе, обладающей достаточной стабильностью против внешних воздействий окружения.
Пространственно климат больших озер, или лимноклимат, выражается в виде взаимосвязанных и взаимодействующих климатических комплексов, охватывающих области (зоны) открытой части озера, прибрежной полосы, собственно побережья и склоны котловины [10]. Чем обширнее водоем, тем больше воздействие на озерные процессы через факторы димноклимата открытой части озера. При этом возрастает роль
адвекции с водоема на его побережье, усиливающей
влияние озера на климат и ландшафты окружающих
пространств. Все озера развиваются в тесном взаимовлиянии со своим окружением, что находит отражение в термическом режиме их побережий. Для выявления роли водоемов в изменении температурных
показателей прибережной зоны обратимся к результатам исследований термического режима воздуха
некоторых озерных районов,
Озеро Байкал - самый крупный водоем ВосточноСибирского региона. Термический режим изолированной горными поднятиями северной оконечности озера наиболее конгинентален. Вместе с тем термическое влияние Байкала при таком ограниченном теплообмене с окружающими пространствами приводит к
сглаживанию годового хода температуры воздуха в его
котловине [11]. Покрываясь льдом в конце декабря начале января, Байкал продолжает оказывать отепляющее влияние в течение всего холодного периода,
повышая температуры воздуха в период наиболее интенсивного теплообмена с атмосферой на 2-3° до высоты 1000 м над урезом воды [1]. Поэтому самая теплая в Восточной Сибири зима отмечается именно в
Байкальской впадине. Средняя температура воздуха
наиболее холодных месяцев года в прибрежных районах минус 21-23°, а на сопредельных территориях уже
к концу декабря она ниже -25° С. [5]. Еще одной особенностью термического режима Байкальской котловины является сравнительно высокая температура августа, в целом же лето на побережье остается прохлад-
51
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ным, примерно таким, как на высоте 1000 м над уровнем моря. На фоне быстроостывающих обширных
пространств Восточной Сибири Байкал выделяется
более продолжительной осенью. Расходуя огромные
запасы аккумулированного водной толщей тепла, Байкал задерживает переход средней суточной температуры воздуха через -10° на 7-13 днейпо сравнению с
континентальными и горными районами [2].
Баунговский озерный район расположен в межгорной депрессии в северо-западной части Витимского
плоскогорья на высоте около 1100 м. На северо-западе депрессия окаймляется Южно-Муйским хребтом
со средними высотами 1800-2000 м, на юге и юговостоке к ней подступают отроги Витимского плоскогорья и горы Бабанты. Внутри самой депрессии
небольшие возвышенности (до 300 м) разделяют широкие понижения с крупными озерами Баунг (площадь
111 км2), Бусонии др. [8]. Баунговский район характеризуется суровыми климатическими условиями с
коротким, умеренно теплым летом и продолжительной холодной зимой [15]. Однако, при этом температура наиболее холодного периода в озерном регионе
существенно выше по сравнению с близкими по высоте и широте, но расположенными вне влияния озер,
котловинными метеостанциями [5].
За десять лет после начала заполнения Братского
водохранилища (проектный уровень 457 м, площадь
водного зеркала 6000 км2) произошло заметное уменьшение континентальноста климата в его окрестностях в среднем на 5% [6] . В условиях юга Средней Сибири такое уменьшение степени континентальности
климата имеет существенное значение для окружающей территории, причем смещение изоконт произошло к правобережью водохранилища, по пути преобладающего в данной местности восточного направления воздушных масс.
Телецкое озеро - один из крупнейших водоемов
Южной Сибири (Площадь водного зеркала 223 км2,
максимальная глубина 325 м, объем около 40 км2).
Озеро расположено в северо-восточной части Горно-
го Алтая. Режим температуры воздуха в долине Телецкого озера формируется под влиянием общей атмосферной циркуляции, феновой и бризовой циркуляции, температуры водной массы. Из табл. 1 видно,
насколько температурный режим в долине озера мягче по сравнению с удаленными от озера районами.
Особенно это различие заметно в холодное время года
(с ноября по март), когда средняя месячная температура воздуха на станции Яйлю и Беля на 4-10° выше,
чем на станции Турачак. Подобный режим температуры воздуха объясняется, прежде всего, влиянием
широко развитой феновой циркуляции в зимний период. Именно благодаря проявлению последней район станции Беля является самым теплым местом Горного Алтая (средняя годовая температура воздуха
+3,8°С). Протяженность долины Телецкого озера составляет 78 км, но температурный режим долины не
одинаков по протяжению. Суровость климата возрастает с юга на северо-запад. В этом же направлении
происходит затухание фенового влияния, понижается
высота горного обрамления, уменьшается ширина и
глубина озера [13].
Данные зарубежных климатологов, в частности
Ландсберга [14], показывают, что на подветренной
стороне к северу и к востоку от Великих Американских Озер климат более теплый и влажный, чем на наветренной стороне. Средние минимальные температуры в городах Милуоки и Гранд Хевен, расположенных в 80 км друг от друга на противоположных сторонах озера Мичиган, отличаются на 5,6°. Кроме того,
г. Гранд Хевен (на восточном берегу озера) не только
«теплее» (имеет более длинный безморозный период),
но и более влажный.
Испарение с поверхности водоемов в значительной мере зависит от климатической обстановки данной территории, размера акватории и глубины водоема, морфологии берегов. Б. Д. Зайков [9], на основе
обобщения материалов по эталонным испарительным
бассейнам принял следующие значения испарения с
водной поверхности водоемов:
Таблица 1
Средняя месячная температура воздуха Прителецкого района (по [13])
Период
наблюдений
П
га
IV
V
VI
vn
vni
IX
X
XI
XII
год
Артыбаш
19321935
-14,1
-10,6
-5,3
2,0
8,7
13,6
16,2
14,4
9,7
2,0
-7,4
-14,5
1,2
Яйлю
19311975
-9,2
-9,1
-4,0
2,5
8.7
13,7
16,5
15,1
10,0
3,2
-3,3
-7,6
3,0
Беля
19311975
-8,9
-8,0
-2,7
3,5
9,7
14,7
17,1
15,6
10,6
4,1
-2,9
-7,7
3,8
Турачак
19351960
-19,7
-16,6
-9,0
0,6
9,2
15,2
17,5
15,3
9,2
1,2
-9,4
-16,8
-0,3
19401960
-25,5
-21,1
-12,2 -1,3
6,2
12,0
13,6
11,8
5,7
-3,0
-14,6
-22,3
-4,2
УстьУлаган
52
I
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
Таблица 2
Величина испарения с поверхности водоемов
Побережье арктических морей
Средняя полоса европейской части СССР
Юг Украины, Северный Казахстан
200-400 мм
500-700 мм
До 1100 мм
По ландшафтным зонам автор приводит следую
щую градацию испарения:
Таблица 3
Величина испарения с поверхности водоемов
различных климатических зон
Тундра
Лесная зона
Степная зона
Полупустыни и пустыни
200-350 мм
350-650 мм
650-1000 мм
1000-1700 мм
По данным З.А. Викулиной [4], испарение с водоемов возрастает or 300-400 мм в северных и близких
к ним районах (Верхнесвирское, Вилюйское водохранилище) до 1300-1600 мм в южных.
Влияние водоема на облачность отражается и на атмосферных осадках. Большинство исследователей приходят к выводу о снижении среднегодовых сумм осадков за теплый период над акваторией и плоскими берегами. Однако, при этом наблюдается увеличение повторяемости числа дождливых дней в ближайшей десятикилометровой зоне. Главной причиной увеличения (либо
уменьшения) осадков на берегах водоемов является изменение характеристик воздушной массы при её движении над водой. Регулирующую роль при этом играет
разница температур воды и воздушной массы.
Таким образом, наличие крупных водоемов в природном ландшафте оказывает влияние на формирова-
2001
ние местных климатических условий, заметно отличающихся от пространств окружения в показателях
влажности, годового хода температур. Радиус влияния водоемов на местный климат достигает 10-20 км
в степных и равнинных местностях и уменьшается в
горных. Будет правильным, если мы распространим
вышеперечисленные выводы и на древние приледниковые водоемы Алтая.
Климатические условия позднего плейстоцена (на
время развития максимума оледенения) территории
Юго-восточного Алтая большинством авторов характеризуются как весьма сухие и холодные. Данные подтверждаются анализом спор и пыльцы из ледниковых
и водно-ледниковых отложений [12]. Но в отложениях позднеплейстоценовых сухих пролювиальных
дельт, привязанных к уровню озерных террас описаны [7] находки раковин моллюсков Planorbis sp.,
Lymnaea auricularia L.. и части черепа аргали Ovis
anunon L. с роговыми стержнями. В береговых озерных отложениях близ р. Тыдгуярык, имеющих высотную отметку около 2050 м, нами обнаружены зуб лошади (E.aff.gallicus) и зуб благородного оленя (определения А.В. Шпанского). Данные споро-пыльцевого
анализа отмеченных выше отложений (количество зерен в пробе: Pinus sp.-4, Pinus sibirica-11, Abies sp.-4,
Betula sp.-17, Betula nana-12, Alnus sp.-3, Ephedra-5,
Chenopodiaceaea-60, Graminaceaea-10, Artemisia-5,no
[7]), палеонтологические находки и археологические
памятники могут свидетельствовать отом,что по сравнению с соседними приледниковыми пространствами горного обрамления, территория побережий Чуйско-Курайской лимносистемы представляла собой
более привлекательную, в климатическом отношении,
зону для произрастания растительности, обитания
животных и древнего человека.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 01-05-65151)
Литература
1. Буфал В.В., Визенко О.С. Особенности температурных условий северного Прибайкалья // Климат и климатические условия Байкала и
Прибайкалья. М.: Наука, 1970, с. 7-25.
2. Буфал В.В., Визенко О.С., Моложников В.Н. Микроклиматические особенности различных высотных поясов // Природные условия
Северо-восточного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1976. С. 110-143.
3. Вендров С.Л., Дьяконов К.Н. Водохранилища и окружающая среда. М.: Наука, 1976. 138 с.
4. Викулииа З.А. Водный баланс озер и водохранилищ Советского Союза. JI.: Гидрометеоиздат, 1979. 174 с.
5. Визенко О.С. Термический режим Южного Байкала. Труды Лимнологического института, 1976. Т. 24(44). С. 121-134.
6. Голью О.Ф. Изменение кошинентальности климата побережья Братского водохранилища // На встрече молодых ученых. Иркутск,
1972. С. 40-43.
7. Девяпсин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. Труды ГИН. Вып. 126. М.: Наука, 1965. 285 с.
8. Доманицкий АВ., Дубровина Р.Г., Исаева АИ. Реки и озера Советского Союза (справочные данные). Л.: Гидрометеоиздат, 1971. 104 с.
9. Зайков Б.Д. Испарение с водной поверхности прудов и малых водохранилищ на территории СССР // Тр>ды ГГИ. Л.: Гидрометеоиздат,
1949. Вып. 21(75). 54 с.
10. Ладейщиквв Н.П. О роли климатических факторов в круговороте вещества и энергии в озерных водоемах // Круговорот вещества и
энергии в озерных водоемах. Новосибирск: Наука, 1975. С. 384—394.
11. Климат больших озер Сибири. Новосибирск. Наука, 1984.
12. Разрез новейших отложений Алтая / Под. Ред. К.К. Маркова. М.: Изд-во МГУ, 1978. 208 с.
13. Селегей В.В., Селегей Т.С. Телецкое озеро. Л.: Гидрометеоиздат; 1978. 143 с.
14. Чандлер Т. Воздух вокруг нас. Пер. с англ. Л.В. Ерастовой. Л., Гидрометеоиздат, 1974. 144 с.
15. Щербакова Е.Я. Восточная Сибирь // Климат СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1961. Вып. 5. 300 с.
53
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ДИАГНОСТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ДВИЖЕНИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС
ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СНЕГОЗАПАСОВ В ГОРАХ
В.П. Галахов
Алтайский государственный университет
На основании экспериментальных данных и численного моделирования представлена методика определения максимальных
снегозапасов в горах.
Расчет полей осадков в горах весьма сложен и,
очевидно, поэтому в настоящее время осуществляются лишь попытки построить крупномасштабные карты среднемноголетних максимальных снегозапасов.
В методику построения этих карг закладывается зависимость увеличения снегозапасов с высотой. Действие этих высотных зависимостей ограничиваются
небольшим районом, на который они получены.
При различных гидрологических расчетах требуется определил, поле осадков (снегозапасов) на сравнительно небольшой территории (порядка 10-15 тыс. км2).
Причем, исходные параметры и полученные результаты должны определяться с шагом в 5-10 км. Очевидно, что применение в расчетных схемах гидродинамических моделей для этого возможно, но они весьма сложны при расчетах, а главное требуют введения
большого числа первичных предикгангов, задать которые чаще всего в условиях интересующих нас площадей и с учетом имеющегося обеспечения аэрологической информацией, практически невозможно. В
наших предыдущих работах [2, 3 ] была показана возможность расчетов ежегодных снегозапасов в горах.
Однако, для численных экспериментов был выбран
такой район исследований, воздушные потоки в котором, при подходе к горной системе с юго-запада, запада и северо-запада трансформируются в одно преобладающее направление. В случае, если такой трансформации не происходит, встает вопрос определения
их направления в каждом конкретном случае. Поэтому для расчетов полей осадков (снегозапасов), хотя
бы на экспертном уровне, была сделана попытка создать модель расчета движения воздушных потоков,
исходная информация, в которую требовалась бы минимальная, В качестве последней используется абсолютная высота подстилающей поверхности (снятая с
определенным шагом), скорость и направление подхода воздушных потоков и температура приземного
слоя воздуха, получить которые вполне возможно по
данным немногочисленных аэрологических наблюдений. Сделав предварительные замечания, перейдем непосредственно к решению поставленной задачи.
В условиях неустойчивой атмосферы (в период
прохождения фронтальных зон) каких-либо волновых
колебаний атмосферы не будет наблюдаться. Как указывает JI.T. Матвеев [6, С. 201]: «Линии тока в данном случае симметрично искривлены над горой, а при
удалении от нее быстро становятся горизонтальными».
Полная система уравнений движения воздушных масс
54
состоит из уравнений движения, уравнения неразрывности, уравнения притока тепла и уравнения притока
влаги. Два последних уравнения при создании модели расчета снегозапасов в условиях сложной орографии можно опустить.
Согласно [4, С. 216]: «за счет сильного упрощения
уравнений движения относительно простое моделирование воздушного потока, огибающего препятствие
или переваливающего через него» можно осуществить
в том случае, если [4, С. 216]:
1. Сильноеторможениевосходящих движений происходит в нижней тропосфере (т.е. при условии мошной устойчивой стратификации выше верхней границы пограничного слоя);
2. Высота местности в основном значительно меньше этой высоты;
3. Горизонтальная термическая неоднородность как
атмосферы, так и подстилающей поверхности мала.
Приводимая ниже модель может быть применена
в случае относительно низких и средних гор (до 3 км)
и только лишь в зимний период, когда действительно
термическая неоднородность подстилающей поверхности мала.
Воздух, встречающий препятствие, должен иметь
достаточную кинетическую энергию, чтобы подняться на препятствие. Согласно Р. Барри [10, С. 67] максимальная высота, на которой исчерпывается кинетическая энергия частиц воздуха, составляет:
Z max = U /
где, U - скорость ветра поднимающего частицу,
g(r-y)
статическая устойчивость (результи-
рующая сил плавучести и тяжести), g - ускорение свободного падения, / ' -сухоадиабатическииградиент,
У -вертикальный градиент температуры воздуха (согласно Л.Т. Матвеева, его можно принять равным
0,007 град/м [7], Т - температура в °К.
Начальные условия для расчета можно задать имея
аэрологическую информацию о скорости ветра, его
направлении, температуре воздуха. На уровне z max
примем, что скорость ветра равна нулю. Модуль скорости ветра при подъеме будет уменьшаться, при спуске увеличиваться. Направление вектора скорости, при
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
подъеме-спуске, поскольку трение между воздушными частицами невелико [7], примем параллельным
земной поверхности. Вертикальную составляющую
(1Г) для расчета подъема-спуска воздуха в соответствии с рекомендацией Р. Скорера [8] будем несколько уменьшать, т.к. во фронтальной зоне существуют
конвективные ячейки, размеры которых в среднем
изменяются в пределах 20-30 км и, соответственно, в
них наблюдается не только подъем воздуха, но и спуск
по краю конвективной ячейки [7, С. 84].
Для оценки корректности модели движения воздушных масс воспользуемся районом примерно от 80
до 92 град восточной долготы и от 48 до 56 град северной широты, включая аэрологические станции
Новосибирск, Барнаул, Кош-Агач, Абакан. С исследуемого района была снята матрица абсолютных высот размерами 40x40 точек с шагом в 25 км. Считалось, что воздушный поток движется слева-направо.
В случае если фронтальная зона подходит к горной
стране под каким-то углом, матрица разворачивалась.
Счет в матрице идет слева-направо и снизу-вверх.
Начальные условия задаются первому столбцу: скорость воздушного потока через 0,5 км; от 0,5 до 3,0 км
(V), температура воздуха (Т) и направление ветра
(ORT). Вначале для самого нижнего слоя определяется построчно V, Т, ORT и время прохождения воздушным потоком данной точки (т). Причем, если на пути
воздушного потока встречается препятствие больше
Z max всем остальным точкам в стоке присваивается
значение т » треали( При следующих расчетах направление воздушного потока, начиная со второго столбца, искусственно изменяется по трем наиболее вероятным румбам. Если т данной итерации меньше т предыдущей, то старые значения стираются и присваиваются новые (таким образом учитываются уравнения движения). Если происходит разделение потока,
то скорость уменьшается пропорционально количеству разветвлений (учет уравнения неразрывности).
Температура воздуха, поскольку в зимних условиях
она незначительно влияет на Z max, принималась
Н,км
а)
2001
постоянной. Число подобных повторений (итераций)
соответствует числу столбцов в матрице.
Для более точного определения необходимых нам
характеристик в, узловых точках, расстояние между
ними делилось дополнительно на 10 частей. После
того как определено положение нижнего слоя, для
верхнего он принимался подстилающей поверхностью
и счет уже шел относительно его.
Численные эксперименты. Как уже упоминалось
ранее фронтальная зона, это не сплошной воздушный
поток поднимающийся вверх или опускаю щиися вниз.
Он имеет ячеистую структуру. В центре ячеек наблюдается подъем воздуха, на периферии - опускание. Как
указывает Р. Скорер [8, С. 331]: «Скорость восходящего потока на оси термика, используемого планеристами, примерно в 2,2 раза выше скорости подъема
самого термика». Естественно, что во фронтальной
зоне это значение существенно меньше. Однако наши
поиски таких значений по литературе не увенчались
успехом. Поэтому эта величина определялась методом подбора при ее крайних значениях (1,0-2,0) с
шагом равным 0,25. Результаты численных экспериментов показывают, что наибольшая сходимость модуля скорости получается в случае уменьшения вертикальных движений на 0,25 (рис. 1, 2). Поэтому в
дальнейшей работе использовалось именно это значение коэффициента уменьшения модуля вертикальной скорости Для определения насколько адекватно
отражает наша модель трансформацию фронтальных
зон, были проведены численные эксперименты за весь
период прохождения фронтальной зоны.
Результаты анализа, часть которых приводится на
рис. 3, 4 показали следующее:
1. Модель достаточно хорошо воспроизводит качественную картину трансформации скорости и направления воздушных потоков при прохождении
фронтальных зон в горах.
2. В случае если фронтальная зона выражена достаточно резко, воспроизведение полей скоростей во времени на аэрологическом разрезе происходит со вполне
К км
*
3,0
у>
2,0-
ZjO-
2,0л - - - ®
Q
S
10
3,0
2
IS
Vrt/tac
О
I1
4-
г
Ю
г
IS VM/m
S
1С
Ум/Ш
Рис. 1. Изменение модуля скорости ветра при уменьшении вертикальных движений в 1,5 (а); 1,25 (б); 1,0 (в)раза.
Аэрологические наблюдения по ст. Кош-Агач от 4.05.1985 г. 1 - численный экперимент, 2 - аэрологические наблюдения
55
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
->v
О
s
to
W 20
Рис. 2. Модуль скорости ветра при уменьшении вертикальных движений в 1,25 раза. Аэрологические наблюдения по ст. Абакан от 4.05.1985 г. 1 - численный эксперимент, 2 - аэрологические наблюдения
удовлетворяющей нас ошибкой (максимальное отличие точек моделированного поля от реального не более, чем в два раза).
3. В случае если фронтальная зона выражена не
столь четко, то качественная картина поля скорости
воспроизводится достаточно хорошо, но сами модули, моделированные и реальные, могут отличаться в
2-3 раза.
4. Время движения фронтальной зоны, если рассчитывать его в зависимости от модулей скоростей за
определенное время, при численном моделировании
занижается примерно в два раза. Но так и должно
быть, так как скорость используемая для численного
моделирования не есть скорость движения самой
фронтальной зоны. Таким обрезом, и время движения модель воспроизводит достаточно достоверно.
5. Наиболее достоверно поля скоростей воспроизводятся, если задаются с определенным интервалом все
слои, начиная от приземного. Если при численном моделировании мы «перепрыгиваем» через слой, то воспроизведение менее адекватно реальной картине.
Для численных расчетов снегонакопления был выбран район Салаирского кряжа и Кузнецкого Алатау. Для
расчета суммы вертикальных движений за время полета снежинки через облако примем ее гидравлическую
крупность, согласно рекомендации P.P. Роджерса [9]
равной 0,5 м/сек. Толщину облачной системы равной
2,6 км [5]. Шаг сетки взят равным 10 км, т.к больший
шаг сетки не будет характеризовать адекватно рельеф, а
меньший - не дает болееточнойкартины, лишь увеличивая время счета. Распределение скоростей воздуха в
период прохождения фронтальных зон, примем осредненным за весь зимний период по данным аэрологической станции Барнаул. Направление подхода фронтальных зон к исследуемому региону примем западным,
как наиболее вероятное.
56
I s
У,»/сги
to
ft
22.XH
гг
2Ш
/7
23 чаеч
Рис. 3. Разрез полей модулей скоростей и направлений ветра по
ст. КЬш-Агач 21-22 декабря 1985 г. Начальные условия задавались
по ст. Новосибирск на высотах 0,5; 1,0; 1,5; 2,0; 2,5 и 3 км. а - данные аэрологических наблкщений, б - численный эксперимент
Н, КМ.
2,0
*<>
\
\
'"А
го
1.0
0.0
1
уо
io-
S
Н,км| 17
м
г-С?
\21
,20
к a 12s
у я
\
<\
-2*
ч
23
1
5
5
11
17
23
5
S)
10
2,0
1,6
0,0
17 2i
г пи I
5
11
17
22Ли
23
5| 23.XII
Рис. 4. Разрез полей модулей скоростей и направлений ветра по
ст. Абакан 22-23 декабря 1985 г. Начальные условия задавались по
ст. Новосибирск на высотах 0,5; 1,0; 1,5; 2,0; 2,5 и 3 км. а - данные
аэрологических наблюдений, б - численный эксперимент
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Для нахождения орографической добавки к вертикальным скоростям движения воздуха в модели был
разработан блок, который накапливал их сумму за все
время полета снежинки через облачную систему. Получив картину распределения вертикальных скоростей за счет орографии в облачной системе, была сделана попытка увязать ее со средними многолетними
2001
осадками холодного периода по 20 метеостанциям,
находящимся в районе исследований. Материалы расчетов показали, что сумма вертикальных движений за
счет орографии и сумма зимних осадков имеют коэффициент корреляции равный 0,84. Полученные результаты можно принять как вполне удовлетворительные
и использовать для построения соответствующих карг.
Литература
1. Барри Р.Г. Погода и климат в горах. Л., Гидрометоиздат, 1964. 263 с.
2. Галахов В.П., Дементьев М.В., Осипов А.В., Сюбаев А.А. Расчет максимальных снегозапасов в условиях сложной орографии
(по исследованиям в бассейне р. Катуни) И Труды ЗСРНИГМИ. 1985. М., Гидрометоиздат, Вып. 72. С. 109-115.
3. Галахов В.П., Дементьев М.В., Сюбаев А.А. Об использовании коэффициентов смежности для расчета ежегодных максимальных
снегозапасов (на примере бассейна Версией Катуни) Н Труды ЗСРНИГМИ. 1986. М., Гидрометоиздат, Вып. 76. С. 100-105.
4. Динамика погоды (под ред. С. Манабе). Л , Гидрометоиздат, 1988. 420 с.
5. Дубровина Л.С. Облака и осадки по данным самолетного зондирования. Л., Гидрометоиздат, 1982. 216 с.
6. Матвеев Л.Т. Динамика облаков. Л., Гидрометоиздат, 1981. 311с.
7. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. Л., Гидрометоиздат, 1984, 751 с.
8. Скорер Р. Аэрогидродинамика окружающей среды. М., Мир, 1980. 549 с.
9. Роджер P.P. Краткий курс физики облаков. Л., Гидрометоиздат, 1979. 231 с.
57
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ЭКОЛОГО-БИОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В ВЕРХОВЬЯХ р. АКТРУ
В ГОРНОМ АЛТАЕ
В.Н. Воробьев*, Ю.К. Нарожный**, Е.Е. Тимошок*, И.Н. Росновский*, В.В, Давыдов*, А.Ю. Бочаров*,
Е.Н. Пац*, О.В. Хуторной*, С.В. Бокша*, Е.Н Кособуцкая*
Филиал Института леса им. В Н. Сукачева СО РАН*, Томский государственный университет**
Приведены данные по таксационной характеристике древостоев, напочвенному покрову, почвам, дендрохронологическим
особенностям кедра и лиственницы в верховьях р. Акгру
Анализ итогов 10-летних работ по Международной геосферной программе свидетельствует о необходимости более четкого учета региональных особенностей при исследовании глобальных изменений окружающей среды и климата [5, 6]. Качественный и
количественный учет региональной составляющей
глобальных изменений, как климата, так и зависящих
ог него характеристик экосистем и его достоверность,
во многом определяются правильным выбором репрезентативных территорий для организации мониторинговых наблюдений. В этом плане бассейн р. Актру, в верховьях которой расположены известные ледники, является наиболее подходящим объектом. Именно этот бассейн по решению Исполкома ЮНЕСКО
был выбран в качестве репрезентативного для Горного Алтая участка по наблюдению в стационарных условиях за гляциологическими и гидрометеорологическими процессами в периоды МГТ и МГД [9]. В данном бассейне в основном проводились длительные
исследования динамики ледниковых масс, мезоклиматических параметров, а также ряд дендрохронологических наблюдений [1]. Эколого-биологические работы, тем более комплексные, в верховьях р. Актру начаты лишь в настоящем исследовании.
Сведения об особенностях растительности высокогорной зоны отдельных хребтов Горного Алтая немногочисленны и приведены главным образом в классических геоботанических работах А.В. Куминовой
[7,8], а в обобщенном виде - для Алтае-Саянской горной области - в монографии В.П. Седельникова [10].
Особое значение в данном случае имеют исследования границы леса. Именно хоро - хронологическая
изменчивость ее является наиболее чутким индикатором изменения нивально-гляциальной системы бассейна [3], а следовательно, и региональной климатической составляющей. Изучение динамики верхней
границы леса дендроиндикационными (как хоро-, так
и хронологическими) и почвенно-географическими
методами является важнейшей частью организации
регионального мониторинга в данном литоводосборном бассейне. Организация дендрохронологических
исследований позволяет также провести ретроспективный анализ изменений климата региона, а следовательно, установить некоторые причинно-следственные связи, позволяющие прогнозировать возможные
последствия того или иного нарушения устойчивости климатической системы. Именно это и другие обстоятельства послужили побудительным мотивом для
58
начала в 1999 г. комплексных эколого-биологических исследований границы леса в верховьях р. Актру с участием лесоведов, ботаников, почвоведов
и географов.
В первый год исследований по высотному экологическому профилю в истоках р. Акгру был заложен ряд
постоянных пробных площадей, как основы для будущих стационарных наблюдений (рисунок, таблица).
Самое верхнее подгольцовое кедровое разногравнозе леномошное редколесье расположено на пологом участке моренного комплекса (пробная площадь 1,этоконец морены ледника Правый Актру, около 2400 м над
уровнем моря). Разреженный древесный «рус сформирован одновозрастными молодыми кедрами, средний
возраст которых составляет около 70 лег. В кустарничговом ярусе участвует голубика (V. uliginosum subsp.
alpinum), В напочвенном покрове доминируют шикша
(Empetrum nigrum) и зеленые мхи.
Сплошной почвенный покров присутствует только на нижнем крае морены. На большей части ее поверхности почвенный покров представлен пятнами.
Основной тип почв - горно-тундровые примитивно
щебнистые мерзлотные почвы. По современной классификации почв их нужно отнести к криоземам примитивным [12]. Общая мощность их почвенного профиля невелика и колеблется в пределах 0,2-0,3 м.
Кедровник кустарниково-зелсномошный расположен выше моренного комплекса ледника Малый Акгру («кедровая площадка», пробная площадь 2, 2350 м
над уровнем моря). Древесный полог (состав 10К)
сформирован старыми кедрами, возраст которых колеблется от 250 до 420 лет. Кустарниковый ярус с преобладанием Betula rotundifolia и участием Lonicera
altaica, Salix reticulata, S. berberifolia. приурочен к окнам древостоя. В напочвенном покрове под кронами
деревьев - мергвопокровные участки, с толстым слоем опавшей и неразложившейся хвои и единичными
экземплярами Aegopodium alpestre и Bergenia crassifolia; на омоховелых камнях - баданово-зеленомошная синузия с преобладанием Bergenia crassifolia, участием Empetrum nigrum и зеленых мхов, в понижениях - разнотравно-злаковая синузия с Melandrium triste,
Cerastium pauciflorum, Swertia obtusa и преобладанием овсяницы (Festuca sp.).
Данный участок границы леса обладает хорошо
развитым почвенным покровом с развитыми полнопрофильными почвами типа подбуров. С глубины 0,4 м.
в почвенном профиле присутствует вечная мерзлота.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Ъ
чо
sf 2
о1 А| И
13000
13420
52500
>
>
>
1
о"
оо
о"
г»
00
г-
Ч. *£>„
о »п
(N оо"
f)
о
Г;
«л О
8<4 8?ц
8<Ч (S
8
t
1
я
VI
с!
ГЛ
ГЛ
VI
00
g
R
8
8
IС IЦ
-
Состав
i.
>
S
11
i1
^
Лиственничник
разнотравноосоковозлаковый
Кеяровое
лиственничное
зпаковоразнотравное
насаждение
Тип
леса
Бонитет
Относ,
полнота
1
ч
а
I I I
1
Кол-во
деревьев,
шг./га
1
£
00
мз"
^
о 1Л
о \Ь
<п
S v-> S
!*5 о(N "Л
гц щ <4 ГЛ (N Л
о"
^Т 00
«л О
8
S
сч
G
Я
cs •— (S —' <Ч —
м WД ч
S3 Т й +
г—<
о"
И
8
г—<
=
г-н
F *
Ю
Ш
га
Я о
Высота
над
ур.м.,м
I
6 8ч
Кедровник
ерниковозеленомошнолишайниковый
||И|
8
2001
12000
1®
й^
Кедровник
кустарниковозсленомошный
<и
и
к
ч
ю
л
Н
сентябрь
12000
Том № 274
ъ
1 1
of 2
«—1
сГ
о"
с
ъ
•mt
ГЦ
.01
*
°оо
Ь
§
г-н
ГЦ
о
т
1П
g
g
ГЦ
о
<t„
о
ее
59
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ID
rVr
Ч""
О
8
т-
•Л
см
in
8
ш
V-
1П
р1П
т-
о
о
(О
т-
in
см
(О
о
ш
(О
т-
ю
гсо
т-
о
о
т-"
in
см
г^
г-
о
ю
Г-т—
in
Гhт-
О
О
СО
ч-
in
см
со
т-
О
in
со
т-
Ю
со
т-
О
О
О)
т-
in
см
О)
т-
о
in
О)
т-
in
fО)
о
о
о
см
Годы
Рисунок. Обобщенные хронологии радиального прироста кедра сибирского и лиственницы сибирской сглаженные
25-легней скользящей средней
По современной классификации - это криоземы типичные. Почвы имеют довольно мощный органогенный оторфованный горизонт Ат (15-25 см) и хорошо
развитый горизонт А (до 20 см мощности). Весь почвенный профиль оглеен вследствие избыточного увлажнения, особенно на контакте с вечно мерзлыми
породами. Почвообразующими породами являются
(как и для почв первой пробной площади) метаморфические сланцы, роговики и гранитогнейсы.
Кедровник ерниково-зеленомошно-лишайниковый
сохранился у подножья моренного вала ледника Малый Акгру (пробная площадь 4, 2200 м над уровнем
моря). Древесный ярус (8К2Л) представлен двумя
поколениями кедра: средний возраст первого поколения составляет 530 лет, второго - 200 лет; и лиственницы, средний возраст которой составляет 535 и
260 лет соответственно. В кустарниковом ярусе преобладает березка круглолистная (Betula rotundifolia),
в меньшем обилии - Lonicera altaica. В травяном ярусе участвуют Calamagrostis Pavlovii, Polygonum
viviparum, Castillea pallida идр. виды. Травяной и мохово-лишайниковый покров трансформированы
вследствие вытаптывания, поскольку здесь находится постоянный летний лагерь туристов.
Почвенный покров здесь представлен горными
бурыми мерзлотными почвами - криоземами метаморфизованными. Общие особенности морфологического строения метаморфизованных криоземов следующие. Их профиль хорошо дифференцирован на генетические горизонты. Верх профиля (А0) представлен
живыми мхами и очёсом мхов мощностью до 1015 см, затем выделяется грубогумусовый тёмно-бурый
горизонт А мощностью 5-15 см, густо переплетённый
корнями с творожисто-копролитовой структурой. За
ним следует белесовато-светло-бурый бесструктурный
горизонт А2 мощностью 7-10 см, резко переходящий
в коричнево-бурый с ореховатой структурой уплотнен-
60
ный горизонт В, достигающий мощности 30-40 см..
Низ профиля представлен суглинисто-щебнистой массой элювио-делювия коренных пород со следами присутствия мерзлоты. Почвы имеют слабо кислую реакцию среды в верхних и нижних частях профиля и кислую - в средней части профиля.
Кедровое злаково-разнотравное насаждение расположено на восточном склоне крутизной 30° (пробная площадь 5, 2200 м над уровнем моря). В древостое (9K1JI) преобладает кедр, возраст которого колеблется в пределах 220-350 лет, незначительно участие лиственницы от 250 до 365 лет. В кустарниковом
ярусе преобладает жимолость (Lonicera altaica), в
меньшем обилии присутствует березка круглолистная
(Betula rotundifolia). Для напочвенного покрова характерны две синузии - злаково-осоковая и зеленомошная. В злаково-осоковой синузии господствует осока
(Сагех macroura subsp. kirilovii), задерновывающая
почву, в зеленомошной синузии преобладают
Hylocomium splendens и Pleurozium Schreberii. Травянистые растения - Saussurea controversa, Aegopodium
alpestre, Aconitum septentrionale, Geranium albiflorum,
Chamaenerion angustifolium, Cerastium pauciflorum идр.
с низким покрытием присутствуют как в злаково-осоковой, так и в зеленомошной синузии.
Почвенный покров пробной площади представлен
горными криоземами типичными.
Лиственничник разногравно-осоюво-злаковый расположен в нижней части профиля на восточном склоне
20° (пробная площадь 7, 2170 м над уровнем моря).
Древостой сформирован коренной лиственницей
(10Л+К), средний возраст ее около 250 лет, кадром - в
пределах 200 лет. В кустарниковом ярусе отмечены
Spiraea chamaedrifolia, Cotoneaster uniflora, Juniperus
sibirica, J. pseudosabina. В травостое преобладают
Calamagrostis Pavlovii (30 %) и Carex macroura subsp.
kirilovii (около 20%), на омоховелых камнях отмечена
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Vaccinium vitis-idaea (5-7%). С проективным покрытием (1-3%) встречаются Aegopodium alpestre, Saussurea
controvesrsa, Paeonia anomala, Poa altaica, P. Litvinoviana,
Trifolium lipinaster, Geranium pseudosibiri cum, Aquilegia
glandulosa Рассеянно и единично отмечены Geranium
albfflorum, Liliura martagon, Crepis sibirica, Dianthus superbus, Solidago virga-aurea, Aconitum septentrionale,
Polygonunibistorta, Polemonium coeruleum.
Кедрово-лиственничное злашво-разнотравное насаждение находится на восточном склоне близ стационара ТГУ (пробная площадь 8, 2150 м над уровнем
моря). Состав смешанный (6K4JI), средний возраст
кедра около 200 лет, а лиственницы больше - 250 лет.
Кустарниковый ярус развит неравномерно: Закустаренность колеблется от 20% на участках с сомкнутым
древостоем до 50% в его окнах. В нем преобладают
Salix arbuscula и Lonicera altaica, участвуют с меньшим обилием Spiraea chamaedrifolia, Juniperus sibirica,
Cotoneaster uniflora, Rosa acicularis. Травяной покров
имеет мозаичную структуру. Под крупными кедрами
он не выражен, здесь отмечены единичные растения
Aegopodium alpestre, Chamaenerion angustifolium. В
окнах древостоя на пониженных участках преобладают Calamagrostis Pavlovii(10-15%) и Aegopodium
alpestre (3-5%), на омоховелых камнях - Vaccinium
vitis-idaea, участвуют Chamaenerion angustifolium,
Thalictrum minus, Geranium albiflorum, Poa altaica,
Pleurospermum uralense, Bupleumm aureum, Polygonum
viviparum, Cerastium pauciflorum, Draco cephalum
grandiflorum, Dianthus superbus, Lilium martagon,
Aconitum septentrionale, Trollius asiaticus, Solidago
virga-aurea, Galium boreale и др.
Почвенный покров на пробных площадях 7 и 8
также представлен горными криоземами типичными.
Однако, в отличие от пробных площадей 4 и 5, эти
почвы имеют менее развитый почвенный профиль.
Часть поверхности перекрыта делювиальными оползневыми крупнощебнистыми отложениями, на поверхности которых сформированы примитивные щебнистые криоземы с маломощным почвенным профилем.
На пробных площадях проводилось изучение особенностей естественного возобновления кедра и лиственницы. Наибольшее количество жизнеспособного подроста кедра (52500 шт./га), приуроченного к
валежу и окнам древостоя, отмечено в кедровнике злаково-разнотравном (пр. пл. 5). Благополучное состояние подроста позволяет сделать вывод о том, что в
последующем он сможет сформировать второе поколение кедра в данном насаждении.
В лиственничнике (пр. пл. 7) подрост почти полностью представлен кедром (13420 шт./га) и расположен главным образом на продольных склоновых оползневых микроповышениях (7920 шг./га). В микропонижениях - его количество меньше (5500 шт./га), что
связано, по-видимому, с воздействием водотоков в
весенний период.
В кедрово-лиственничном насаждении (пр. пл. 8)
количество подроста кедра составляет 13000 шт./га,
2001
размещение его равномерное, подрост лиственницы
встречается единично. Подобная структура породного состава подроста на данной пробной площади свидетельствует о предстоящей смене лиственницы на
кедр в ближайшие 100 лет.
Подгольцовое кедровое редколесье (пр. пл.1) также обеспечено подростом (12000 шт./га). Здесь он
приурочен к повышенным каменистым участкам, заросшим шикшей, тогда как между камнями его нет,
поскольку на пробной площади, как было показано
выше, почвенный покров не развит. Молодые особи
кедра (около 98%), в отличие от подроста под пологом леса, сильно деформированы заморозками, снегом и ветрами.
В кедровнике кустарниково-зеленомопшом ("кедровая площадка", пр. пл. 2) подрост кедра (12000 шг./га)
представлен особями 45-55-летнего возраста, более
молодые поколения кедра отсутствуют, что связано, повидимому, с более редкой и низкой урожайностью кедрового яруса, чем, например, на пробной площади 5.
В представленных сообществах были проведены
девдрохронологические исследования с использованием общепринятых методик [13, 14,17,15, 16,18,19].
Для каждой из пробных площадей были построены обобщенные древесно-кольцевые хронологии радиального прироста деревьев по кедру и лиственнице. Установлено, что возраст деревьев кедра колеблется от 60-80 лег в подгольцовом редколесье (пр. пл.1),
до 540 лет в ерниковом зеленомошно-лишайниковом
кедровнике (пр. пл. 4). Возраст лиственницы изменяется соответственно от 80 до 550 лет. Абсолютная
продолжительность хронологий по кедру составила
515 лет, по лиственнице - 526 лет. Межсерийный коэффициент корреляции по обеим породам колеблется
от 0,32 до 0,76. Высокие значения коэффициента корреляции отмечены и при сравнении обобщенных хронологий кедра и лиственницы из рассматриваемых
местообитаний между собой, что подтверждает общий
для данного района климатический сигнал.
Изучение длительно-временных изменений ширины годичных колец у этих древесных растений свидетельствует о том, что для кедра и лиственницы характерны общие увеличения прироста в середине второй
половины 17-го, в середине 18-го и в конце 19-го веков (рисунок) Общие депрессии роста деревьев наблюдаются в начале 16-го века, на рубеже 17-18 веков, в середине первой половины 19 века и в середине
20 столетия. Периоды снижения ростовой активности у кедра и лиственницы во всех исследованных сообществах в конце 17-го, начале 18-го веков и в первой половине 19-го столетия являются реакцией на
динамику ледника. Полученные данные подтверждают результаты исследований по дендрохронологическому изучению ширины годичных колец у лиственницы в данном районе [1, 2], а по кедру дополняют их.
Различия между реакциями двух пород на одни и те
же изменения носят видовой характер и требуют последущего анализа.
61
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
В исследуемых сообществах (пр. пл. 2, 4 и 5) наблюдается сходство в таксационном строении и возрастной структуре древостоев (таблица), а также высокая корреляция хода радиального роста деревьев.
На этом основании можно сделать заключение о том,
что, по-видимому, морена ледника Малый Акгру в
период максимального его наступления (в начале 19го века) разорвала верхнюю часть единого кедрового
массива, представлявшего верхнюю границу леса и
расположенного на едином геоморфологическом массиве - так называемой «исторической морене» [4].
Это подтверждается также и резким изменением прироста годичных колец, значительными механическими повреждениями кедра и лиственницы на пробной
площади 4 (наличие компрессионной древесины,
травматических тканей) за счет наступления ледника
и морены, частично засыпавшей это насаждение. Это
предположение согласуется с данными о строении почвенного покрова и составляющих его почв, которые
на этих участках близки по своему морфологическому облику, отличаясь лишь большей степенью оторфованости и оглееносги горизонтов (большей степенью увлажненности) в почвах на пробной площади 2.
Большая увлажненность почв здесь связана с оконту-
риванием и частичным перекрытием поверхностного стока надвинутой молодой мореной ледника Малый Актру.
Таким образом, нивально-гляциальная система
верховий р. Акгру в значительной степени влияет на
структуру высокогорных ландшафтов и их эволюцию,
определяя как параметры типов условий лесных местообитаний, так и динамику их границ., Так, верхняя
граница леса в верховьях р. Акгру, где важнейшим
фактором является динамика современного оледенения, определяется, помимо климатических факторов,
также и геологической деятельностью ледниковых
масс, что ранее в литературе не отмечалось.
Наличие в бассейне р. Актру серии точно датированных по возрасту ледниковых террас делает этот
объект уникальным с точки зрения эколого-биологических исследований, позволяя проследить эволюцию
экосистем на протяжении длительного исторического времени. В свою очередь, это дает возможность качественного и количественного прогноза изменения
состояния природных комплексов исследуемого района при глобальных и локальных изменениях климата.
Исследования выполнены при финансовой поддержке ФЦП "Интеграция" (грант К0897).
Литература
1. Адамевко М.Ф. Динамика прироста лиственницы как индикатор термического режима летних сезонов в Горном Алтае // Региональные географические исследования Западной Сибири. Новосибирск: Наука, 1978. С. 20-25.
2. Адаменюо М.Ф., Сюбаев А Л Динамика климата на территории Горного Алтая в 20-15 вв. // Вопросы горной гляциологии. Томск:
Изд-во ТГУ; 1977. С. 196-202.
3. Быков Н.И. Дендроиндикация нивально-гляциальной системы Алтая // География и природопользование Сибири. Барнаул: Изд-во
«Азскем», 1997. С. 32-46.
4. Душкин AM. Многолетние колебания ледников Актру и условия развития исторических морен // Гляциология Алтая. Томск: ТГУ,
1965. Вып. IV С. 83-101.
5. Заварзин Г. А, Котляков В.М. Стратегия изучения Земли в свете глобальных изменений // Вестник РАН. Москва. Т. 68. № 1. С. 23-29.
6. Кабанов М. В. Проблема мониторинга и моделирования региональных климато-экюлогических изменений (пленарный доклад) // Третье
Сибирское совещание по климато-экштогическому мониторингу. Тезисы докладов. Томск Изд-во Томоюго ночного цешра, 1999. С. 3-7.
7. Куминова АВ. Высокогорная растительность хребта Иолго (Северный Алтай) // Естественная кормовая база Горно-Алтайской АО.
Новосибирск: Новосибирское книжное издательство, 1956. С. 237-259.
8. Куминова АВ. Растительный покров Алтая. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1960. 450 с.
9. Обыскалов АД. Гидрометеорологические условия современного морфогенеза в верховье бассейна р. Актру (Горный Алтай) // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири. Материалы конференции. Томск: ТГУ 1998. Т. 4. С. 67-68.
10. Седельников В.П. Высокогорная растительность Алгае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука, 1988. 220 с.
11. Смагин В.Н., Ильинская С. А, Назимова Д.И. и др. Типы лесов гор южной Сибири. Новосибирск: Наука, 1980. 333 с.
12. Шишов Л.Д., Тонконогов В.Д., Лебедева И.И. Классификация почв России. М.: Почвенный институт им. В.В. Докучаева РАСХН,
1997. 236 с.
13. Фильрозе Е.М., Гладушко Г.М. Способ проявления границ и структуры годичных колец // Дендрохронология и дендроклиматология.
Новосибирск. 1986. С. 68-71.
14. Fritts H.S. Treeringsand climate. London: Acad. Press, 1976. 245 pp.
15. Holmes R.L. Program CHRONOL. Tuscon: Laboratory of tree-ring research, University of Arizona, 19926.
16. Holmes R.L. Program COFECHA: Version 3. Tuscon: Laboratory of tree-ring research, University of Arizona, 1992a.
17. Holmes R.L., Tree-Ring Bull.,1983, 44, 69-75.
18. Methods of dendrochronology: Applications in the environmental sciences / Cook E.R., Kairukstis L.A., eds. Dordrecht-Boston-London:
Kluwer Acad. Publ., 1990. 394 p.
19. Shiyatov S.G., Mazepa V.S., Vaganov E.A, Schweingruber F.H. // Radiocarbon. 1996, 1-4, 37-48.
62
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОЛЯ ГОДОВЫХ СУММ ОСАДКОВ
В ГОРНОМ АЛТАЕ ПО ГЛЯЦИОКЛИМАТИЧЕСКИМ ПОКАЗАТЕЛЯМ
В.В. Севастьянов, JI.H. Шантыкова
Томский государственный университет
В работе рассмотрены характеристики поля увлажнения в высокогорных районах юга Сибири. Косвенными признаками
увлажнения выбраны высоты нижней границы хионосферы и границы питания ледников. Построены непрерывные поля высоты
нижней границы хионосферы и годовых сумм осадков на этом уровне над Горным Алтаем. Выделена ведущая роль осадков в
изменении высоты нижней границы хионосферы по сравнению с температурным фактором.
Общеизвестно, что в горных районах очень ограниченно количество метеорологической информации.
Поэтому особое значение при исследовании климатов горных стран могут иметь высотные ландшафтно-климатические границы. На необходимость широкого использования показателей таких границ для
оценки климатических условий неоднократно указывал М.В. Тронов [9, 11]. В первую очередь это относится к высоте снеговой границы и границе леса.
Граница леса представляет ландшафтно-климатическую границу, располагающуюся ниже границы вечных снегов. Хотя в гляцио-климатических исследованиях ранее на нее не было обращено особого внимания, тем не менее, можно сделать важные выводы.
Граница леса - это температурная граница, соответствующая в Центральном Алтае июльской изотерме около 9,5°С. Большая или меньшая степень увлажненности склонов сказывается лишь в том, что кедр
или лиственница представлены на границе леса.
Имеет место закономерное и постепенное изменение вертикального расстояния между снеговой линией и границей леса вдоль линии Катунского хребта.
На западе хребта граница леса находится на высоте
2000 м, снеговая граница - 2400 м, на востоке - 2400
и 3400 м, соответственно. Из сравнительного анализа
вытекают заключения: во-первых, о том, что на крайних западных и северных форпостах Алтая, где ледников нет, возможная высота снеговой границы составляет 2300 м; во-вторых, о том, что главной причиной повышения снеговой линии при приближении
к Монголии является не повышение летних температур, а уменьшение количества осадков [11].
Таким образом, зная высотное расположение одной ландшафтно-климатичесюй границы, можно оценить расположение другой.
Практически результаты наблюдений за указанными природными границами используются мало при
изучении горных климатов. Это связано с тем, что
ландшафтные наблюдения имеют обычно узкую научную направленность и ограничены по территории.
Гляциологические наблюдения за высотой снеговой границей трудны и сложны, а вследствие этого не
могут быть регулярными. При этом остаются невыполненными естественные для климатологии требования о множественности и сопоставимости данных
наблюдений. В этом заключается главная причина отказа климатологов от их использования. В результате
обедняется представление о климате горных стран и
ослабляется климатологическая база, необходимая для
комплексного изучения и освоения территории. Вопросы эти требуют пристального научного внимания.
Особый интерес при изучении режима осадков в
горных районах вызывает использование информации
о высоте снеговой границы. Вопросы определения
снеговой границы, границы питания на ледниках,
фирновой линии и их разновидностей достаточно подробно освещены в обзорных работах [2,6,12].
Объединяющим все эти показатели может служить
понятие хионосферы [1]. Можно воспользоваться определением понятия хионосферы по В.М. Котлякову
[2, с. 137]: «Хионосфера является частью тропосферы, в пределах которой при благоприятном рельефе
возможно зарождение и существование ледников».
М.В. Тронов [12] предложил считать основным (климатическим) нижним граничным уровнем хионосферы высоту климатической снеговой границы. Она определяется по многолетним наблюдениям на ледниках, может относиться или к определенному пункту
или же осредняться для значительной территории
О необходимости исследования хионосферы с помощью аэрологических данных неоднократно указывалось в литературе [2, 6,10]. Опыт проведения аэрологических исследований в горноледниковом бассейне Актру, а также использование данных сетевых аэрологических станций подтвердили необходимость специальных исследований хионосферы. При этом гляциоклиматические данные вполне могут быть использованы в горной климатологии.
С методологической точки зрения надо считать
правильным и целесообразным использование понятия хионосферы и климатических значений на этом
природном уровне, как в теоретических разработках
современного и древнего оледенения, так и в практических целях для достижения наибольшей эффективности при изучении климата горных стран.
Наиболее информативной для суждения о климате и стоке является граница питания ледников, одна
из производных от хионосферы, требующая самого
пристального изучения.
В настоящей работе мы не будем останавливаться
на множественности определений и терминологий,
относящихся к уровню хионосферы и ее производных.
Эти вопросы подробно изложены во многих работах
по гляциологии [1,12]. Остановимся лишь на опреде63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
лениях, необходимых для гляциоклиматических расчетов используемых в данной работе.
Высота границы питания ледника - уровень, на
котором аккумуляция снега равна абляции. С границами питания на леднике связаны снеговая и фирновая границы. В отдельные годы эти границы могут
существенно отличаться друг от друга по высоте, но в
среднем многолетнем они различаются не очень сильно - в пределах нескольких десятков метров. В настоящей работе мы будем опираться на данные о положении границы питания ледников, которые могут определяться как в результате непосредственных наблюдений на ледниках, так и дистанционно в том числе и
с помощью аэрокосмических съемок.
Гляциологические границы (границы питания ледников) реально отражают взаимодействие всех составляющих водно-ледового и теплового балансов ледников. Развитие гляциологической науки с использованием гляциогидроклиматических показателей привело к качественному скачку в развитии методов расчета количества осадков в высокогорной зоне разных
горных стран. Наиболее обобщенно и подробно этот
вопрос освещен в работе А Н. Кренке [5].
Поскольку сеть метеорологических станций в горноледниковых районах очень редка, а измерение осадков, особенно твердых проводятся до сих пор со слишком большими погрешностями, то целесообразно использовать гляциологические показатели. Они заложены в самих ледниках и их, по существу, можно назвать «природными метеорологическими станциями»,
распределенными в ледниковой зоне в сотни и тысячи раз плотнее, чем пункты инструментальных наблюдений.
Как указывал М.В. Тронов [9], сложность использования таких «природных станций» связана с интегральным характером их показаний, отражающих влияние большого числа факторов. Однако число таких
факторов для ледников меньше, чем для большинства
других географических показателей климата, что облегчает задачу разделения факторов путем совместного анализа гляциологической и традиционной гидрометеорологической информации.
Для использования высоты границы питания ледников в гляциоклиматических расчетах необходимо
было решить, по крайней мере, четыре проблемы [5].
1. Каким способом определять высоту границы
питания на ледниках для данного года и в среднем за
многолетний период, как сопоставлять неоднородные
данные о ней, каким периодам осреднения соответствуют косвенные методы?
2. Какой ряд наблюдений за высотой границы питания достаточен для определения ее многолетнего
среднего положения - климатической нормы, иначе,
какова погрешность такого определения по одному
году или ограниченному числу лег наблюдений?
3. Как заполнять пропуски в рядах наблюдений за
высотой границы питания и как продлевать такие
ряды?
64
4. Как разделить фоновую пространственную изменчивость высоты границы питания, отражающую
макро- и мезоклиматические условия, от локальной
изменчивости, отражающей микроклиматические или
точнее ороклиматические условия в данном ледниковом бассейне?
На эти проблемы неоднократно обращал внимание М.В. Тронов [11], говоривший, что только с их
решением высота границы питания станет таким же
климатическим параметром, каким является температура воздуха или продолжительность залегания снежного покрова, и который смогут использовать в расчетах гидрометеорологи.
Высота границы питания использовалась рядом
авторов как хороший предиктор в гляциологических,
гидрологических и климатических расчетах, особенно информативной оказалась температура воздуха на
высоте границы питания ледников.
Впервые средние летние температуры на высоте
снеговой линии на ледниках в Альпах опубликованы
в 1888 г. в работе [18]. Там же сделан вывод о важном вкладе условий абляции в высотное положение
ледников, справедливо считая температуру воздуха на
высоте снеговой линии отражением зимних осадков,
на таяние которых на этой линии должно затрачиваться тепло.
X. Альман [17] по данным наблюдений на ледниках в Альпах и Норвегии принял летние температуры
на пределе оледенения за показатели твердых осадков. Их значения он пытался определить, построив
связь между температурой лета на высоте предела
оледенения со слоем стока горных рек.
А Н. Кренке [5] нашел целесообразным заменить
расчет осадков на пределе оледенения расчетом аккумуляции на границе питания ледников. Граница питания непосредственно наблюдается в природе. На
этом высотном уровне равенство абляции и аккумуляции является не гипотезой, а строгим определением. Кроме того, знание величины аккумуляции представляет независимую ценность для всех гляциологических расчетов.
По данным о средних летних температурах на
высоте границы питания А.Н. Кренке и В.Г. Ходаковым [3] была выведена связь с величинами таяния в разных ледниковых районах. Уравнение связи имеет вид:
А = 1,33-(Тл+9,66)2-85,
(1)
ще А - суммарная абляция на поверхности ледника, мм;
Т л - средняя летняя температура воздуха, °С.
Большая значимость связи абляции с температурой по сравнению с её связями с другими метеорологическими элементами объясняется тем, что она является интегральным показателем интенсивности всех
составляющих прихода тепла к леднику. Более того,
со значениями температуры связана и продолжительность абляционного периода.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
На высоте границы питания ледников величина
абляции равна аккумуляции ледников.
Преимуществом расчета аккумуляции на высоте
границы питания является реализации его для больших территорий. Этот метод расчета по границе питания позволяет получить сразу многолетние значения аккумуляции при использовании данных, как косвенных расчетов, так и дистанционных данных о высоте фирновой линии.
Для построения поля осадков на высоте границы
питания на ледниках были выбраны сведения о высоте границы питания в различных ледниковых районах Алтае-Саянсиой горной области (Каталоги ледников, 1969-1980). Примем этот уровень за нижнюю
границу хионосферы (таблица).
Высота границы питания осреднена по группам
ледников. Отдельно выделены западные и восточные
части горных хребтов, если они расположены в широтном направлении. Выделены северные и южные
районы для хребтов, расположенных в меридиональном направлении. Отдельно выделены высоты границы питания на наветренных и подветренных склонах. Таким образом, получены осредненные или генерализованные значения высот границ питания для
отдельных частей горных хребтов или ледниковых систем. Такой подход позволяет сгладить микро- и мезоклиматические различия, возникающие в результате
сложного взаимодействия рельефа, ветрового режима, способствующего перераспределению осадков.
Поля высоты границы питания на ледниках являются нижней поверхностью хионосферы, в понимании М.В. Тронова [12]. Этого положения будем придерживаться и мы.
Представляет интерес пространственное распределение нижнего уровня хионосферы в пределах Горного Алтая.
Представление о непрерывности нижней границы
хионосферы в пределах отдельно взятой горной страны позволяет оценивать фоновые (возможные) годовые суммы осадков при положительной энергии оледенения. Пространственные характеристики нижней
границы хионосферы отражают воздействие самых
важных природных факторов:
а) направления переноса влагонесущих воздушных
потоков, связанных с особенностями циркуляции атмосферы;
б) распределения составляющих теплового баланса;
в) изменения влагосодержания в атмосфере;
г) влияния рельефа.
Изменение высоты нижней границы хионосферы
должно происходить, более плавно чем, например,
граница питания на ледниках. Различия в высоте границы питания на разных ледниках объясняются разной величиной аккумуляции твердых осадков на склонах разной экспозиции в зависимости от степени концентрации снега. Концентрация снега, в свою очередь,
определяется особенностями ветрового режима и особенностями орографических условий. Все эти показатели на большей части ледников не изучались.
2001
Средняя высота нижней границы хионосферы в
пределах Горного Алтая в летнее время изменяется
от 2300 м на западных хребтах Алтая до 3300 м на
юго-востоке.
Пространственное распределение средней высоты
нижней границы хионосферы над Горным Алтаем зададим в виде плоскости (уравнения тренда), так как
его размеры не слишком велики для построения моделей более высокого порядка. Уравнение поверхности нижней границы хионосферы (2) определено методом наименьших квадратов, что позволило дополнительно провести ее сглаживание.
Н = 2690 + 137-х- 262-у,
(2)
где Н - высота нижней границы хионосферы в начале
координат, м;
х - координаты вдоль оси абсцисс (вдоль параллели), сотни километров;
у - координаты вдоль оси ординат (вдоль меридиана), сотни километров.
Коэффициент при X является горизонтальным градиентом наклона высоты нижней границы хионосферы с запада на восток. Коэффициент при У - ее горизонтальный градиент в направлении с юга на север.
Таким образом, было вычислено, что высота нижней
границы хионосферы в пределах Горного Алтая повышается на восток на 1,4 м/км и на 2,6 м/км на юг.
Общий градиент составляет около 3 м/км. Высота
нижней границы хионосферы растет в направлении с
северо-запада на юго-восток. Величина горизонтального градиента 3 м/км характерна для внутриконтинентальных районов. Примерно такая же его величина определена для горных районов Средней Азии. На
Кавказе, на востоке Камчатки горизонтальный градиент высоты нижней границы хионосферы достигает
12 м/км, что объясняется сильным влиянием орографических барьеров и близостью морей [5].
Для определения величины аккумуляции на высоте границы питания выделенных групп ледников необходимо определить средние летние температуры
воздуха на этом уровне. Средние летние температуры
определяются по данным за июнь, июль, август. Расчет температуры проводился по аэроклиматическим
данным. Методика расчета температуры в условиях
свободной атмосферы описана в работах [7, 8]. Для
расчета температуры воздуха на высоте границы питания нужны сведения о поле температуры за летние
месяцы на высотах 1500,3000 и 5000 м, а также средняя высота границы питания и координаты ледниковой системы, для которой проводится расчет. Верхние части ледников по их влиянию на термический
режим приближаются к вершинам и водоразделам, то
есть различия минимальны. Величина скачка температуры составляет для долинных ледников средних
размеров 1,6°С. Не следует путать его со скачком температуры, возникающим при переходе с каменистой
поверхности на лед. Величины средней летней тем65
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Таблица
Аккумуляция твердых осадков (мм) и годовые суммы осадков (мм) на высоте границы питания ледниковых систем.
Алтае-Саянская горная область
Горный хребет
Высота границы питания, м
Т„,°С
Аккумуляция, мм
Сумма осадков, мм
Холзун
2300
5,9
3320
2910
Листвяга
2300
5,8
3260
2850
Сумультинский
2300
6,4
3020
2650
Катунский:
запад, северный склон
центр, северный склон
бассейн р. Кочурлы
бассейн р. Аккема
запад, южный склон
южный склон г. Белухи
восточная часть
2600
2700
2850
3000
2600
2750
3100
3,9
3,3
2,2
1,1
4,0
2,9
0,4
2240
1970
1530
1160
2290
1800
960
Южно-Чуйский
запад, северный склон
центр, северный склон
восток, северный склон
запад, южный склон
восток, южный склон
3100
3200
3300
3100
3200
0,3
-0,4
-1,1
0,3
-0,4
930
760
610
930
760
Север о-Чуйский:
запад, северный склон
восток, бассейн р. Актру
3000
3100
1,0
0,2
1130
900
Южный Алтай:
северный склон
запад, южный склон
восток, южный склон
2850
2700
2900
2,5
3,6
2,1
1640
2100
1500
Табын-Богдо-Ола
3150
0,2
900
790
Чихачева
3250
-0,9
650
570
Шапшальский:
северная часть
южная часть
2800
3000
1,6
0,6
1320
1010
Монгун-Тайга
3200
-0,6
710
622
Пик топографов
3000
-0,3
780
683
Мунку-Сардык
3300
-2,1
420
370
1490
700
890
1440
1020
пературы на ледниках на высоте границы питания
приведены в таблице.
Важную проблему представляет оценка твердых
осадков по величине аккумуляции на ледниках. Величина аккумуляции на ледниках в вогнутых формах
рельефа включает выпавший снег; снег, перенесенный
метелями, лавинами. В.Г. Ходаков ввел понятие коэффициента концентрации, равного отношению величины аккумуляции к сумме твердых осадков [13].
На основании анализа многочисленных полевых
данных на различных ледниках принято оценивать
коэффициент концентрации для долинных ледников
величиной 1,4; на каровых он равен 1,5-1,6; на висячих - 1,2-1,3; на ледниках плоских вершин - 1,0 и
даже менее [4]. Нами выбран коэффициент концентрации равный 1,4, поскольку суммы осадков и аккумуляция рассчитываются для ледниковых систем,
включающих большое число долинных ледников, наилучшим образом отражающих взаимные связи клима66
та и оледенения. Поделив величину аккумуляции на
высоте границы питания отдельных частей ледниковых систем на коэффициент концентрации, получаем
количество твердых осадков.
Средние величины твердых осадков для горных
хребтов (см. таблицу) являются фоновыми Такое осреднение, как было отмечено ранее, необходимо для
уменьшения влияния фактора перераспределения
твердых осадков.
Количество жидких осадков на высоте границы
питания ледников обычно очень мало, так как и в летнее время на больших высотах часто выпадают твердые осадки. Их доля в общей сумме осадков определяется по данным метеорологических станций и экспедиционных наблюдений.
Приведем кратко некоторые сведения о режиме
осадков на экспедиционной станции Учитель (3050 м)
в горноледниковом бассейне Акгру, расположенной
вблизи снеговой линии. Сумма твердых осадков за
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
июль и август составляет 50% от их общей суммы. С
учетом летних снегопадов сумма твердых осадков за
год на уровне снеговой границы составляет в Горном
Алтае около 80%.
Близкое к этому показателю отмечается количество
твердых осад ков на высоте снеговой границы в горах
Средней Азии, на Кавказе, в Альпах. Выпадение всех
осадков в твердом виде в центральной части Горного
Алтая можно ожидать на высотах 3800-4000 м при
постоянных отрицательных температурах.
Вопрос о летних снегопадах имеет для Алтая и
Саян очень большое значение, и неоднократно обсуждался в литературе [1, 2, 9]. Летние снегопады оказывают двойное влияние на ледники: во-первых, как источник питания ледников; во-вторых, как фактор, резко
уменьшающий абляцию ледников. На основе литературных данных можно сделать вывод, что средняя
интенсивность таяния свежего летнего снега, по крайней мере, в два раза меньше интенсивности таяния
старого снега. В целом за период абляции летние снегопады сокращают величину абляции на больших
высотах более чем вдвое.
С учетом доли жидких осадков на высоте границы
питания (около 20%) подсчитаны годовые суммы осадков для отдельных горных хребтов и ледниковых систем (см. таблицу). Эти суммы осадков следует считать
фоновыми на уровне нижней границы хионосферы.
Для оценки точности расчетов сумм осадков и величины аккумуляции можно сослаться на работу
А Н. Кренке [5]. Погрешности расчетов величин аккумуляции на высоте границы питания по сравнению
со снегомерными съемками на ледниках разных горных стран, в том числе и на Алтае, в среднем не превышают 13-15%. Учитывая, что расчет температуры
воздуха на высоте границы питания по аэроклиматическим даннымточнее,чем по данным наземных станций, можно предположить, что полученные суммы
осадков рассчитаны с более высокой точностью.
По осредненным годовым суммам осадков на высоте нижней границы хионосферы построено поле осадков над Горным Алтаем в виде уравнения тренда (3):
КХИОИ.=1797-358-х + 657-у,
5
(3)'
V
где К ^ - годовая сумма осадков на уровне хионосферы, мм.
Остальные условные обозначения те же, что и в
формуле (1).
Горизонтальный градиент осадков вдоль параллели составляет 358 мм/100 км, вдоль меридиана 657 мм/100 км. Суммы осадков убывают с запада на
восток и с севера на юг, причем на юг почти в два раза
быстрее. Общий градиент годовых сумм осадков равен 748 мм/100 км.
Поле осадков и поле высоты хионосферы на Алтае
имеют противоположное расположение. Там, где уровень хионосферы минимальный, наблюдается максимум
2001
годовых сумм осадков. Этот факт подчеркивает ведущую роль осадков в определении высоты нижней границы хионосферы, хотя определенную роль играет и
поле температуры, но роль его существенно меньше.
Следует отметить несогласованность поля осадков с распределением влагосодержания в нижней тропосфере. Напомним, что влагосодержание в тропосфере увеличивается к югу в связи с общим повышением температуры. В теплый период влагосодержание увеличивается на восток. Таким образом, можно
сделать вывод, что режим осадков связан, прежде
всего, с орографическими факторами и связанными
с ними вертикальными движениями воздушных масс.
Изменение влагосодержания в атмосфере носит второстепенный характер.
Годовые суммы осадков на уровне хионосферы
отражают крупномасштабное влияние орографии, взаимного расположения и взаимодействия высоких
хребтов.
Особо следует остановиться на количестве осадков и аккумуляции на ледниках Кузнецкого Алатау.
Низкое положение границы питания на высоте 1300 м,
при средних летних температурах выше 10°С обеспечивается аккумуляцией 7240 мм твердых осадков. Это
- очень большая величина и фоновым количеством
осадков в условиях Сибири она не может быть обеспечена, даже при увеличенных коэффицентах концентрации снега. Речь может идти только о многократной концентрации твёрдых осадков. Подобные условия существования оледенения на предельно низких
уровнях известны на Полярном Урале [13]. Эти особенности связываются с сильными ветрами, способными вызывать исключительно мощный метелевый
перенос снега и его концентрацию на подветренных
участках склонов. В еще большей степени этот эффект проявляется в условиях Кузнецкого Алатау.
При анализе ветрового режима на высокогорных
станциях Кузнецкого Алатау и северной части Западного Саяна было выявлено, что средние месячные
скорости ветра на станциях Ненастная, Голец Подлунный превышают скорости ветра в свободной атмосфере. Такое явление можно найти на некоторых перевальных станциях на Кавказе и в некоторых других
районах. Причину такого явления можно только предположить. На стыке горных систем Кузнецкого Алатау и отрогов Алтая и Западного Саяна происходит
конвергенция воздушных потоков с заметным усилением ветра. Это постоянно действующий климатический фактор, особенно проявляющийся в холодный
период года, то есть в период снегонакопления. По
данным П.С. Шпиня [14, 15, 16] в районе сосредоточения ледников в Кузнецком Алатау наблюдаются
очень сильные метели, которые на наветренных склонах почти полностью сдирают снег. Перенесенный
снег откладывается в кары на подветренном склоне.
При этом действует дополнительно фактор емкости.
Для надежной оценки коэффициента концентрации на
67
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ледниках Кузнецкого Алатау нужны специальные наблюдения, но представляется, что лишь особенно высокие скорости ветра, могут обеспечить аномально
большую степень концентрации снега.
В заключение отметим, что использование аэроклиматической информации совместно с гляциокли-
матическими показателями позволяет построить непрерывное поле годовых сумм осадков над высокогорными районами. Эти суммы осадков можно считать фоновыми на высоте границы питания для ледниковых районов.
Литература
1. Калесник С.В. Очерки шяциологии. М.: Гос. изд-во геогр. литеры, 1963. 551 с.
2. Кохпяюв В.М. Снежный покров Земли и ледники. Л.: Гидрометеоиздат, 1968. 479 с.
3. Кренке А.Н., Ходаков В.Г. О связи поверхностного таяния ледников с температурой воздуха // Мат-лы гляциол. исслед.: Хроника.
Обсуждения. 1966. Вып. 12. С. 153-164.
4. Кренке А.Н., Шантыкова Л.Н. Использование высоты границы питания на ледниках в гидрометеорологических расчетах II Мат-лы
гляциол. исслед.: Хроника. Обсуждения. 1978. Вып. 34. С. 167-178.
5. Кренке А.Н. Массообмен в ледниковых системах на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат 1982. 288 с.
6. Ревякин B.C. Атмосферная база гляциосферы Земли // Мат-лы научной ионфер: «Проблемы гляциологии Алтая». Томск. 1974. Вып. 2.
С. 21—46.
7. Севастьянов В.В. Оценка температурных условий в нивально-гляциальной зоне Алтая численными методами // Гляциология Сибири.
Томск, 1993. Вып. 4 (19). С. 170-181.
8. Севастьянов В.В. Изучение тепловых ресурсов горных территорий с использованием аэроклиматической информации (на примере
Горного Алтая) // География и природные ресурсы. Новосибирск, 1994. № 4. С. 139-143.
9. Тронов М.В. Ледники и климат. Л.: Гидрометеоиздат, 1966.
10. Тронов М.В. Проблемы гляциоклиматологии // Гляциология Алтая. Томск, 1978. Вып. 13. С. 5-24.
11. Тронов М.В. О гляциоклиматических показателях // Гляциология Алтая. Томск, 1970. Вып. 6. С. 8-18.
12. Тронов М.В., Лупина Н.Х. Основы учения о снеговой границе и хионосфере. Л.: Наука, 1977. 168 с.
13. Ходаков В.Г. Снежный покров и современное оледенение Полярного Урала//Исследование ледников и ледниковых районов. М.: Издво АН СССР, 1962. Вып. 2. С. 41-49.
14. Шпинь П.С. К вопросу об особенностях современного оледенения Кузнецкого Алатау // Вопросы географии Кузбасса и Горного
Алтая. Новокузнецк, 1970. Вып. 3. С. 118-123.
15. Шпинь П.С. Термический режим теплого периода в высотно-гляциальной зоне Кузнецкого Алатау // Гляциология Алтая. Томск, 1978.
Вып. 13. С. 44-58.
16. Шпинь ПС. Оледенение Кузнецкого Алатау // Гляциология Алтая. Томск, 1981. Вып. 15. С. 27-37.
17. Ahlmann H.W. Glaciological research on the North Atlanic coasts. London. 1948. 83 p.
18. Hess H. Die Gletscher. Braunschweig: Verlag von F. Vieweg U. S., 1904. 426 p.
68
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
ПРОЦЕССЫ МАКРОЦИРКУЛЯЦИИ И ИЗМЕНЕНИЕ РЕЧНОГО СТОКА
В БАССЕЙНАХ ВЕРХНЕЙ И СРЕДНЕЙ ОБИ
В.В. Паромов*, Н.И. Савельева**, JI.H. Василевская**
•Томский государственный университет, "Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, г. Владивосток
В работе представлены особенности макросиноптических процессов над Западной Сибирью и закономерности их многолетней изменчивости во второй половине XX века. Рассмотрена реакция местных климатических показателей (приземная температура воздуха и осадки) на изменения в режиме макроцяркуляционных процессов. На этом фоне выявлено значимое изменение внутригодового режима стока в сторону увеличения зарегулированное™ (сглаживание гидрографа стока). В то же время,
несмотря на текущие значительные изменения климатических характеристик, норма стока рек бассейна Верхней и Средней Оби
пока остается без изменений.
1. Введение
Поверхностный сток, являясь интегральной характеристикой водного баланса речного бассейна, чутко
реагирует на изменение климата. Норма стока рек зависит от количества осадков, приходящих на поверхность водосбора и испарения с этой поверхности.
Внутригодовое распределение стока зависит от соотношения источников питания, сезонного распределения осадков, интенсивности снеготаяния и водоотдачи. Все эти факторы напрямую связаны с атмосферной циркуляцией, которая претерпевает изменения
благодаря воздействию внешней среды [1]. Тенденция к потеплению, начавшаяся в конце 60-х - начале
70-х годов, стала наиболее выраженной во второй половине 80-х и 90-е годы, которые относятся к самому
теплому периоду уходящего столетия. Максимум потепления охватывает районы 55-75° с.ш. и восточнее
90°в.д, т.е. Западную и Восточную Сибирь [15].
Атмосферная циркуляция в данной работе характеризуется принятой в отечественной метеорологии
повторяемостью (в днях) типа термобарического поля
в нижней тропосфере (форма атмосферной циркуляции) Преобладание меридиональных или зональных
потоков в атмосфере оценивалось аномалиями повторяемости той или иной формы [2].
Интенсивность атмосферной циркуляции определяется состоянием центров действия атмосферы
(ЦДА). Основными центрами, влияющими на климат
Западной и Восточной Сибири, являются Сибирский
максимум и Алеутская депрессия. В настоящей работе перечисленные ЦДА характеризовались среднемесячными значениями давления в области их стационирования, площадью и географическими координатами за период с конца 40-х до середины 90-х годов.
Выявление современных тенденций в рядах климатических показателей (атмосферной циркуляции,
параметров центров действия атмосферы, температуры воздуха и осадков) необходимо для правильного
понимания причин трансформации характеристик
речного стока. Для их выявления применялись наиболее эффективные на наш взгляд методы анализа однородности и тренд - анализа временных рядов. Получив значение параметра тренда в конкретной точке
(метеостанция, гидрологический створ) и применив
методы географических обобщений, эти оценки рас-
пространялись на всю исследуемую территорию. Это
позволило получить средние для выделенных районов и высотных зон величины параметра тренда. Материалами для исследования послужили данные по 33
гидрометеорологическим станциям Западно-Сибирского управления Роскомгидромета за 1951-1998 тт.
2. Особенности макросинаптических процессов
и их многолетняя изменчивость
В теплый период года погода Западной Сибири в
основном определяется циклоническими процессами,
В северных районах циклоны развиваются на арктическом фронте, вызывая образование низкой облачности, осадков и понижение температуры. Ныряющие
циклоны, в свою очередь, выносят «порции» холодного воздуха далеко в южные районы Западной Сибири. Погода на юге Западной Сибири обусловлена не
только западными, но и южными циклонами, которые
приносят сюда значительные осадки. Антициклональные процессы летом сопровождаются суховеями и
довольно часто засухами.
В холодную половину года под влиянием блокирования Уральским хребтом западных переносов создаются наиболее благоприятные условия формирования антициклона практически над всей Западной
Сибирью. Сибирский антициклон - это наиболее длительный и устойчивый синоптический процесс холодного полугодия. Процесс уральского высотного блокирования обусловливает, в конечном итоге, выход
ныряющих циклонов на Западную Сибирь из районов Баренцева и Карского морей. Сильные морозы и
затишья прерываются сильными метелями [12].
Географическая локализация Сибирского антициклона, ею интенсивность и распространение по площади играют важную роль в формировании характера атмосферных процессов над азиатским материком. Сибирский антициклон начинает формироваться в сентябре в горных районах Сибири и Центральной Азии, максимального развития достигает в зимние месяцы, а разрушается в мае-июне. По многолетним данным [10]
центр антициклона на протяжении этого холодного периода располагается в районе 49°-52° с.ш. и 88°-98° в. д.
Площадь, занимаемая Сибирским максимумом
(с сентября по май с 1957 по 1989 гг.), рассчитывалась
69
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
по методике, предложенной Ильинским [7], которая заключается в определении относительной площади
(в процентах) северной половины Азии (севернее
40°с.ш.), занятой изобарами с антициклонической кривизной. Как правило, они соответствовали либо изобаре 1015 гПа, либо 1020 гПа. Данные по изменчивости
площади Алеутской депрессии (млн км2), ограниченной
изобарой 1005 гПа, заимствованы из работы [4].
Для анализа многолетних изменений макросиноптических процессов над территорией Западной Сибири, определяющих климат и его многолетнюю изменчивость в бассейне Верхней и Средней Оби, использовались формы циркуляции Вангенгейма-Гирса. С их
помощью можно охарактеризовать меридиональные
и зональные составляющие воздушных переносов [2].
В соответствии с этой классификацией макросиноптические процессы над Атлантию-евразийским сектором, которые определяют климатические особенности региона, можно свести к трем основным формам:
зональной (W) и двум меридиональным формам (С и
Е). Для каждой формы характерно определенное географическое распределение аномалий барического
поля, а с этим связаны различные пространственные
особенности аномалий метеорологических элементов.
При доминировании зональной формы атмосферной циркуляции (W) углубляется исландский минимум, а сибирский антициклон ослабевает, что особенно заметно в северо-западной и западной его оконечности. Это способствует глубокому проникновению
воздуха Атлантического океана на территорию Западной Сибири, хотя Уральские горы и служат некоторым препятствием. Зональные процессы в течение
всего года вызывают повышение температуры и избыток осадков над южной частью Западной Сибири.
При меридиональных процессах Е и С-форм локализация очагов тепла и холода, избытка и дефицита
осадков противоположна и зависит от расположения
теплых тропосферных гребней и холодных ложбин [1].
Развитие С-формы циркуляции сопровождается частым выходом юго-западных циклонов, развивающихся на полярном фронте в передней части высотной
ложбины, что также вызывает избыток осадков в бассейне Верхней Оби.
Пространственное распределение осадков при Еформе циркуляции, определяется разновидностью последней [1]. Так, господство ЕМ1 приводит к избытку осадков над Сибирью, что связано с активизацией циклонической деятельности. При развитии Е ш и Е3 наиболее
вероятен дефицит атмосферных осадков, связанный с
наличием в толще тропосферы над Сибирью высотного гребня, что усиливает процессы ангициклогенеза [7].
По нашим расчетам за период с 1935 по 1997 гг.
формы W, С, Е имели следующую годовую повторяем о с т ь ^ - 100,Е-171, С - 9 4 дня[9].
Со второй половины 30-х до середины 60-х годов
наблюдались положительные аномалии W-типа циркуляции. Затем до середины 80-х годов они были отрицательными (в этот период преобладали меридиональные процессы С и Е). В юнце 80-х - начале 90-х гг.
70
произошла смена знака аномалий. Наблюдается рост
зональной формы циркуляции и уменьшение меридиональных форм (рис. 1).
В юнце 60-х-начале 70-х годов три господстве меридиональных форм циркуляции (положительные аномалии Е+С) наблюдался интенсивный рост давления в
центре сибирского антициклона. Тесная связь обнару жена между повторяемостью Е формы циркуляции и
давлением в центре сибирского антициклона (рис. 2).
40
к
X
Ct
а)
20
-
Е > "С
0)
"О
,
W
5-летн ее сгл: эживан не
-40
800
б)
400
.С
\ w
3"
2
Е
-800
1935
1945
1955
1965
1975
1985
1995
Рис. 1 Многолетний ход аномалий индексов атмосферной циркуляции (а) и их интегральные кривые различных форм (б)
а)
1890
1910
1930
1950
1970
1990
Рис.2 Изменение давления в центре Сибирского антициклона в декабре (а) и ход аномалий повторяемости Е-типа (б)
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
2001
сентябрь
Рассмотрим вариации аномалий форм циркуляции
на примере интегральных кривых аномалий этих форм
(рис. 1,6). Интегральные кривые представляют собой
накопленные аномалии параметра в течение определенного времени. С начала изучаемого периода наблюдается рост интегральных кривых W и С, что обусловливает избыток осадков на территории Западной
Сибири. W-тип до конца 50-х гг., а С-тип до начала
70-х гг. Затем, до конца 70-х W-тип падает, а затем
начинается рост до середины 90-х гг. Спад интегральной кривой С-типа атмосферной циркуляции продолжается до конца 80-х гг. В ходе интегральной кривой
аномалий Е-типа, которая отличается наибольшей
среднегодовой повторяемостью, ярко выражен перелом в середине 60-х гг., свидетельствующий о перестройке макропроцессов.
На рубеже 70-х гг. произошли существенные изменения в расположении и интенсивности основных
центров действия атмосферы - Сибирского антициклона и Алеутской депрессии, оказывающих влияние
на климат азиатского континента: контраст между
ними увеличился на 5,1 гПа, с 35,2 до 40,3 гПа. Несмотря на удаление центров друг от друга на 4,1°
(табл. 1), горизонтальный градиент давления также
увеличился в среднем с 0,41 до 0,46 гПаУград.долготы. Его максимальные значения отмечались в 1977 г.
(0,65 гПа/град) при экстремальном развитии Сибирского максимума и в 1983 г. (0,54 гПа/град) в период
110
Таблица1
Среднемкоголетние характеристики центров
действия атмосферы
Характеристика
1947-1970
1971-1990
Норма | о
Норма | а
Сибирский максимум
Давление (гПа)
1033,5
3,46
1037
4,73
3,5
Широта (град.)
50,3
2,11
50
0,82
-0,3
Долгота (град.)
98
3,83
96
3,39
-2,0
Алеутская депрессия
Давление (гПа)
998,3
3,67
996,7
4,74
-1,6
50,7
2,06
Широта (град.)
50,8
2,04
0,1
Долгота (град.)
182
10,4
8,11
184,1
2,1
Разность между центрами действия атмосферы
Давление (гПа)
35,2
40,3
По
Широта (град.)
0,4
0,8
норме
Долгота (град.)
84
88,1
наибольшего развития Алеутской депрессии. При смене циркуляции на W-форму в середине 80-х гг. центр
Сибирского максимума начал смещаться к югу
(рис. 3), что привело к усилению зональных потоков.
Это вызвало существенные изменения в режиме температуры и осадков на территории северо-восточной
части Азиатского континента [17], аналогичный
«климатическому сдвигу», который идентифицирован
в середине - конце 70-х гг. в северной части Тихого
океана [16],
В результате произошедшей перестройки атмосферной циркуляции произошло изменение климати1060
1050
1945
1955
1965
1975
1985
1995
1945
1955
1965
1975
1985
1995
1945
1955
1965
1975
1985
1995
Рис.3. Многолетняя изменчивость долготной координаты и давления в центре Сибирского антициклона
и Алеутской депрессии
71
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ческих показателей в бассейнах Верхней и Средней
Оби, в частности, ее основных показателей - приземной температуры воздуха и атмосферных осадков.
3. Изменение приземной температуры воздуха
В результате проведенного анализа величин параметра тренда среднегодовых и сезонных температур
воздуха, а также годовой амплитуды среднемесячных
температур воздуха удалось выявить основные закономерности изменения этих климатических показателей в разных типах рельефа. Выявлены четыре основные схемы изменения температуры воздуха на исследуемой территории. Каждая такая схема характерна
для определенного типа рельефа и сочетаний ландшафтов. Общим для выделенных районов является
значимое увеличение среднегодовых и зимних температур воздуха, сопровождающееся уменьшением
годовой амплитуды.
Горный Алтай. Для этой территории характерно
сочетание высоких горных хребтов с обширными межгорными котловинами. В горах рельеф является универсальной характеристикой климатических процессов. Поэтому очевидным было предположить, что параметр тренда (Д6>,), также подчиняется закону высотной поясности, что выражается в наличии зависимости от высоты местности (высоты расположения
метеостанции). В то же время климатические условия межгорных котловин резко отличаются от таковых в долинах, на склонах и водоразделах при одной
и той же высоте местности. Это связано с сильным
влиянием местных (азональных) факторов. Степень
их влияния на формирование климата и соответственно Ав, можно учесть через суммарный показатель параметр котловинности К [14]. Таким образом, для
данной территории характерны две схемы увеличения
среднегодовой температуры воздуха. Одна из них характерна для межгорных котловин, вторая - для всей
остальной территории (рис. 4).
Температура зимнего сезона (ноябрь-март). Для
нее характерен значимый положительный тренд высокой обеспеченности. Самые большие величины параметра тренда Д0, (°С/10 лет) отмечаются на станциях низкогорья (с высотами менее 1000 м), около
0,61°С/10 лет. С ростом абсолютной высоты местности отмечается уменьшение его значений. На высотах более 2000 м величина параметра тренда составляет около 0,43°С/10 лет. Выявлена хорошая зависимость степени увеличения зимних температур воздуха от высоты местности. На 72% вариация параметра
тренда объясняется изменением высоты. Отмечается
сначала резкое падение величины параметра тренда на
высотах от 300 до 1000 м, а затем он практически постоянен, изменяясь в пределах от 0,45 до 0,43°С/10 лет.
Легенда:
горная территория
Алтай
- межгорные
котловины
- равнинные
территории:
1 - предгорная равнина;
2 - равнина
Рис. 4. Районирование территории бассейна Верхней и Средней Оби по интенсивности процессов потепления
72
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Таким образом, интенсивность потепления зим на
разных высотах различна. В низкогорье средаезимние температуры воздуха выросли за 48 лет на 2,9°С,
тогда как в среднегорье и высокогорной зоне на 2,1 °С.
В котловинах Горного Алтая отмечается максимальная интенсивность потепления зимнего сезона, в
среднем 0,82°С/10 лет. Формирование отрицательных
температур воздуха в котловинах в зимнее время во
многом определяется их морфологическими особенностями, выраженных через параметр котловинности. Соответственно и степень потепления зим также
во многом определяется морфологическим строением котловин. Выявлена прямая зависимость между
параметром когловинности и параметром тренда зимних температур воздуха (рис. 5). Максимальное значение А б1, =1,21°С/10 лет характерно для Чуйской котловины (К = 1,75).
Для весны (апрель-май) характерна слабая значимая положительная тенденция. Рост температуры воздуха за исследуемый период составил: в зоне низкогорья - 1,6°С, в высокогорье - 1,5 °С. Учитывая возможность ошибки при нахождении средних для высотных зон значений параметра тренда, можно сделать вывод о приблизительно ровном фоне повышения температуры воздуха весеннего сезона. В котловинах средняя интенсивность потепления весны немного меньше, A6t = 0,27°С/10 лет, чем на окружающих их склонах гор. Также как для зимы характерно
увеличение параметра тренда с ростом К (рис. 5).
2001
Температура летнего сезона (июнь - июль) незначительно увеличивается. Величина положительной
тенденции составляет около 0,13°С/10 лет; причем она
постоянна на всем Горном Алтае. Рост среднелетних
температур воздуха с 1951 по 1998 гг. составил 0,6°С.
Средняя температура осени (сентябрь-октябрь)
остается неизменной. Хотя и отмечено незначительное повышение температуры воздуха (табл. 2), но на
уровне обеспеченности а = 5% выявленные параметры тренда статистически незначимы, а ряд среднесезонных температур воздуха остается однородным.
На территории Горного Алтая выявлен значимый
рост среднегодовых температур воздуха В низкогорье они выросли на 2,2°С, в высокогорье на 1,7°С, в
пределах межгорных котловин на 2,5°С. Увеличение
среднегодовой температуры объясняется в основном
ростом температур зимнего и весеннего сезонов
(табл. 2). Одновременно с увеличением среднегодовых температур идет уменьшение годового размаха
среднемесячных температур воздуха. На всех станциях
отмечены значимые отрицательные тенденции. Уменьшение годовой амплитуды объясняется более сильным
ростом температур зимних месяцев, по сравнению с
летними месяцами. Там, где отмечен более значимый
рост температуры зимнего сезона, выявлено более
интенсивное снижение годового размаха среднемесячных температур воздуха (табл. 2).
Равнинная территория. Для выявления закономерностей в процессе увеличения приземной температуры
1.3
R2 = 0.90
1.1
"Р
ш
О
т—
0.9
р
^
0.7
Ь
0.5
ч
х
0)
Q.
I-
Ш
я
о.
я
с
0.3
0.1
-0.1
0.2
0.4
0.6
0.8
1
1.2
1.4
Параметр котловинности
Рис.5. Зависимость интенсивности увеличения приземных температур воздуха от параметра котловинности
73
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Таблица 2
Значения параметра тренда сезонных и среднегодовой температуры воздуха, а также амплитуды среднемесячных температур воздуха (°С/10 лет) в Горном Алтае
Сезон
Низкогорье
Высокогорье
Зима
Весна
Лето
Ооень
Год
Амплитуда
0,61
0.34
0,13
0,09
0,45
-0,69
0,43
0.31
0,12
0,13
0,35
-0,48
Межгорные
котловины
0,82
0.27
0.13
0,10
0,52
-1,0S
Примечание: жирный шрифт - значимые тренды;
подчеркнуты - значимые тенденции
воздуха на обширной равнинной части исследуемой
территории применялся метод кластер - анализа. В качестве признаков классификации были использованы
нормированные величины статистику и т [3,13]. В результате были выявлены два района однородных по величине и знаку параметров тренда сезонных и годовой
температур воздуха. Первый объединяет станции предгорной равнины (рис. 4), включает территорию Предалтайской равнины, Салаирсюго кряжа, наиболее высокие части Бийсю -Чумышской возвышенности. Второй
район, это станции собственно равнинные.
этой территории характерен значимый рост среднезимних температур воздуха, составивший по абсолютной величине
3,6°С. Это немного больше, чем в смежной низкогорной зоне Горного Алтая. Растет и температура весеннего сезона. Величина параметра тренда 0,35°С/10 лет,
что лишь немного больше соответствующего значения в зоне низкогорья. Для температур летнего сезона и осени характерно отсутствие значимых трендов
и тенденций, хотя отмечается общая динамика к их
росту (табл. 3).
Таблица 3
Значения параметра тренда сезонных, годовой и годовой
амплитуды среднемесячных температур воздуха ("С/10 лет)
'
на равнине
Сезон
Зима
Весна
Лето
Осень
Год
Амплитуда
Предгорная
равнина
0,74
0,35
0,10
0,14
0,47
-0,64
Легенда:
- Район 1
- Район 2
- Район 3
Рис. 6. Районирование территории бассейна Верхней и Средней Оби по знаку и величине изменения
атмосферных осадков
74
Равнина
0,65
0,15
-0.07
0,01
0,30
-0,63
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
Среднегодовые температуры воздуха за 48 лет увеличились на 2,2°С, т.е. также как в низкогорье. И этот
рост полностью объясняется влиянием значительного потепления холодного периода года. Снижение годового размаха среднемесячных температур воздуха
за исследуемый период времени составило 3,1°С.
Юг Западно-Сибирской равнины (2 район). Для
этого района характерным является потепление только зимнего сезона года. Весной степень увеличения
температур воздуха снижается по сравнению с другими районами, и хотя отмечается положительная тенденция, но она переходит в категорию незначимых.
Для всех остальных климатических сезонов года характерно полное отсутствие трендовых составляющих
в рядах приземной температуры воздуха (табл. 3).
Снижение годовой амплитуды среднемесячных температур наблюдается и здесь, но она одна из самых
низких. Еще более низкие величины снижения вариации среднемесячных температур воздуха отмечаются
только в высокогорье.
4. Изменение режима выпадения
атмосферных осадков
Анализ реакции атмосферных осадков на потепление выявил более сложную схему их изменения на
исследуемой территории. Тем не менее, удалось выявить определенные закономерности, характерные для
разных областей в бассейне Верхней и Средней Оби.
В основе проведенного районирования лежат результаты кластер-анализа, где в качестве признаков классификации приняты нормированные величины статистик tr и у сезонных и годовых сумм атмосферных
осадков. Выделено 3 района с однородным внутригрупповым составом перечисленных показателей
Зима
Весна
2001
(рис. 6). Результаты кластер-анализа показали, что
наблюдается широтная закономерность в изменении
параметров тренда. В горах Алтая на знак и величину
грендовой составляющей временных рядов атмосферных осадков оказывают влияние дополнительные факторы. Это, во-первых, доступность местности влагонесущим потокам с запада. Причем влияет как удаленность в плане (долгота местности), так и барьерный эффект, оказываемый окружающими эту местность хребтами. Во-вгорых, абсолютная высота местности и, в-третьих, местные микроклиматические
особенности.
Первый район объединяет лесостепной и южной
таежной зон на юге Западно-Сибирской равнины. Кроме того, попадание в эту группу метеостанции КараТюрек, расположенной наоткрытомводоразделе севернош отрога Катунского хребта, свидетельствует о том,
что характерная для этого района реакция осадков на
изменение климата наблюдается и в наиболее возвышенных, открытых несущим влагу с запада массам воздуха,
склонах и водоразделах горных хребтов Центрального
Алтая. Проведенный расчет показал, что наблюдается
увеличение осадков всех климатических сезонов. Значимые положительные тенденции характерны для зимних осадков, а также осадков переходных сезонов. Летние осадки также растут, но это увеличение статистически незначимо (рис. 7).
Для станций второго района характерно полное
отсутствие значимых трендов и тенденций в рядах
сезонных и годовой сумм осадков. Это большая часть
Горного Алтая, а также Салаирский кряж и Горная
Шория. Данные территории являются как бы буфером между первым и третьим районами (рис. 6), где
выявлены прямо противоположные тренды и тенденции в рядах осадков.
Лето
Осень
0 Район 1 • Район 2 0 Район 3
Рис.7. Изменение знака и величины критерия Питмена для атмосферных осадков
75
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
В третий район вошли станции степной части Алтайского края, а также области на периферии Горного Алтая. Наиболее яркой особенностью изменения
режима выпадения осадков на станциях района - значительное уменьшение сумм зимних осадков (рис. 6).
Кроме того, характерная для этого района особенность наблюдается и на станциях межгорных котловин юго-восточного Алтая: в Кош-Агаче и Усть-Улагане. Наличие значимых отрицательных трендов
осадков зимнего сезона, по-видимому, связано с защищенностью станций района ог вторжений влажных масс воздуха с юго-запада.
5. Изменение речного стока
Норма сезонного и годового стока Речной сток
является интегральным показателем мезоклиматических особенностей региона и отражает условия увлажнения этой территории. Коэффициент естественной
зарегулированное™ [11] характеризует форму гидрографа стока и, таким образом, отражает условия формирования и стекания ледниковых, талых снеговых и
дождевых вод. Реки - притоки Оби, берущие свое начало в горах Алтая, Горной Шории, на склонах Кузнецкого Алатау, Салаирсюго кряжа по величине и знаку тенденции среднемесячного стока делятся на две
группы, причем состав групп свидетельствует о наличии четко оконтуренных районов.
Первый район включает реки, основная область
питания которых - высокогорные снега и ледники,
расположенные на западе, юго-западе Горного Алтая,
горно-ледниковые реки Центрального Алтая, а также
реки наветренного склона Салаирсюго кряжа. Основное условие - доступность их долин влажным воздушным массам, подходящим с запада-юго-запада. Средняя высота водосбора рек этого района в Горном Алтае обычно превышает 1200 м и постепенно поднимается при движении с запада на восток.
Отличительной особенностью рек этого района является уменьшение стока с апреля по август. Таким образом, наблюдается уменьшение стока за половодье.
Сток апреля формируется за счет таяния накопившегося за зиму сезонного снежного покрова в наиболее низких частях водосборов (котловины, днища речных долин), а именно здесь наблюдается уменьшение осадков
зимнего сезона. Этот фактор является определяющим
для снижения объемов половодья на реке Чумыш, Большая Речка и их притоках. На реках Горного Алтая, входящих в данный район, в июне и июле через замыкающий створ проходят талые воды высокогорных снегов
и ледников. Как нам представляется, уменьшение стока
является следствием следующих причин:
- первая: смещение сроков активного таяния языков и фирновых зон ледников на более поздние сроки
по причине увеличения весенних (майских) осадков,
выпадающих здесь в твердом виде;
- вторая: увеличение летних осадков, которые, в
горно-леднинэвых бассейнах не увеличивают, а снижают расход воды [5, б].
76
Отсутствие значимых тенденций в стоке рек района
сопровождается значительной перестройкой структуры
внутригодового стока, о чем говорит рост коэффициента естественной зарегулированное™. Увеличение зарегулированное™ объясняется только одним - снижение
максимума половодья и увеличение расходов воды меженных периодов. Снижение максимума половодья (апрель-июль) происходит как по причине общего уменьшения водозапаса в сезонном снежном покрове, так и
запаздывания сроков поступления в речную сеть талых
ледниковых вод относительно сроков формирования
максимума ог талых вод сезонного снежного покрова
Увеличение стока осенней и части зимней межени есть
следствие более позднего начала сработай вод, аккумулированных в осыпях и моренных отложениях, заполняющих днюца речных долин.
Второй район - вся остальная территория. Включает реки северного Алтая (Песчаная, Ануй), реки
северо-западного Алтая, реки внутренних областей
Горного Алтая, часть водосборов которых межгорные
котловины (Сема, Абай, Чарыш в створе Усть-Кумир,
Урсул, Башкаус и др.), реки Кузнецкого Алатау и Горной Шории. Основной источник питания - сезонный
снежный покров. Основная особенность, это значимое увеличение стока осенней и особенно зимней
межени. Возможная причина этого - увеличение снегозапаса в самых верхних частях их водосборов, на
склонах гор, окружающих котловины (рост зимних и
весенних осадков, характерный для станций 1 района). Здесь нет лед ников, а таяние и более поздняя по
срокам водоотдача из снежников увеличивает сток
межени. Зарегулированность стока также растет, но
не так значительно, как на реках первого района, т.к. с
одной стороны несколько увеличивается сток половодья (май - июнь), с другой - увеличивается водность
межени.
6. Заключение
Проведенный анализ макросиноптической ситуации над территорией Сибири показал, что в конце
XX века произошла существенная перестройка режима макроциркуляции. Это привело к значительным
изменениям величин приземной температуры воздуха и осадков, что не могло не сказаться на величине и
внутригодовом распределении стока.
В результате перестройки атмосферной циркуляции произошло изменение климатических показателей в бассейнах Верхней и Средней Оби. Наблюдается повсеместный рост среднегодовых температур воздуха. Величина потепления в горах Алтая зависит от
высоты местности. Наиболее интенсивно теплеет в
низкогорной зоне, в котловинах Алтая и на предгорной равнине: 0,47; 0,52°С/10 лет. С увеличением высоты местности интенсивность потепления падает и
в высокогорье составляет 0,35°С/10 лет. Еще более
низкие значения параметра тренда характерны для
равнинных территорий. Если в горах отмечено потеп-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
ление практически всех сезонов (кроме осени), то на
равнине повышение годовой температуры полностью
объясняется увеличением зимних температур воздуха. Выявлено повсеместное снижение годового размаха среднемесячных температур воздуха, причем
данная тенденция более сильна там, где отмечаются
более суровые температурные условия зимы. Это свидетельствует об общем смягчении и выравнивании
контрастов континентального климата юга Западной
Сибири.
Выделено 3 района с различной величиной и знаком параметра тренда сезонных осадков. На самых
северных станциях исследуемой территории, в зоне
лесостепей и южной тайги наблюдается рост осадков
всех климатических сезонов года. На станциях степных районов Алтайского края, на периферии и в межгорных котловинах Горного Алтая выявлено суще-
2001
ственное уменьшение зимних осадков, что приводит
к уменьшению и годовой суммы осадков. На всей остальной территории сохраняется однородность рядов
сумм сезонных осадков.
На большинстве рек исследуемой территории наблюдается значительная перестройка структуры внутригодового распределения стока в сторону его выравнивания, что выявлено при анализе рядов среднемесячных значений стока и подтверждено выявленным
ростом коэффициента внутригодовой зарегулированное™ Существенно увеличивается сток зимней межени на реках второго района. В то же время норма
годового стока остается без изменений.
Работа выполнена при поддержке гранта ФЦП
«Интеграция» № 5.1.290 и № 726/А0025.03, РФФИ
грант № 99-05-65066.
Литература
1. Гире А.А. Многолетние колебания атмосферной циркуляции и долгосрочные гидрометеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат,
1971.280 с.
2. Гире А.А., Кондратович Л.В. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л: Гидрометеоиздат, 1978. 343 с.
3. Денисов П.П. Методика оценки тенденций в ходе речного стока // Метеорология и гидрология. 1975. № 4. С. 101-104.
4. Кляшторин Л.Б., Сидоренков Н.С. Долгопериодные климатические изменения и флуктуации численности пелагических рыб Пацифики // Известия ТИНРО. 1996. Вып. 119. С. 33-54.
5. Комлев AM., Титова Ю.В. Формирование стока в бассейне р. Катуни. Новосибирск, 1966. 156 с.
6. Ледники Акгру / Под ред. Д.А. Бураков а. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. 120 с.
7. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / Под ред. Ильинского O.K. Л.: Гидрометеоиздат, 1965. Ч. III. Вып. 4. 214 с.
8. Савельева Н И., Василевская Л.Н., Семилетов И.П., Пугач С.П. Климатическая изменчивость сезонного стока сибирских рек И Труды
.Арктического Регионального Центра. Владивосток: 2000. Т. 2. С. 9-22.
9. Семилетов И.П., Савельева Н.И., Пипко И.И., Пугач С.П., Гуков А.Ю., Василевская Л.Н. Долгопериодная изменчивость в системе
а-мосфера-суша-море в североазиатском регионе // Труды Арктического Регионального Центра. Владивосток: 1998. Т. 1. С. 43-65.
10. Смолянкина Т.В. Многолетняя изменчивость аномалий давления, широты долготы центров действия атмосферы Азиатсш-Тихоокеанского региона // Гидрологические и экологические условия дальневосточных морей: оценка воздействия на морскую среду. Тематич.
вып. ДВНИГМИ: Владивосток: Дальнаука, 2000. №2, С. 10-16.
11. Соколовский Д.Л. Речной сток. Л.: Гидрометеоиздат, 1968. 539 с.
12. Хандожко Л.А. Региональные синоптические процессы. Л: Изд-во ЛГМИ, 1988. 103 с.
13. Христофоров А.В. Надежность расчетов речного стока. М.: Изд-во МГУ, 1993. 168 с.
14. Чанышева С.Г., Субботина О.И. О новом подходе к классификации гидрометеорологических станций по местоположению // Тр.
САРНИИ. М.: Гидрометеоиздат, 1979. Вып. 70(151). С. 74-80.
15. Chapman W.L. and Walsh J.E. Recent variations of sea ice and air temperature in high latitudes // Bull. American Meteorological Society,
1993. 74: 1. P. 33-47.
16. Niebauer, H.J. Variability in Bering Sea ice cover as affected by regime shift in the North Pacific in the period 1947-1996 ,7 Journal Geophysical
Research, 1998. V. 103, C12. P. 27717-27737.
17. Savelieva N.I., Semiletov Г.Р., Vasilevskaya L.N., Pugach S.P. A climate shift in seasonal values of meteorological and hydrological parameters
for Northeastern Asia H Progress in Oceanogr. Pergamon Press, 2000. P. 280-297.
77
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
РАСТИТЕЛЬНОСТЬ ГОРНОЛЕДНИКОВОГО БАССЕЙНА АКТРУ
(СЕВЕРО-ЧУЙСКИЙ ХРЕБЕТ)
Е.Е. Тимошок
Филиал Института леса им. В.Н. Сукачева
Приведена краткая характеристика растительности горноледникового бассейна Актру. Дана характеристика основных растительных сообществ, особенностей исследования первичных сукцессии на моренных комплексах, начальной стадии синантропизации растительности.
История изучения растительности Горного Алтая,
начиная с экспедиций Гмелина, Палласа, Ледебура
насчитывает более 150 лет. Несмотря на достаточно
полное исследование растительности многих районов
Алтая [4, 5,6, И и др.], вместе с тем, остаются и территории, растительный покров которых исследован
недостаточно. К таким территориям можно отнести
район шрноледникого бассейна Акгру, посещавшегося многими ботаниками, главным образом, для изучения флоры. По материалам Гербария им. П.Н. Крылова коллекции растений здесь были собраны В.В. Сапожнишвым (1914), Ю. Кононовым (1949), С.А. Тимохиной (1963) и другими сибирскими ботаниками,
Материалы дляданнойработы были собраны в 1984,
1988, 1999 гг. В горно-тундровом, подгольцовом, горно-лесном поясах и на моренном комплексе малой ледниковой эпохи ледника Малый Акгру было сделано
более 50 геобоганических описаний растительности.
Горноледниковый бассейн Актру расположен в
восточной части горного узла Бита-Иирду на северном макросклоне Северо-Чуйского хребта.
Наиболее характерными элементами рельефа, определяющими особенности размещения растительного покрова, являются сочетание высокоподнятых вершин (до 4000 м над ур.м.), обширных плато (28003000 м над ур.м.) и крутых склонов долины р. Актру
с глубокими цирками, карами. Территория бассейна
сложена однообразными и сильно дислоцированными серицито-хлоритовыми сланцами и другими породами девонского возраста, подверженных процессам выветривания и легко разрушающихся, что способствует накоплению обломочного материала у подножья склонов долины, каров и языков ледников. Конусы осыпей крутых северных склонов характеризуются большой подвижностью. На склонах южной экспозиции осыпи более пологи, задернованы и состоят из сравнительно мелкого материала [1, 4, 5]. Дно
долины р. Актру выполнено флювиогляциальными
отложениями большой мощности с относительно ровной поверхностью, кроме приледниковой области ледников Левого и Правого Акгру. Моренный чехол бассейна разнообразен по мощности и возрасту и определяет типичный моренный ландшафт высокогорий [1].
Формирование современного растительного покрова этой территории происходило под влиянием древних
оледенений, однако большое значение на характер размещения растительных сообществ оказывает современное оледенение, определяющее в значительной степени и климатический режим территории.
78
Согласно геоботаническому районированию
А.В. Куминовой [6] Северо-Чуйский хребет входит в
Центрально-Алтайский высокогорный округ. Чуйский
высокогорный район. Горный характер территории, особенности рельефа и климатические условия определяют характер распространения растительных сообществ.
Изучение современной климаксовой растительности
этой территории, развитой на участках не покрывавшихся ледниками в течение последних столетий и первичных сукцессии растительности на молодых моренных
комплексах представляет особый интерес.
В районе горноледникового бассейна Акгру климаксовая растительность в горно-тундровом поясе
представлена высокогорными тундрами и мелштравными альпийскими лугами, в подгольцовом (субальпийском) поясе - подгольцовыми редколесьями и небольшими фрагментами субальпийских лугов; в горно-лесном поясе - кедрово-лиственничными, лиственничными, кедровыми лесами.
Горные тундры
В районе горно-ледникового бассейна Актру горные тундры, как и на других хребтах Алтая [6,9] подразделяются на два подпояса: верхний - с господством
каменистых тундр и нижний - с преобладанием на
выпуклых и пологих элементах рельефа дриадовых и
ер ни новых тундр и развитием на пониженных элементах рельефа разнотравно-зеленомошных тундровых
сообществ.
Каменистые тундры приурочены к вершинам и
верхним частям склонов. Куртины и отдельные растения (Potentilla gelida, Dryas oxyodonta, Hierochloe
alpina и др.) занимают здесь крайне ограниченные
площади и приурочены, главным образом, к скоплениям мелкозема в понижениях между камнями.
Дриадовые и дриадово-лишайниковые тундрыраспространены на пологих малоснежных щебнистых
участках высокогорных плато. В напочвенном покрове преобладает дриада (Dryas oxyodonta), формирующая лишь изредка сплошной покров на значительной
площади, а чаще образующая различные по размеру
пятна или полосы, чередующиеся с щебнистыми участками. Нередко совместно с нею здесь встречаются
кустарнички: брусника (Vacciitmm vitis-idaea) и шикша (Empetrum nigrum). Из травянистых растений с
низким обилием встречаются лапчатки (Potentilla
gelida, P. nivea), горец (Polygonum wiparum), мытник
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
(Pedicularis amoena), и злаки (Festuca Kryloviana,
ffierochloe alpina).
Ерниковые мохово-лишайниковые тундры приурочены к нижней части горно-тундрового пояса с большей высотой снежного покрова. Эдификатором сообществ является березка круглолистная (Betula
rotundifolia), в незначительном обилии встречаются ивы:
Salix glauca, S. arbuscula и можжевельник (Juniperus
sibirica). В напочвенном покрове преобладают лишайники рода Cladonia и Cladina, значительно участие зеленых мхов. В кустарничковом ярусе по мезопонижениям изредка встречается голубика (Vaccinium
uliginosum subsp. alpinum), более часто - брусника
(Vaccinium vitis-idaea). Травянистые растения горец
живородящий (Polygonum viviparum), фиалка (Viola
altaica), Gentiana grandiflora, Dracocephalum grandiflonim
и др. имеют нюше проективное покрытие (менее 1%)
или встречаются единичными экземплярами.
Разнотравно-зеленомошные тундры отмечены на
водоразделе Актру-Тете, близ ледника Купол. Напочвенный покров формируют зеленые мхи (около 70%),
в травяном ярусе преобладает Polygonum viviparum,
участвуют Festuca Kryloviana, Pedicularis amoena,
Potentilla gelida, Claytonia joanneana, Gentiana algida,
Schulzia crinita, Viola altaica и др. виды.
Подгольцовые редколесья
Подгольцовые кедрово-лиственничные ерниковозеленомошные и ерниково-зеленомошно-лишайниковые редколесья занимают неширокую полосу на высоте (2300-2500 м н.ур.м.) главным образом, на склонах южной экспозиции и окаймляют границу горных
ту ндр на пологих плато на водоразделах Актру-ЯнКарасу, Акгру-Тете. Древесный ярус редколесий представлен невысокими кедрами и лиственницами, одиночными, в виде групп или полос деревьев. В кустарниковом ярусе редколесий абсолютно доминирует
Betula rotundifolia (20-40%). В кустарничковом ярусе
постоянно присутствует брусника (Vaccinium vitisidaea) и изредка голубика (Vaccinium uliginosum subsp.
alpinum). В травяном ярусе участвуют злаки (Festuca
Kryloviana, Calamagrostis obtusata), а также с низким
обилием Polygonum viviparum, P. bistorta, Viola altaica,
Schulzia crinita, Gentiana grandiflora и др. виды.
Горные леса
Граница леса в районе горноледникового бассейна Акгру может быть отнесена к двум экологическим
типам - термическому и эдафическому [2]. На склонах южной экспозиции (2300-2400 м над ур.м.) она
относится к термическому типу и определяется, главным образом недостатком тепла для развития кедра и
лиственницы. На склонах северной экспозиции в верховьях р. Акгру из-за развития обширных подвижных
осыпей граница леса снижена (до 2200 м над ур.м.) и
относится к эдафическому типу.
2001
В верхней части горно-лесного пояса на склонах
южной экспозиции распространены лиственничнокедровые и лиственничные закустаренные разнотравные, разнотравно-осоко-злаковые и разнотравно-злаковые леса. В кустарниковом (чаще разреженном)
ярусе наиболее часто встречаются Spiraea chamaedrifolia, Cotoneaster uniflora, Juniperus sibirica, J.
pseudosabina. В травяном покрове лиственнично-кедровыхразнотравно-осоково-злашвых лесов преобладают Calamagrostis Pavlovii (30%) и Carex macroura
subsp. kirilovii (около 20%), на омоховелых камнях
отмечена Vaccinium vitis-idaea (5-7%). С проективным
покрытием (1-3%) встречаются Aegopodium alpestre,
Saussurea controversa, Paeonia anomala, Poa altaica,
P. Litvinoviana, Trifolram lipinaster, Geranium pseudosibiricum, Aquilegia glandulosa. Рассеянно и единично
отмечены Geranium albiflorum, Lilium martagon, Crepis
sibirica, Dianthus superbus, Solidago virga-aurea,
Aconitum septentrionale, Polygonum bistorta,
Polemonium coeruleum.
В лиственничных закустаренных разнотравных
лесах кустарниковый ярус развит неравномерно: закустаренность колеблется от 20% на участках с сомкнутым древостоем до 40% в его окнах. В нем преобладают Salix arbuscula и Lonicera altaica, участвуют с
меньшим обилием Spiraea chamaedrifolia, Juniperus
sibirica, Cotoneaster uniflora, Rosa acicularis. Травяной
ярус имеет мозаичную структуру. Под крупными кедрами он не выражен, здесь отмечены единичные растения Aegopodium alpestre, Chamaenerion angustifolium,
небольшие куртины Vaccinium vitis-idaea. В окнах древостоя на пониженных участках преобладают Calamagrostis Pavlovii (10-15%) и Aegopodium alpestre (3-5%),
на омоховелых камнях - Vaccinium vitis-idaea. С проективным покрытием 1-3% участвуют Chamaenerion
angustifolium, Thalictrum nminus, Geranium albiflorum,
Poa altaica. С проективным покрытием менее 1% отмечены Pleurospermum uralense, Bupleurum aureum,
Polygonum viviparum, Cerastium pauciflorum,
Dracocephalum grandiflorum, Dianthus superbus, Lilium
martagon, Aconitum septentrionale, Trollius asiaticus,
Solidago virga-aurea, Galium boreale и др.
В долине верховий р. Акгру отмечены три фрагмента кедровых лесов: в нижней части южного склона, у подножья моренного вала (1850 г.) ледника Малый Акгру и на «кедровой» площадке, расположенной выше морены ледника М. Акгру.
В кедровом лесу на крутом южном склоне (2200 м
над ур.м.) отмечено множество валежин кедров, корневая система кедров обнажена и сильно возвышается над поверхностью почвы. В кустарниковом ярусе
преобладает жимолость (Lonicera altaica), в меньшем
обилии присутствует Betula rotundifolia. В напочвенном ярусе выделяются две синузии - злаково-осоковая и зеленомошная. Значительные участки почвы (под
кедрами) полностью оголены, здесь отмечены большие промоины, способствующие выпадению кедров.
В травяном ярусе злако-осоковой синузии господству79
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ет осока (Сагех macroura subsp. kirilovii), задерновывающая почву, в зеленомошной синузии преобладают
Hylocomimn splendens и Pleurozram Schreberii. Травянистые растения Saussurea controversa, Aegopodium
alpestre, Aconitum septentrionale, Geranium albiflorum,
Chamaenerion angustifolium, Cerastium pauciflorum и др.
с низким покрытием участвуют и в той и в другой синузии.
В кедровом ерниково-зеленомошно-лишайниковом
лесу у подножья моренного комплекса ледника Малый Акгру (2200 м над ур.м.) в кустарниковом ярусе
преобладает Betula rotundifolia, в меньшем обилии Lonicera altaica. Травяной и мохово-лишайниковый
покров сильно трансформированы вследствии того,
что здесь находится постоянный летний лагерь туристов. Значительную площадь здесь занимают оголенные участки почвы. В незначительном обилии присутствуют травянистые виды (в основном
Calamagrostis Pavlovii, Polygonum viviparum, Castilleja
pallida и др.).
Кедровый кустарниково-зеленомошный лес на
«кедровой» площадке (2350 м надур.м.) (выше морены ледника Малый Акгру). представлен узкой полосой (кулисой) старых кедров под высоким каменистошебнисто-мелкгаемистым валом (высотой около 1520 м). На почве много валежин кедров, как недавно
упавших и еще неомоховевших, так и уже полуразрушенных. Кустарниковый ярус неравномерный, приурочен к окнам древостоя. Состоит из Betula
rotundifolia (5%), Lonicera altaica (2%), Salix reticulata
(1%), S. berberifolia (1%). В напочвенном ярусе выделяются 3 синузии: почти лишенные травяного покрова участки под кронами кедров с редкими экземплярами Aegopodium alpestre и Bergenia crassifolia; баданово-зеленомошная- на омоховелых камнях около 1 м
выс., с преобладанием Bergenia crassifolia, участием
Empetrum nigrum и зеленых мхов и разнотравно-злаковая синузия в понижениях между камнями с участием разнотравья Melandrium triste, Cerastium
pauciflorum, Swertia obtusa и преобладанием овсяницы (Festuca rubra). Рядом с полосой кедров на этой же
пологой площадке, молодой лиственничный лес, сформировавшийся после отступления ледников.
Дендрохронологические данные, полученные в
1999 г. (обработаны аспирантом Филиала Института
леса А. Бочаровым) свидетельствуют о том, что все
три кедровника имеют близкий возраст (возраст кедров - до 500 лет) наиболее древние в данном районе,
сохранившиеся с XVI в., пережившие эпоху последнего максимального развития ледников (середина
XIX века). Подобные кедровники ни в верхней, ни в
средней части горно-лесного пояса в долине р. Акгру
не отмечены. По видимому, эти участки кедровых лесов можно считать реликтами малой ледниковой эпохи, в связи с чем их целесообразно выделить как памятники природы, имеющие большое научное значение. В связи с этим, из реликтового кедровника у подножья морены ледника Малый Акгру, подвергающе80
гося постоянной высокой рекреационной нагрузке, в
целях его охраны необходимо убрать постоянную летнюю туристическую стоянку.
В долине р. Акгру на флювиогляциальных отложениях развиты молодые разновозрастные лиственничные леса. Древесный ярус густо сомкнут, либо
представлен куртинами или кулисами молодых лиственниц. В кустарниковом ярусе (чаще разреженном)
отмечены Salix arbuscula, S.glauca, Pentaphylloides
fruticosa, Betula rotundifolia, Myricaria dahuiica. Травяной покров несомкнут и представлен куртинами,
группами или единичными особями Dryas oxyodonta,
Erigeron eriocalyx, Aster alpinus, Poa alpigma, Epilobium
latifolium, Leontopodium ochroleucumn др.
Заключая очерк растительности горноледникового бассейна Акгру, необходимо отметить, что исследованный район является чрезвычайно интересным
модельным участком и с точки зрения исследований
синантропизации растительности высокогорий. До
настоящего времени его можно было считать мало
нарушенным, находящимся на очень ранней стадии
антропогенной трансформации. Альпийский тип рельефа с крутыми склонами, отсутствие развитой луговой растительности и удаленность от основных скотопрогонных путей обусловили минимальный выпас
и нарушенность растительных сообществ при пастьбе скота. Основным антропогенным фактором являются рекреационные нагрузки, вследствие развития
туризма и альпинизма. Необходимо отметить, что в
последние 2-3 года рекреационные нагрузки на растительный покров этого района, крайне уязвимый к
вытаптыванию, многократно возрастают в связи со
строительством автомобильной дороги и посещением района не только пешими туристами, но и большим числом автотуристов.
К настоящему времени наиболее нарушенным является небольшой участок коренной растительности
в верхней части лесного пояса на территории гляциологического стационара Томского государственного
университета, существующего с 1957 г., прилегающей
к нему территории базы МЧС Республики Алтай и
метеостанции. По материалам 1999 г. здесь отмечено
20 видов синантропных растений. Главным образом
они относятся к антропофитам (виды ранее не свойственные этой территории). Это, прежде всего рудеральные виды: Capsella bursa-pastoris, Chenopodium
album, Polygonum aviculare, Plantago major, Taraxacum
officinale, Lappula echinata, Leonurus tataricus, а также
Trifolium repens, Potentilla argentea, P. chrisanta,
Medicagoplatycarpos, Oberaabehen, Potentilla bifurca,
Poa annua. Антропофитом здесь является недавно отмеченная сотрудниками Томского университета облепиха (Hippophae rhamnoides), формирующая инвазионную популяцию на галечнике. К апофитам на этой
территории мы относим Deschampsia caespitosa, быстро расселяющуюся на участках с нарушенным травяным покровом. Кроме территории стационара участие синантропных видов (Taraxacum officinale,
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Plantago major, Poa annua, Alchemilla vulgaris и др.)
отмечено вдоль туристских троп на небольших, но
постоянно встречающихся нарушенных участках.
Несомненно, что в ближайшие годы (в связи со
строительством автодороги и неконтролируемым потоком туристов) рекреационные нагрузки могут возрасти здесь многократно. В связи с эти необходим
особый контроль за процессом дальнейшего расселе-
2001
ния заносных видов и синантропизацией растительности этого высокогорного района, крайне уязвимого
к расселению заносных видов, вследствие наличия
больших участков с несформировавшимся растительным покровом (галечники в долине р. Акгру, сели,
морены ледников Малый Левый и Правый Актру).
Исследования 1999 г. выполнены при финансовой
поддержке ФЦП «Интеграция» (грант К 0897).
Литература
1. Галахов В.П., Нарожный Ю.К., Никитин С.А., Окишев П.А. и др. Ледники Актру (Алтай). Л.: Гидрометеоиздат. 1987. 117 с.
2. Душкин М.А. Многолетние колебания ледников Актру в условиях развития молодых морен // Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГХ
1966. Вып. 4. С. 83-104.
3. Душкин М.А. Геоморфологический очерк ледникового бассейна Актру // Гляциология Алтая. Томск: Изд-во ТГУ, 1967. Вып. 5. С. 42-65.
4. Келлер Б.А. Исследования в Горном Алтае /У Труды почвенно-ботанической экспедиции по исследованиям районов Азиатской России.
СПб., 1910. Вып. 6.
5. Крылов П.Н. Фито-статистический очерк альпийской области Алтая // Труды Том. отд. Русского ботанического общества. Томск. 1931.
Т. 3. Вып. 1-2. С. 1-58.
6. Куминова А.В. Растительный покров Алтая. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР. 1960. 450 с.
7. Нарожный Ю.К. Реконструкция баланса массы и условий льдообразования ледника Малый Акгру за 150 лет Н Гляциология Сибири.
Томск: Изд-во ТГУ, 1988. Вып. 3 (18). С. 85-104.
8. Окишев П.А. Динамика оледенения Алтая в позднем плейстоцене и голоцене. Томск: Изд-во ТГУ, 1982.
9. Седельников В.П. Высокогорная растительность Алгае-Саянской горной области. Новосибирск: Наука. 1988. 220 с.
10. Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. М.: Географгиз, 1949. 375 с.
11. Шишкин Б.К. Растительность Алтая // Ойротия. М.: Изд-во АН СССР, 1937. С. 315-342.
81
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ В РАСТИТЕЛЬНОМ ПОКРОВЕ
ЮГО-ВОСТОЧНОГО АЛТАЯ
А. С. Ревушкин, Н.А. Рудая
Томский государственный университет
В работах, посвященных характеристике природных условий Алтая, нередко отмечается его сходство
с Центральной Азией. В схемах ботанико-географического районирования юго-восточные районы Горного Алтая иногда включаются в состав Центральной
Азии [4,8, 10]. Изучение состава биоты и растительного покрова показывает целесообразность включения всей территории Горного Алтая в Алтае-Саянскую провинцию [9]. Тем не менее, черты сходства
Алтая с Центральной Азией проявляются в характере
рельефа, климата, растительного и почвенного покрова. Большой интерес представляет изучение центрально-азиатских элементов во флоре Горного Алтая.
Под центрально-азиатскими элементами флоры
понимаются виды, преобладающая часть ареала которых охватывает территорию Центральной Азии.
Такие виды во флоре гор Южной Сибири выделяются многими исследователями [5, 6, 9, 12], однако до
сих пор отсутствует четкое представление о времени
и характере появления этих видов в Горном Алтае.
Большинство авторов считает такие виды аллохтонными и связывает их появление с миграциями центрально-азиатских элементов в горы Южной Сибири в
ксеротермический период, существование которого
предполагается в голоцене или в конце плейстоцена.
Однако палеогеографические исследования [15] не
подтверждают существование периода жаркого и сухого климата в послеледниковье. Кроме этого достаточно трудно представить миграцию пустынно-степных видов через орографические барьеры. Автохтонное же происхождение или миграция этих элементов из
Центральной Азии в плиоцене трудно согласуется с
представлениями палеогеографов о масштабах и характере плейстоценовых оледенений в Горном Алтае.
Проблема выживания биоты в условиях максимума плейстоценового оледенения носит более общий
характер и касается всей территории умеренной зоны
Северного полушария, подвергавшейся оледенению.
Границы горного и материкового оледенения и его
характер в реконструкциях разных исследователей не
только не совпадают в деталях, но зачастую и принципиально различны, как отличаются и климатические условия одних и тех же регионов для одних и тех
же хронологических срезов в работах разных авторов.
В общем случае палеогеографические сценарии эволюции четвертичного оледенения, базирующиеся преимущественно на палеогляциологических и геоморфологических материалах, предлагают максимальные
размеры и объемы ледников. «Минималистские» тен-
82
денции присущи палеогеографическим схемам, базирующимся на данных четвертичной стратиграфии,
главным образом - палеоботаники и палеозоологии.
Третья, наиболее малочисленная, но и наиболее активная группа исследователей («современные антигляциалисты») полностью отрицают сколько-нибудь значительное плейстоценовое оледенение не только на
территории современных материковых окраин, но и
во внутриконтинентальных, в том числе и горных областях (обзор, например, в работе М.Г. Гросвальда [1]).
Что же касается территории Горного Алтая, то,
согласно традиционным и наиболее умеренным версиям [3], в эпоху последнего, поздневюрмского, оледенения лишь в речных долинах рек Уландрык и Шибеты на северо-восточном Сайлюгеме мог существовать "коридор" для проникновения центрально-азиатских видов в Горный Алтай. Но и этот «коридор», по
представлениям Е.В. Девяткина, в более ранние эпохи закрывался ледниками максимального оледенения
гор Южной Сибири.
Самые последние реконструкции [11] полностью
отрицают возможность существования путей миграции центрально-азиатской флоры в бассейн Чуй и
Катуни, поскольку восстановленные климатические
условия даже времени последнего оледенения (с максимумом развития 18-20 тыс. лет назад) предполагают в Юго-Восточном и Центральном Алтае практически сплошное распространение ледников. При этом
некоторые межгорные впадины, которые не занимались льдом, были заполнены огромными ледниковоподпрудными озерами, характерной чертой режима
которых были регулярные катастрофические сбросы
воды. Такая агрессивная палеогляциогидрологическая
обстановка в древнеледниковых районах не только
исключала существование каких-то путей миграции
растений из Центральной Азии в Горный Алтай, но и
не способствовала сохранению доледниковых растительных комплексов in situ.
Виды центрально-азиатского происхождения
встречаются почти по всей территории Центрального Алтая и особенно распространены в Юго-Восточном Алтае. Летом 1996 года была предпринята алтайская ботаническая экспедиция ТГУ, одной из целей
которой было более подробное исследование центрально-азиатских элементов. Изучение распространения, экологии и особенностей размножения центрально-азиатских видов может помочь в дальнейшем
при реконструкции природных условий в позднем
плейстоцене.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Изучение центрально-азиатских элементов показало их относительную разнородность. По характеру географического распространения и экологической приуроченности они могут быть разделены по крайней мере
на четыре группы: высокогорные пегрофигы (ультраореофиты); виды высокогорных степей и пустошей;
виды петрофитных степей средних уровней гор и виды
пустынно-степных межгорных котловин.
Виды первой группы встречаются, как правило, на
верхней границе распространения сосудистых растений и приурочены к крутым каменистым склонам,
щебнистым россыпям и каменистым тундрам плоских водоразделов. Это такие виды как Dryadanthe
tetrandra (Bunge) Juz., Taphrospermum altaicum C. A.
M, Draba oreades Schrenk, Waldheimia tridactylites Kar.
et Kir., Sausserea glaciales Herd. идр. Их ареалы охватывают наиболее высокие горные системы Центральной Азии (Памир, Тянь-Шань, Гималаи). В Горном
Алтае они встречаются лишь на хребтах Юго-Восточного Алтая.
Вторая группа включает виды, сходные по характеру ареала, но отличающиеся по своей экологии Saussurea leucophylla Schrenk., Poa attenuata Trin.,
Oxytrpis oligantha Bunge, Stellariapetraea Bunge идр.
Как правило, они растут в высокогорных степях и кобрезиевых тундрах. На Алтае встречаются в высокогорьях на границе с Монголией (хребты Сайлюгем, Чихачева, Курайский).
Третья группа представлена видами петрофитных
степей. Наряду с центрально-азиатскими видами,
широко распространенными в Центральной Азии и
Сибири (Ceratoides papposa Botsch.), в нее включены
эндемики и субэндемики Алгае-Саянской провинции,
имеющие генетические корни в Центральной Азии
(Gueldenstaedtia monophylla Fisch., Brachanthemum
earanovii Krash.). Они растут в петрофитных, реже
разногравно-дерновинно-злаковых степях и на скальных обнажениях. Многие из этих видов имеют дизъюнктивный ареал и приурочены к карбонатным субстратам, что свидетельствует об их реликтовом характере. На территории Алтая большая часть таких видов (с низкой активностью) встречается в Центральном Алтае, некоторые (наиболее активные) виды
обычны и в Юго-Восточном Алтае.
Кроме собственно центрально-азиатских видов к
группе горно-степных можно отнести виды, имеющие
типичную для центрально-азиатских элементов в этом
поясе жизненную форму. Это, например, остролодочник трагакантовый (Oxytropis tragacantoides Fisch.) из
семейства бобовых, произрастающий на скалах и каменистых склонах. Он имеет характерную для центрально-азиатских видов форму колючей подушки.
Подобие жизненных форм указывает на схожесть их
местообитаний в горах Центральной Азии и Юго-Восточного Алтая.
Многие из горно-степных центрально-азиатских
видов приурочены к особой группе формаций петрофитных степей, образующихся, главным образом, на
2001
крутых каменистых склонах и характеризующихся
повышенным содержанием ксеропетрофитов. Широко распространены в подобных формациях подушкообразные, стелющиеся и луковичные растения. Петрофитные степи занимают, как правило, местообитания, мало пригодные для развития других типов растительности. Расположение и экологические особенности таких степей позволяют им сохранятся достаточно долго в неизменном виде , поэтому они могут
служить своеобразными убежищами для растений во
время неблагоприятных климатических условий, таких, например, как ледниковые эпохи подобные четвертичным.
В Юго-Восточном Алтае петрофитные степи представлены каменистыми опустыненными и каменистыми настоящими степями. Каменистые опустыненные
степи характеризуются редким несомкнутым растительным покровом с преобладанием ксерофильных
кустарников, кустарничков и сравнительно малым
участием травянистых форм. На Алтае такие степи
развиваются на каменистых склонах, прилегающих к
Чуйской котловине, к долинам рек Чуй, Джасатора,
Аргута, а также среднем течении р. Катуни. Географический анализ флоры каменистых опустыненных
степей показывает большой процент видов с центрально-азиатскими типами ареалов - 36,1% и довольно
высокий эндемизм - 13,5% [7].
Каменистые настоящие степи также встречаются
в центральных и юго-восточных районах Алтая.
Последняя группа центрально-азиатских видов
представлена видами опустыненных степей и полупустынь (Stipa glareosa P. Smirnow, Anabasis brevifolia
С. A. M, Chenopodium frutescens С. A. M. , Caragana
bungeLedeb., OxytropisaciphyllaFisch. идр.) Ареалы
этих видов различаются по своим размерам и преимущественно охватывают пустынные территории Центральной Азии. В Горном Алтае такие виды встречаются в основном в Чуйской котловине, образуя своеобразные рефугиумы пустынно-степной флоры Центральной Азии. Наиболее богаты этими видами окрестности Чаган-Узуна, Орголыка, Кош-Агача (северозападная часть Чуйской котловины). Кроме опустыненных степей и галофитных сообществ, такие виды
могут поселяться на каменистых и скальных обнажениях. Большинство из них обладают узкой экологической амплитудой, низкой способностью к размножению и расселению.
Виды, относящиеся к группе высокогорных петрофитов и к группам видов высокогорных и каменистых степей, могли переживать позднеплейстоценовые
события располагаясь на верхних гипсометрических
уровнях гор, либо занимая каменистые местообитания, возможность существования которых вероятна
при любом сценарии эволюций природных условий в
позднем плейстоцене. Вопрос же о возможности выживания пустынно-степных центрально-азиатских
элементов во время последнего оледенения в Горном
Алтае является самым спорным. Исходя из экологи83
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ческих и биологических характеристик пустынностепных видов можно предположить их автохтонный
характер во флоре Горного Алтая. Но последнее обязательно связано с существованием открытых степных и пустынно-степных участков в Юго-Восточном
Алтае во время позднеплейстоценового оледенения.
И хотя имеются палинологические данные, свидетельствующие об этом, такое предположение не согласуется со многими палеогеографическими схемами.
Таким образом, проблема центрально-азиатских
элементов в растительном покрове Горного Алтая требует более подробного и тщательного изучения. Пока
на основании имеющихся сегодня ботанико-географических данных наиболее вероятным будет допустить наличие «коридора», связывающего в плейстоцене Юго-Восточный Алтай и Северо-Западную Монголию.
Литература
1. Гросвальд М.Г. Проект "Айсмал" - предпосылки, задачи и перспективы // Материалы гляциологических исследований. М., 1996.
Вып. 80. С. 119-122.
2. Грубов В.И. Опыт ботанико-гео графического районирования Центральной Азии. Л.: Наука, 1959. 77 с.
3. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и новейшая тектоника Юго-Восточного Алтая // Тр. Геолог. Инст. АН СССР, 1965. Вып. 126.
244 с.
4. Калинина А.В. Основные типы пастбищ Монгольской Народной Республики (их структура и продуктивность). Л.: Наука, 1974. 128 с.
5. Красноборов И.М. Высокогорная флора Западного Алтая. Новосибирск: Наука, 1976. 50 с.
6. Куминова А.В. Некоторые вопросы формирования современного растительного покрова Алтая // Материалы по истории флоры и
растительности СССР. М.-Л., 1963. Вып. 4. С. 438-462.
7. Куминова А.В. Растительный покров Алтая. Новосибирск: АН СССР, 1960. 450 с.
8. Огуреева Г.И. Ботаническая география Алтая. М.: Мысль, 1980. 189 с.
9. Ревушкин АС. Высокогорная флора Алтая. Томск: Изд. ТГУ, 1988. 319 с.
10. Ревушкин АС. Материалы к флористическому районированию Алтае-Саянской провинции // Флора, растительность и растительные
ресурсы Сибири. Томск: Изд. Т Щ 1987. С. 32-37.
11. Рудой А.Н. Четвертичная гляциогидрология гор Центральной Азии. Автореф. дисс... докт. географ.наук. М.: Инст географ. РАН,
1995. 35 с.
12. Соболевская К. А Основные моменты истории формирования флоры и растительности Тувы с третичного времени // Материалы по
истории флоры и растительности СССР. М.: Наука, 1958. Вып. 3. С. 249-316.
13. Флора Сибири. Poaceae (Gramineae) / Сост. Пешкова Г. А, Никифорова О.Д., Ломоносова М.Н. и др. Новосибирск: Наука, 1990
Т. 2. 361 с.
14. Флора Сибири. Salicaceae-Amarantaceae / Сост. Ломоносова М.Н., Большаков И.М., Краснобородов И.М. и др. Новосибирск: Наука,
1992. Т. 5. 312 с.
15. Хотанский Н.А Голоцен Северной Азии. М.: Наука, 1977. 119 с.
84
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
СОВРЕМЕННЫЕ ПОДХОДЫ К УПРАВЛЕНИЮ ВОДНЫМИ РЕСУРСАМИ
НА ЗАПАДЕ И В РОССИИ
В.А. Земцов
Томский государственный университет
В статье рассматриваются основные подходы к управлению водными ресурсами, включая их использование и охрану,
в развитых странах Запада. Описываются общие тенденции эволюции бассейнового подхода, энэрегиональный подход и некоторые типы стандартов, используемых в управлении водными ресурсами. Выделяются новые особенности этих методов управления, пока не нашедшие адекватного применения в России.
ВВЕДЕНИЕ
Экономика России и, в частности, ее водное хозяйство, находятся на переходе к новой модели развития, основанной на рыночных отношениях. Старые
модели управления становятся в этих условиях непригодными, а новые либо не разработаны, либо в своей
реализации сталкиваются с серьезными трудностями
юридического, экономического и организационного
характера.
В последние десятилетия в мире интенсивно развиваются процессы интеграции и глобализации политики и экономики, охватывающие также деятельность
по регулированию природопользования и охраны окружающей среды. В различных странах существуют
разные начальные условия, цели, модели управления
водными ресурсами. Однако есть и нечто общее, и это
общее получает закрепление на уровне международного законодательства (например, в таком надгосударственном объединении, как Европейской Союз).
Все это - общее и частное, может бьггь полезным
для России. Общее - потому, что она развивает рыночную экономику, является членом мирового сообщества и участвует в международной интеграции.
Частное - в связи с многообразием природных условий и особенностей социально-экономического развития стран и регионов, когда не может быть единственно верной для всех случаев модели управления
природопользованием и водными ресурсами.
Бассейновое планирование в единстве с территориальным (по субъектам Федерации) администрированием рассматривается как одна из основ организационной схемы управления водными ресурсами России [1]. Проводятся эксперименты по отработке схем
управления в бассейнах рек Томи [2], Ангары [3],
Волги. Эти схемы отчасти основываются на западных
прототипах, и механизмы их реализации не всегда
отработаны в российских условиях. В частности,
сложным вопросом является установление реалистичных целевых показателей состояния вод, которые можно определить на базе экорегионального подхода, выяснив связь этих показателей с географическими условиями регионов. И наконец, для организации иерархической структуры, состоящей из вложенных друг в
друга управленческих циклов (планирование - выполнение - проверка - обратная связь), включая сами ис-
точники воздействия, целесообразно использовать ряд
развитых за рубежом и пока не получивших распространения в России стандартов, относящихся к производственным процессам и к системам управления природопользованием в компаниях и на предприятиях.
В предлагаемой статье рассматриваются современные особенности управления водными и связанными с
ними природными ресурсами в трех развитых странах
- Франции, Великобритании, США и на уровне Европейского Союза, интегрирующего лучшие образцы опыта управления в разных странах. Внимание уделяется,
прежде всего, основным подходам к управлению (бассейновому, эшрегиональному) и использованию разных
типов стандартов, обеспечивающих достижение такого
состояния водных ресурсов, которое отвечает запросам
общества на новом этапе развития.
ЭВОЛЮЦИЯ ПРИОРИТЕТОВ
С развитием общества и его экономической основы приоритеты в использовании и охране водных ресурсов меняются от необходимости обеспечения экономического роста и освоения новых территорий к
сохранению и восстановлению благоприятного состояния водных экосистем. Например, в развивающихся
странах и регионах основным приоритетом является
выработка электроэнергии, водоснабжение растущей
промышленности и сельского хозяйства. Борьба с загрязнением осуществляется сравнительно слабо - в
целях обеспечения населения безопасной питьевой
водой. В экономически развитых регионах приоритетным является все более полное удовлетворение потребностей домашнего и промышленного водоснабжения При этом большое внимание уделяется восстановлению здорового, то есть более близкого к естественному, состояния водных экосистем. Так новая
водная политика Европейского Союза, согласно рамочной Директивы ЕС по водным ресурсам [4], нацелена на предотвращение дальнейшего ухудшения, защиту и улучшение качественных и количественных
характеристик водных экосистем и подземных вод.
Перечисленные особенности характерны и для
России. Например, в Сибири в течение многих десятилетий основное внимание уделялось развитию гидроэнергетики, сырьевых и энергоемких отраслей промышленности. При этом многие водные объекты (в
85
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
частности, в бассейне р. Томи) оказались сильно загрязненными и поэтому непригодными и даже опасными для питьевого водоснабжения и рыбного хозяйства. Многие малые реки в районах угледобычи вообще прекратили свое существование. Напротив, в более развитой Европейской части страны строительство
крупных гидроэлектростанций уже не планируется;
здесь необходимо в достаточном количестве обеспечить водными ресурсами развитую экономику и, где
это возможно, улучшить состояние вод для безопасного водоснабжения и обеспечения рекреационных
потребностей населения.
Установленные приоритеты определяют и особенности применения разных методов управления водными ресурсами.
БАССЕЙНОВЫЙ ПОДХОД
Гидрографический бассейн представляет собой
функционально-целостную разомкнутую геосистему,
объединенную потоками вещества и энергии. В [5]
дается подробный обзор литературы, посвященной
бассейновому подходу в географических науках, и
делается вывод о целесообразности применения этого принципа не только в управлении водными ресурсами, но и природопользованием в целом. Очевидно,
что промышленное и сельскохозяйственное развитие
в верхней части гидрографического бассейна всегда в
той или иной мере влияет на экономику и качество
жизни людей в нижерасположенных частях этого бассейна, что нередко делает бассейновый подход в комплексном управлении природопользованием не только целесообразным, но и практически неизбежным.
Франция - страна с хорошо отлаженной системой
государственного управления водными ресурсами на
уровне, прежде всего, крупного речного бассейна (или
группы бассейнов). Преимущество подхода к развитию речного бассейна как единого целого было признано в законодательстве страны еще в 1919 г.,
а в 1920-1930-х гг. осуществлялась программа развития бассейна р. Роны, сосредоточенная на объединении усилий по улучшению условий судоходства и
выработке электроэнергии [6]. Французский опыт хорошо известен в России [7], осуществляется эксперимент по его применению, например, в бассейне
р. Томи в Западной Сибири. Современный вид французский вариант приобрел после принятия Закона о
воде 1992 г. Остановимся на некоторых его основных
аспектах.
Управление водными ресурсами осуществляется
в пределах непосредственно речных бассейнов. Бассейновый подход как основа управления учрежден
Законом о режиме и распределении вод и борьбе с их
загрязнением 1964 г., согласно которому территория
страны разделена на 6 округов, каждый из которых
представляет крупный речной бассейн или группу
бассейнов. В округах созданы идентичные структуры
управления водными ресурсами.
86
Консультативный орган - Комитет бассейна - состоит из представителей районов и коммун, частично
или полностью расположенных в бассейне, представителей водопользователей, государства и компетентных лиц.
Агентство бассейна (теперь - финансовое агентство) является государственным административным
учреждением, которое имеет статус юридического
лица и финансовую самостоятельность. Оно содействует деятельности, представляющей общий интерес
на территории бассейна, и занимается финансовыми
вопросами, включая сбор средств и финансирование
исследований, изысканий, других работ и текущих
расходов. Все это осуществляется согласно многолетней программе действий, одобренной премьер-министром с учетом мнения специальной межминистерской комиссии. Ресурсы агентства складываются из
платежей за предоставленные услуги, займов, сборов
за ухудшение качества воды, ее изъятие из водных
объектов, за изменение режима вод и др., а также предоставляемых государством дотаций и субсидий.
Агентство управляется административным советом,
избираемым или назначаемым на 6 лет.
Агентство и Комитет бассейна действуют по пятилетней рабочей программе в рамках долгосрочного (2025 лет) плана. Пятилетние программы включают перечень проектов по восстановлению ресурсов, очистке
воды, улучшению состояния водной среды и содержат
поставленные в количественном выражении цели.
Направленные на реализацию водной политики
децентрализованные усилия государственных органов
разного уровня на территории всего бассейна координируются префектом-координатором, каковым является префект того района, где расположен Комитет.
Государственная политика в пределах административных единиц проводится соответствующими административными органами, которые обеспечивают
соблюдение законов о воде, разрешают забор воды и
сброс стоков, контролируют соответствие качества
воды установленным стандартам, утверждают планируемые мероприятия и т.п.
Согласно новому Закону 1992 г., сбалансированное управление водными ресурсами направлено на:
- сохранение водных экосистем, ландшафтов и
водно-болотных угодий,
- защиту от любого загрязнения и восстановление
качества поверхностных и подземных вод и морской
воды в пределах территориальных вод,
- развитие и охрану водных ресурсов,
- придание ценности воде как экономическому
ресурсу и распределение этого ресурса для удовлетворения нужд разных видов водопользования и защиты от наводнений.
Важно, что в Законе 1992 г. предусмотрены новые
элементы бассейнового планирования: руководящая
схема для всего бассейна (группы бассейнов) и местные схемы обустройства и управления водами в пределах подбассейнов меньшего размера, границы ко-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
торых утверждаются руководящей схемой. В местных
схемах (SAGE) устанавливаются цели использования,
освоения, охраны поверхностных и подземных вод в
количественном и качественном отношении, сохранения водных экосистем и водно-болотных угодий. Проект схемы составляется местной комиссией по воде,
объединяющей представителей местных органов самоуправления, водопользователей, заинтересованных
ассоциаций и государственных органов. Комиссия по
воде затем наблюдает за выполнением запланированных мероприятий, пересмотром и изменением самой
схемы. Комитет бассейна осуществляет согласование
локальных схем.
После обсуждения проекта локальной схемы в заинтересованных органах управления он публикуется
для общественного обсуждения, протекающего в течение двух месяцев. Далее проект с внесенными в
результате обсуждения изменениями утверждается
административным органом и предоставляется в распоряжение общественности. После утверждения схемы все принимаемые административные решения
должны соответствовать этой схеме (если они относятся к водным ресурсам) либо учитывать ее положения. Для достижения целей, предусмотренных местной схемой обустройства и управления водами, может создаваться местное сообщество по воде - государственное учреждение, куда входят организации,
занимающиеся обустройством территории, водоснабжением, защитой от наводнений, охраной поверхностных и подземных вод и т. п.
В 1992-1996 гг. бассейновыми Комитетами и местными комиссиями по воде разработано первое поколение схем, где приняты по внимание основные программы по водным ресурсам соответствующего бассейна, определены цели по количественным и качественным характеристикам ресурсов и способы их
достижения. При разработке схем учтены предложения как государственных органов, так и других заинтересованных сторон.
В Великобритании нет крупных речных бассейнов,
поэтому усилия здесь издавна сосредоточены на управлении бассейнами сравнительно небольшого размера. В [8] подробно рассматривается эволюция управления природопользованием на основе бассейнового подхода в Англии и Уэльсе, наиболее населенной и экономически развитой части страны. Первыми государственными бассейновыми органами в 19201930-х гг. стали советы, выражающие интересы рыбоводства, и бассейновые совета по защите от паводков. Они входили в структуру Министерства сельского хозяйства и рыбохозяйственных угодий.
С конца 1940-х гг. усилилось государственное регулирование по предотвращению загрязнения и истощения вод, что после ряда реорганизаций выразилось
в создании в 1963 г. 29 Речных управлений, которые
стали заниматься лицензированием забора воды и
сброса загрязняющих веществ в реки. Эта деятельность приобрела публичный характер, с уведомлени-
2001
ем общественности о поступающих предложениях в
прессе. Общенациональный Совет по водным ресурсам координировал политику путем консультирования
Речных управлений, сбора информации от них и ведения архива гидрометрической информации. Это был
период жесткого централизованного планирования
водного хозяйства и превращения его в самостоятельную отрасль экономики. Принимаемые решения слабо учитывали местные интересы и носили технократический характер. На этом фоне возникла необходимость в решениях, в большей степени учитывающих
местные условия и сочетающих интересы водного
хозяйства с другими видами деятельности на территории речных бассейнов.
В 1974-1989 гг. действовало 10 многофункциональных Региональных водных управлений, монопольно занимавшихся регулированием водных ресурсов в границах речных бассейнов. Принятие решений
еще было непрозрачным, но преобладал консенсус,
достигаемый путем переговоров между заинтересованными сторонами. Центр водной политики постепенно смещался от количественной к качественной
стороне водоснабжения, одновременно усиливалось
внимание к состоянию окружающей среды. Однако и
на этом этапе интегрированное управление водными
ресурсами еще слабо было связано с планированием
на уровне местных властей. Консерваторы после прихода к власти в 1979 г. стали проводить политику- либерализации и снижения государственных расходов,
что привело к сокращению государственного финансирования водного сектора и Региональных водных
управлений, а позднее - к приватизации компаний,
занимающихся водоснабжением, канализацией и очисткой стоков. В результате, в частности, разделились
роли тех, кто загрязняет воду, и тех, кто контролирует
ее качество. Рост цен на услуги водных компаний сдерживается Ведомством водных служб. Таким образом,
была создана система, объединяющая частные водные
компании и органы государственного регулирования
в этой сфере.
В 1989 г. в Англии и Уэльсе организовано Национальное речное управление (NRA). Его деятельность,
согласно Закону о водных ресурсах 1991 г., охватывала планирование и лицензирование водопользования,
контроль загрязнения, защиту от паводков, рыбохозяйственные угодья, охрану вод, рекреацию и судоходство. Оно имело центральную администрацию в
Лондоне, 8 региональных и 26 локальных подразделений. Основной задачей NRA было комплексное управление водной средой, и одним из важных направлений в этой области стала разработка его локальными подразделениями совместно с местными властями и представителями других заинтересованных сторон планов по управлению бассейнами (СМР). Это
делалось с целью использовать возможности опережающего планирования для предотвращения потенциального экологического ущерба и восстановления
водной среды путем привлечения общественного и
87
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
частного секторов к принятию решений. В результате
достигалось согласование потребностей водопользователей с возможностями окружающей среды. Планирование управления бассейном - это «процесс, посредством которого оцениваются проблемы и благоприятные возможности, возникающие при пользовании бассейном, и предлагаются действия по оптимизации общего будущего благополучия водной среды»
[9, с. 16]. «Пользование бассейном» имеет широкий
смысл, включающий как прямое использование водной среды (например, водозабор), так и любую деятельность, которая влияет на водные экосистемы
(сельскохозяйственное производство, добыча полезных ископаемых на водосборной площади и т.п.), что
близко к понятию природопользования на территории бассейна.
Процесс планирования сводился к следующему
[8, 9]. План управления бассейном должен был отражать интересы разных водопользователей и содержать
в себе долгосрочную перспективу (10 лет и более) и
среднесрочные стратегии и действия на ближайшие
3-5 лет. На составление каждого плана требовалось
порядка 1-1,5 лет. Процесс начинался с составления
отчета о консультациях, включающего описание характеристик бассейна, видов природопользования на
его территории, целевых показателей по качеству окружающей среды, проблем и необходимых действий.
Так как разные виды деятельности по плану должны
были осуществляться разными организациями, взаимодействие с основными заинтересованными сторонами рассматривалось как обязательное. Для этого
проводились консультациями с местными жителями
и организациями, в том числе посредством встреч с
населением, отчетов в средствах массовой информации, библиотечных выставок, прямых почтовых связей и других способов вовлечения общественности в
процесс планирования. Период консультаций занимал
8-13 недель. В результате вырабатывался план действий, в котором детально описывались сферы деятельности, предлагаемые инвестиции и комментарии,
сделанные во время консультаций.
Примечательно, что планы управления бассейнами интегрировали в себе проводимую большим числом участников многофункциональную деятельность
по природопользованию в целом и охране среды в
частности. Эта деятельность могла быть включена в
другие планы и программы (например, такие, как планы землепользования), регулироваться требованиями
законодательства, стандартов и нормативов, а в ряде
случаев носить характер добровольных экологических инициатив (в том числе и регулируемых международными стандартами по системам экологического
менеджмента на предприятиях). Деятельность по осуществлению планов поддерживалась местными властями и центральным правительством. Достигаемые
результаты отслеживались NRA в процессе мониторинга, по итогам которого ежегодно составлялся обзор, а сами планы должны были обновляться каждые
88
5 лет. К концу 1998 г. NRA должно было подготовить
163 плана управления бассейнами, каждый из которых в среднем охватывает площадь порядка 900 км2,
примерно 2/3 планов было подготовлено уже к 1996 г.
В 1996 г. NRA было объединено с Инспекторатом
по загрязнению, Управлениями по регулированию
отходов и рядом подразделений правительственного
Департамента по окружающей среде с образованием
в итоге Агентства окружающей среды (Environment
Agency), которое расширило идею планирования природопользования и охраны среды, содержащуюся в
планах управления бассейнами. Для этого были введены локальные планы Агентства окружающей среды (LEAP): все готовые планы управления бассейнами к концу 1999 г. заменялись отчетами по консультациям LEAP. По сравнению с планами управления бассейнами, LEAP включают вопросы, связанные с более широким спектром полномочий Агентства, которые дополнительно охватывают интегрированный
контроль загрязнения (воздуха, воды, почвы) и регулирование отходов и радиоактивных веществ [10].
Механизм разработки и реализации LEAP - такой же,
что и у планов управления бассейнами, весь процесс
ведется на бассейновой основе. Сами границы юрисдикции подразделений Агентства определяются границами бассейнов и изменены таким образом, чтобы
лучше соответствовать как местным административным границам, так и природным водоразделам.
Бассейновый подход положен и в основу новой
рамочной Директивы Европейского Союза по водным
ресурсам [4], нацеленной на реорганизацию водной
политики ЕС путем создания общей структуры для
защиты внутренних поверхностных, переходных, прибрежных морских и подземных вод. В качестве основной единицы управления в Директиве предлагается «район речного бассейна», т.е. «территория суши и
моря, состоящая из одного или более соседних речных бассейнов вместе со связанными с ними подземными и прибрежными морскими водами» [4]. Директива тоже предусматривает составление планов управления речными бассейнами.
США представляют собой страну с большим разнообразием природных условий, видов собственности, хозяйственной практики, методов правового и экономического регулирования и, следовательно, моделей управления водными ресурсами и природопользованием в разных ее регионах. На федеральном уровне необходимость централизованною планирования
и управления водосборным бассейном была юридически признана в 1927 г. по отношению к таким сферам деятельности, как судоходство, борьба с наводнениями, орошение и выработка электроэнергии. Позднее появились многочисленные программы освоения речных бассейнов. Наиболее успешным считается освоение бассейна р. Теннесси, для которого был
составлен план развития, в 1933 г. Конгрессом утвержден Закон о долине Теннесси, а затем создано Управление долиной Теннесси (TVA), сшрректировав-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
шее планы на перспективу и приступившее к их реализации. Этот проект комплексного использования
бассейна является прототипом многоцелевых бассейновых проектов [6]. Первоначально TVA как федеральное агентство занималось освоением гидроэнергетических ресурсов, обеспечением благоприятных условий для судоходства и защитой от паводков за счет
федеральных средств. Оно стало могущественной корпорацией, одновременно управляющей земельными
и водными ресурсами бассейна, и «мощным предприятием по выработке электроэнергии», позднее приступившим к производству и продаже тепловой и атомной энергии [8].
В результате развития возникли проблемы с качеством воды. В настоящее время TVA осуществляет
Инициативу по чистой воде, чтобы сделать р. Теннесси наиболее чистой коммерческой рекой в США [11].
Проект относится, прежде всего, к неточечным источникам загрязнения, поэтому его осуществление опирается на партнерские отношения между частными
землевладельцами, органами охраны почв и воды,
местными правительствами и агентствами штатов,
занимающимися природными ресурсами, рыбным
хозяйством и дикой природой.
К середине 1950-х гг. оформилась концепция комплексного развития речного бассейна, согласно которой речную сеть можно рассматривать как основу для
создания многоцелевых проектов по обеспечению
регионального развития [6]. Она объединила в себе
три взаимосвязанные концепции: 1) многоцелевого
проекта использования водохранилищ, 2) развития
водосборного бассейна в целом и 3) всестороннего
регионального развития (имеется в виду экономическое и социальное развитие регионов, находящихся на
территории бассейна), а также идеи о взаимосвязанности программ использования земельных и водных
ресурсов и комплексном управлении речным бассейном. Эти идеи нашли воплощение в конкретных программах освоения и развития бассейнов. Таким образом, бассейн рассматривался не только с точки зрения управления водо- и даже природопользованием, а
как единица, в пределах которой на основе комплексного планирования осуществляется социально-экономическое развитие территории.
В США нет закона, устанавливающего обязательность управления на бассейновом уровне, однако ведущую роль в этом, в рамках своих задач, всегда играли
федеральные органы: Агентство защиты окружающей
среды, Служба лесов, Бюро мелиорации, Корпус армейских инженеров, Служба сохранения природных ресурсов и Управление долиной Теннесси [11].
В 1960-1980-х гг. совместно с федеральными органами и властями штатов, находящихся в пределах соответствующего крупного бассейна, действовали несколько бассейновых комиссий, управляемых федеральным Советом по водным ресурсам - группой, координирующей работу федеральных агентств по отношению к водным ресурсам и располагающей не-
2001
большим финансированием и ограниченной властью.
Функции комиссий частично совпадали с полномочиями федеральных агентств и властей штатов, поэтому
комиссии не получили достаточной поддержки со стороны штатов и федеральных агентств, не желавших
делиться с ними властью, не смогли выполнить свои
задачи и позднее, были распущены. После принятия
Закона о чистой воде 1972 г. водная политика была
существенно переориентирована с задач освоения
водных ресурсов на сохранение и улучшение их качества. Соответственно бремя финансирования бассейновых программ, многие из которых были направлены на снижение загрязнения водных объектов из рассредоточенных на водосборной площади источников
посредством управления землепользованием, переместилось на региональный и локальный уровни.
Штат Вашингтон, например, в начале 1990-х гг.
был юридически поделен примерно на 800 водосборов площадью от 400 до 2000 км2 - с целью регулирования влияния лесного хозяйства на государственных
и частных землях на водные и рыбные ресурсы; компетентным органом является Департамент природных
ресурсов штата Вашингтон. К середине 1990-х гг.
организационные структуры, ориентированные на
бассейновый подход к управлению водными и связанными с ними ресурсами, созданы в 20 штатах [11].
Сейчас бассейновый подход рассматривается как
«координирующая структура для управления природопользованием, которая фокусирует усилия общественного и частного секторов в направлении наиболее приоритетных проблем в пределах гидрологически определенных географических областей, принимая
во внимание как подземный, так и поверхностный сток
воды» [12]. Структура основывается на 4 ключевых
элементах: 1) нацеленность на приоритетные проблемы, 2) участие всех заинтересованных сторон, 3) привлечение всех доступных методов и средств с объединением их в скоординированные усилия разных организаций по решению проблем и 4) достигнутое на
ранних стадиях согласие заинтересованных сторон
относительно критериев успеха и мониторинг достигнутых результатов. В такой интерпретации бассейновый подход нацелен на охрану и восстановление водных экосистем и охрану здоровья людей. Он поддерживается Агентством защиты окружающей среды с
привлечением органов власти разного уровня, деловых кругов и общественности. Эта деятельность особенно активно осуществляется с 1990-х гг. Усилия
сосредоточены на уровне штатов (управление крупными бассейнами) и отдельных бассейновых проектов, что отражает иерархическую структуру речной
сети. В зависимости от размера бассейна различные
участники могут играть разные роли. Например, в
управлении крупными бассейнами ведущую роль играют власти штатов, в то время как местные власти,
советы малых бассейнов и др. могут принимать и выполнять решения по более мелким водосборам. На
уровне штата такие традиционные виды деятельнос89
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ти, как мониторинг качества воды, планирование, лицензирование и др. координируются программами,
относящимися к крупным бассейнам. Разработка бассейнового плана осуществляется, как правило, в течение 5 лет. Для достижения поставленных целей привлекаются различные агентства, занимающиеся использованием и управлением природными ресурсами.
Индивидуальные проекты обычно охватывают в пределах штата до нескольких сотен небольших водосборов и осуществляются в общем контексте программ
более крупного масштаба. Примером иерархии бассейновых планов и программ является и программа,
подготовленная и реализуемая Управлением долины
Теннесси для малых бассейнов, расположенных на его
территории.
ЭКОРЕГИОНАЛЬНЫЙ ПОДХОД
Экорегиональный подход к изучению формирования и управлению качеством вод по многим существенным аспектам дополняет бассейновый и может
реализоваться параллельно с ним. Суть подхода сводится к следующему. Качество вод на определенной
крупной территории, т.е. в экорегионе, определяется
в первую очередь географическими особенностями
(включая сюда геохимические условия) последнего и
типичными исторически развивающимися здесь видами хозяйственной деятельности, прежде всего, влиянием неточечных, распределенных по территории
источников поступления примесей. Этим и создается
фоновое, более или менее близкое к «природному»
качество вод местного стока, характерное для данного экорегиона. Каждый экорегион характеризуется
поэтому определенным диапазоном основных показателей качества вод. Для него можно установить значения этих показателей качества, отражающие малую,
или реально достижимую в результате водоохранных
мероприятий, степень загрязненности водных объектов. Это прямой путь к определению целевых показателей состояния водных объектов.
Концепция экорегионов нашла широкое применение
в Северной Америке. В результате исследований, проведенных по заказу Агентства защиты окружающей среды США, выполнено районирование территории страны [13]. В континентальных штатах в 1980-х гг определены 78 экорегионов со сходными процессами формирования качества вод внутри каждого из них на площади от 15 до 330 тыс. км2, причем в отдельных штатах выполнена более дробная регионализация. На
основе экорегионального подхода осуществляются
исследования, мониторинг и управление качеством
вод [14]. Новая рамочная Директива ЕС по водным
ресурсам также предусматривает классификацию водных объектов и их распределение по энорегионам уже
в Европе [4].
Изложенная схема контрастирует с подходом, применяемым для нормирования качества вод в России на основе единых для всей ее огромной территории
90
предельно допустимых концентраций (ПДК) вещества
в воде, которые определяются, исходя из санитарногигиенических или рыбохозяйственных критериев и
не всегда учитывают тот факт, что даже в природных
водах, практически не испытывающих антропогенных
воздействий, многие вещества естественного происхождения часто содержатся в количествах, превышающих ПДК.
С экорегиональных позиций нами исследована
верхняя и средняя часть бассейна Оби - обширная
территория площадью около 900 тыс. км2, где наблюдается большое разнообразие природных условий и
типичных антропогенных воздействий [15]. Горы Алтая и Кузнецкого Алатау, где формируется значительная часть стока крупных рек Сибири, отличаются контрастным рельефом и геологическим строением, высотной поясностью географических условий. Здесь
есть горно-ледниковые речные бассейны и бассейны,
где преобладают горно-степные или горно-таежные
ландшафты. По периферии гор широкой полосой тянутся Салаирский кряж и предгорные Бийско-Чумышская возвышенность и Предалтайская равнина. Равнинной же территории Западной Сибири присуща хорошо выраженная широтная зональность - от степей
на юге до заболоченной тайги на севере. Неодинаковый также характер и интенсивность антропогенных
воздействий на качество вод. Из фоновых воздействий
в Кузбассе преобладает горнодобывающая промышленность (шахты и разрезы), в Алтайском крае и на
юге Новосибирской области - сельское хозяйство, а
на таежных пространствах Томской области - нефтеи газодобыча, лесная промышленность. Таким образом, в верхней и средней части Обского бассейна
широко представлен спектр горных и равнинных ландшафтов, имеются выраженные природные границы
и типичные для отдельных регионов виды хозяйственной деятельности. Все это определенным образом сказывается на фоновых показателях качества вод местного стока и, в интегральном виде, - крупных транзитных рек.
По данным Гидрометеослужбы за несколько лет
объективными методами многомерной статистики
(кластер-анализ) в сочетании с географическим контролем нами проанализировано качество вод местного
стока - одновременно по ряду основных его показателей (содержанию главных ионов, органических и
биогенных веществ) и с учетом различий в значениях
этих показателей в зимнюю межень и весеннее (весенне-летнее) половодье.
Границы экорегионов показаны на рисунке. Все
экорегионы обладают определенными интегральными (физиономическими) характеристиками качества
вод, определяемыми одновременно по всему комплексу основных его показателей. Количественные характеристики состава воды по регионам в межень и половодье приведены в таблице.
В дальнейшем возможно более дробное подразделение экорегионов по дополнительным критериям.
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2001
сентябрь
Том № 274
Рис. Экорегионы бассейна Оби: 1 - границы территории; 2 границы экорегионов; 3 - границы административных единиц
Например, в горном районе (I) существенно различаются БПК5 И концентрации нефтепродуктов в находящихся в практически нетронутом состоянии реках
Горного Алтая и более загрязненных водотоках верней части бассейна Томи.
Характер пространственной изменчивости качества вод внутри экорегионов должен учитываться при
определении достижимых в результате водоохранных
мероприятий целевых показателей качества. Для показателей, изменяющихся по территории эшрегиона
нерегулярно, за достижимый минимум можно ориентировочно принять концентрацию, имеющую заданную вероятность превышения (например, 95%, чтобы исключить возможность ошибки при определении
по результатам обработки проб нулевых концентраций), рассчитываемую по всему набору статистически однородных данных, имеющихся в данном регионе (см. табл.). Например, в регионе III (Лес) объем
объединенной выборки по 19 пунктам наблюдений
превышает 100 как для межени, так и для половодья.
В целом же вопрос о достижимых показателях требует специального исследования.
Таблица
Средние, минимальные концентрации и концентрации 95%-ной обеспеченности
в экорегионах бассейна Оби (в мг/л, за период 1985-1990 гг.)
Компонент
| Сезон
I. Горы (16)
Сред.
П. Предгорья (22)
95%
Сред.
95%
IV. Степь (5)
Ш. Лес (19)
Сред.
95%
Сред.
Мин.
311,2
ПДК
меж
118,1
280,6
330,2
720,5
пол
35,4
120,4
62,8
122,9
5,8
меж
30,8
56,9
69,7
163,3
67,9
180
пол
9,7
27,9
16,8
29,7
11,2
180
Mg"
меж
8,2
20,4
22,7
129,0
13,4
40
пол
2,3
8,5
4,5
18,7
8,5
40
С1"
меж
2,9
9,2
17,0
424,9
330,0
300
пол
1,7
3,3
6,3
52,0
17,5
300
S04J-
меж
9,9
30,7
25,5
519.5
168,3
100
пол
22,8
17,3
86,6
30,2
100
меж
7,1
7,6
50,4
пол
10,5
1,5
2,9
13,3
меж
1,412,1
0,83/1,0
пол
1,4/2,6
меж
НСОз"
С а"
хпк
3,6
16,3
4,65
89,6
18,2
8,3
47,9
21,9
27,8
14,8
2,8
0,84
2,4
1,07
2.6
0,77
0,26/1,0
3,3
0,91
2,5
0,98
2.5
0,53
2
0,003
0
0,008
0
0,010
0
0,007
0
0,001
пол
0,004
0
0,006
0
0,013
0
0,012
0
0,001
Нефтепродукты
меж
0,38/0,84
0,04/0,24
0,48
0,06
0,48
0,08
0,58
0,14
0,05
пол
0,45/0,93
0,10/0,22
0,47
0,07
0,37
0,06
0,31
0,02
0,05
Азот
аммонийный
меж
0,14
0
0,42
0
0,61
0
1,79
0,35
0,4
пол
0,33
0
0,84
0,03
1,40
0,4
1,08
0
0,4
Азот
иитрншый
меж
0,008
0
0,026
0
0,058
0
0,14
0
0,02
пол
0,008
0
0,029
0
0,011
0
0.02
0
0,02
Азот
нитратный
меж
0,55
0,04
0,93
0,20
0,25
0
0,56
0,01
9
пол
0,27
0,01
0,87
0,06
0,09
0
0,36
0
9
БПК5
Фенолы
2
Примечание. 1. В скобках приведено число пунктов мониторинга в каждом регионе. 2. Курсивом даны значения, превышающие ПДК.
3. Д ля региона I (горы) в числителе даны значения БПК, и концентрации нефтепродуктов на неледниковых реках Горного Алтая (6 пунктов), а в знаменателе - на р. Кие и горных реках бассейна Томи (10 пунктов).
91
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
УСТАНОВЛЕНИЕ СТАНДАРТОВ
Для управления водными ресурсами существуют
разные типы стандартов. Прежде всего, это стандарты качества, относящиеся собственно к тем водным
объектам, по отношению к которым осуществляется
регулирование. В России к таким стандартам можно
отнести предельно допустимые концентрации загрязняющих веществ в воде (санитарно-гигиенические и
рыбохозяйственные ПДК), на основании которых рассчитываются предельно допустимые сбросы (ПДС) в
конкретный водный объект при неблагоприятных гидрологических условиях и с учетом сбросов в него со
стороны других предприятий. Требования стандартов
должны быть достижимыми с экономической и технической точек зрения. ПДК в качестве целевых показателей таким требованиям не удовлетворяют.
За рубежом тоже существуют стандарты качества.
В Европейском Союзе они установлены по отношению к источникам пресной питьевой воды, водам, где
обитает рыба, и водам, используемым для купания.
Качество воды оценивается по химическим и биологическим показателям. В Великобритании, помимо
общеевропейских стандартов качества, действует система целевых показателей, устанавливаемых для конкретных участков разных водных объектов в зависимости от того, для каких целей их используют или
планируют использовать в будущем. В установлении
целевых показателей участвует и местное население
в рамках бассейнового планирования.
Сбросы же, в отличие ог России, в ЕС регулируются, в значительной мере, технологическими стандартами, или стандартами на производственный процесс. Практика вторичной (биологической) очистки
должна в ближайшие годы стать общераспространенной для городских коммунальных и промышленных
стоков (куда не включаются ливневые воды). Нормируются значения БПК5 (25 мг/л), ХПК (125 мг/л) и
взвешенных веществ (35 мг/л), поступающих в водные объекты. Для экологически чувствительных территорий требования распространяются на содержание
биогенов - азота и фосфора. Сроки достижения целей зависят от количества стоков и качества воды.
К 2005 г. вторичная очистка должна стать нормой для
всех, кто осуществляет отведение сточных вод в существенных масштабах.
щать выброс в любую среду не предназначенных для
нее веществ. Там, где это практически не выполнимо,
оператор должен использовать BATNEEC, чтобы свести выброс данного вещества к минимуму. Основная
идея IPC - минимизировать загрязнение окружающей
среды в целом, совместно рассматривая основные ее
компоненты (воздух, вода, почва). Таким образом, например, можно избежать ухудшения качества воды при
решении проблемы загрязнения воздуха или почвы.
BATNEEC можно упрощенно определить следующим образом [16]. Сначала определяется ВРЕО (наилучший практический экологический вариант). Для
этого на основе моделей прогнозируются концентрации РЕС вещества в разных компонентах среды. Для
каждогоединичноговыброса вычисляется экологический вклад EQ - отношение прогнозируемой концентрации РЕС к установленному пределу для данного
компонента среды EAL:
EQ=PEC/EAL.
Затем находят суммарный EQ для всех существенных выбросов в каждый из компонентов среды, например:
EQ (вода) = EQa + EQb + ... + EQk
(для выбросов в воду а + b +... + к).
Рассчитывается интегральный экологический индекс, учитывающий все основные компоненты среды,
на которые имеется существенное воздействие:
1EI = EQ (воздух) + EQ (вода) + EQ (почва).
Минимальное значение / £ / соответствует наилучшему экологическому вариашу, другие приемлемые
варианты составляют список ВРЕО, из которого на
основании экономических соображений выбирается
BATNEEC. Причина отклонения наиболее экологически выгодного варианта должна быть оправдана с точки зрения эффективности затрат.
На основе BATNEEC разработан стандарт ВАТ
(наилучшая доступная технология) Европейского Союза. Согласно Директиве ЕС 1996 г. по комплексному предотвращению и контролю загрязнения (IPPC),
Европейская Комиссия должна каждые 3 года публиСтандарт на производственный процесс определя- ковать Справочники, содержащие необходимую инет «методы (и технологию) осуществления определен- формацию о ВАТ. Уполномоченные органы стран членого производственного процесса, чтобы предоста- нов Союза должны использовать эти Справочники для
вить критерий для определения того, какие выбросы решения вопроса о том, что является ВАТ для конкв окружающую среду должны быть разрешены с оп- ретного предприятия, и выдачи разрешения на его
ределенной производственной площадки» [16, с. 4]. функционирование. Разрешения по IPPC обязаны поТаковым является британский стандарт BATNEEC лучить все новые предприятия, по своим параметрам
(наилучшая доступная технология, не влекущая чрез- подпадающие под этот контроль, а уже существуюмерных затрат), введенный в системе интегрирован- щие должны сделать это к концу 2006 г.
ного контроля загрязнения (IPC), в 1990 г. От того, кто
Другими важными стандартами, еще не нашедшиосуществляет любой производственный процесс, под- ми широкого применения в России, являются междупадающий под этот контроль, требуется предотвра- народные добровольные стандарты экологического
92
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
нирования и осуществления крупных проектов по освоению и развитию речных бассейнов. Конкретные
проблемы должны решаться на том уровне, который
наилучшим образом соответствует их содержанию и
масштабу.
3. В условиях экологического риска и неопределенности в прогнозирован™ последствий антропогенного вмешательства важно обеспечить итеративность
процесса управления с помощью механизма обратной
связи - планы, программы и методы управления должны обновляться на регулярной основе в зависимости от достигнутого результата и в условиях открытости информации.
4. В гражданском обществе планирование использования и охраны водных ресурсов должно осуществляться открыто, с привлечением основных заинтересованных и затрагиваемых планируемыми мероприятиями сторон, обеспечивая этим партнерские отношения между ними как в процессе планирования, так и
при реализации и оценке эффективности планов.
5. Водные ресурсы необходимо рассматривать (и
управлять ими) в единстве с другими компонентами
экосистем, и нетолькос позиции требований, предъявляемых тем или иным видом водопользования. ИнтереЗАКЛЮЧЕНИЕ
сы разных видов водопользования могут лучшим образом удовлетворяться только в том случае, если поддерРоссия является огромной страной с большим раз- живается целостность всей водной экосистемы.
нообразием физико-географических условий, типов и
6. Стандарты и целевые показатели состояния водинтенсивности хозяйственной деятельности в разных ных ресурсов должны отражать ценностные ориентаее частях. Поэтому имеет смысл использовать накоп- ции общества по отношению к разным видам испольленные в разных странах и хорошо зарекомендовав- зования природных ресурсов, достижимые параметры
шие себя модели управления водными ресурсами в состояния водных объектов в конкретных экорегионах,
рамках единой стратегии и методологических прин- а также технические и экономические возможности достиципов. В этом контексте могут оказаться полезными жения поставленных этими стандартами требований.
аспекты, определяемые новыми тенденциями в управ7. Применение разработанных в развитых странах
лении водными ресурсами за рубежом.
моделей управления должно быть достаточно гибким,
1. Целесообразность бассейнового подхода к уп- оно наиболее целесообразно в регионах, сопоставиравлению подтверждается на практике. Он широко мых по плотности населения, степени концентрации
используется в зарубежных странах для управления хозяйства и антропогенных нагрузок с теми, где эти
водопользованием и в целом - природопользованием, модели уже показали свою результативность.
включая охрану окружающей среды. Развивается
8. В научном и практическом плане необходим иниерархичность бассейнового управления, охватываю- тегральный подход к управлению водными ресурсами,
щая вложенные друг в друга бассейны самых разных объединяющий в себе достижения естественных, техразмеров, субъекты хозяйственной деятельности, нических наук - с одной стороны, и общественных наук
власть и местных жителей.
управленческого цикла - с другой. Многие вопросы
2. Более скоординированное и грамотное управ- практически неразрешимы в рамках естественных наук
ление водными ресурсами, особенно в целях оздоров- (например, решение о создание водохранилищ на Томи
ления экологической ситуации, легче осуществить в или Катуни) - это вопрос ценностных ориентаций обмасштабах небольших речных бассейнов. Это также щества и политического выбора.
позволяет лучше сфокусировать усилия всех заинте9. Необходимо создавать условия для добровольресованных сторон и быстрее добиться видимого ре- ных инициатив в сфере водо- и вообще природопользультата. Движение в противоположном направлении зования. Например, регулирующие государственные
- от крупных бассейнов к мелким - сопряжено со зна- органы, как и хозяйствующие субъекты, объективно
чительными трудностями, связанными с координаци- заинтересованы в экономии природных ресурсов и
ей деятельности государственных, местных органов оптимизации управления природопользованием на
власти и хозяйствующих субъектов, финансировани- основе внедрения стандартных систем экологическоем и распределением полномочий и обязанностей. Оно го менеджмента на предприятиях, проведения эколоболее целесообразно на стадии стратегического пла- гических аудитов, и т.п.
менеджмента (управления окружающей средой, управления природопользованием), осуществляемого отдельной компанией, предприятием или любой другой
организацией. Это стандарты EMAS и ISO 14000. Они
созданы на основе передового опыта управления, выработанного в разных компаниях мира в течение десятилетий, и применяются с середины 1990-х гг. Эти
стандарты не предъявляют конкретных требований к
характеристикам самой окружающей среды, а представляют собой инструмент, помогающий так организовать работу, чтобы оптимальным образом согласовать внутренние интересы компании с внешними требованиями со стороны законодательства, общественности и деловых партнеров. Таким образом, они представляют собой результат нового подхода к организации экологического менеджмента в компании - добровольного по форме, но по существу добровольнопринудительного, так как введение его в действие опирается на рыночные стимулы и давление заинтересованных сторон, в том числе и правительства. Результатом является последовательное повышение экологической эффективности производства и минимизация негативных воздействий на окружающую среду.
93
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
10. Отдельным вопросом является создание необходимого потенциала для грамотного и эффективного управления ресурсами и обеспечения устойчивого природопользования. Важной составляющей этого потенциала является обеспечение всех участников процесса
управления необходимой информацией (включая ком-
пьютерные базы данных по соответствующей тематике
и объектам) и их обучение по вопросам природопользования на междисциплинарной основе.
Работа выполнена при поддержке проектов
Tempus-Tacis T_JEP 10217-96 и р98Сибирь 98-0503152 РФФИ
Литература
1. Черняев А.М., Беляев С.Д. Вода России: проблемы и государственная политика. Фундаментальные проблемы воды и водных ресурсов
на рубеже третьего тысячелетия // Мат-лы Международной научной конференции. Томск, 2000. С. 71-75.
2. Михеев Н.Н., Крузе Ф., Шварцев С.Л., Зеленский Г.И. Российско-французское сотрудничество в области управления водными ресурсами (на примере бассейна р. Томи) // Мелиорация и водное хозяйство. 1994. № 5. С. 52-54.
3. Материалы 3-го научно-методического семинара «Проблемы управления качеством воды в бассейне р. Ангары». 12-13 октября 1999 г.
Иркутск. М.: Моск. общественный науч. фонд, 2000. 346 с.
4. Directive 2000/60/ЕС establishing a framework for Community action in the field of water policy. Luxembourg, 23 October 2000.
5. Корытный JI.M. Бассейновый подход в географии // География и природные ресурсы. 1991. № 1. С. 161-166.
6. Уайт Г. География, ресурсы и окружающая среда. М.: Прогресс, 1990. 543 с.
7. Шварцев С.Л. Система управления водными ресурсами Франции // Водные ресурсы. 1995. № 4. С. 466-469.
8. Newson М. Land, Water and Development: Sustainable Management of River Basin Systems. London, New York: Routledge, 1998. 423 p.
9. Woolhouse C. Catchment Management Plans - Linking Standards, the Water Environment and People // Environmental Management Systems.
Rugby, UK, 1995. pp. 15-25.
10. Setting Environmental Standards / The Royal Commission on Environmental Pollution. 21th Report. London, 1998. 232 p.
11. New strategies for America's watersheds / Committee on Watershed Management, Water Science and Technology Board, Commission on
Geosciences, Environment and Resources, National Research Council. - Washington, DC: National Academy Press, 1999. 315 p.
12. Watershed Approach Framework. US EPA 840-5-96-001. Washington, DC, 1996. http://www.epa.gov/owow/ watershed/framework.html.
13. Omernik J.M. Ecoregions of the conterminous United States. Annals of the Association of American Geographers 77(1). pp. 118-125.
14. Perry J., Vanderklein E. Water Quality: Management of a Natural Resource. Blackwell Science, 1996. 639 p.
15. Земцов B.A., Крутовский A.O., Хасанов B.B., Кривошапко А.И. Экорегиональный подход к исследованию и управлению качеством
водных ресурсов /Фундаментальные проблемы воды и водных русурсов на рубеже третьего тысячелетия. Мат-лы Международной
научной конференции. Томск, 2000. С. 114-118.
16. Carlyle S. Integrated pollution control - application of principles to establish BPEO and BATNEEC / Environmental management systems.
Rugby, UK: Institution of Chemical Engineers, 1995. pp. 185-197.
94
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
К ВОПРОСУ ОЦЕНКИ ВОДНЫХ РЕСУРСОВ МАЛОИЗУЧЕННЫХ РЕК
АЛТАЕ -САЯНСКОЙ ГОРНОЙ ЭКОСИСТЕМЫ
В.В. Паромов, J1.H. Шантыюова, А.И. Петров
Томский государственный университет
Предложен способ оценки нормы годового стока единой природной системы на основе использования зависимости стока от
средней высоты водосбора. Представлены статистические критерии выбора вида функций регрессии, оценки полученных уравнений на зависимом и независимом материале. С учетом локальных высотных зависимостей, степени синхронности колебаний
стока и рельефа выделены три района. Даны рекомендации по проведению их границ. Полученные уравнения регрессии и
выделенные районы рекомендованы для расчета стока неизученных рек Алтае-Саянской горной системы.
ВВЕДЕНИЕ
ной способности осыпей. Сочетание форм рельефа
усиливается экспозицией склонов. Северные склоны
Речные водные ресурсы являются одним из важ- более крутые, менее задернованы и там больше скальнейших компонентов природных богатств планеты ных образований.
2. Геологическое строение определяется разновозЗемля. Несмотря на то, что они регулярно возобноврастными,
сильно метаморфизированными дислоциляются, проблема их учета и рационального использования остается одной из важнейших задач, не толь- рованными кристаллическими породами. Здесь же
ко научного, но и практического значения. Но разра- хорошо представлены песчаники, кварциты, алевриботка методов расчета, прогноза и рационального ис- ты, а также эффузивно-осадочные породы [1].
пользования речного стока невозможна без всесторон3. Смена почвенно-расгительного покрова происнего изучения особенностей его формирования.
ходит вертикально. Высокогорный пояс отличается
В большинстве случаев методики расчета базиру- наличием горно-тундровых и горно-луговых почв;
ются на непосредственных измерениях гидрологичес- горно-лесной - горно-лесных дерновых почв; вечной
ких характеристик крупных или средних рек. Сеть мерзлотой островного типа. Наиболее распространепунктов наблюдений в основном расположена на рав- ны осиново-пихтовые, пихтово-кедровые, сухие лининных территориях и не охватывает высокогорье. В ственничные леса, которые сменяются на равнинных
то время как последние дают начало многим рекам. предгорьях и берегах Телецкого озера лесостепью.
Поэтому предпринята попытка описания, статистичес- Относительно хорошо выражены высокотравные сукой систематизации и обоснования метода расчета бальпийские и низкотравные альпийские луга. Горные
нормы стока неизученных территорий.
моховые тундры встречаются в зоне снеговой линии.
4. Климат рассматриваемой территории характеризуется резко - континентальным типом. Среднемно1. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ПОДХОДЫ
голетняя годовая сумма выпавших атмосферных осадК РЕШЕНИЮ ЗАДАЧИ
ков в Минусинской котловине составляет 300 мм, в
В пользу системного подхода свидетельствует об- то время как на склонах Абаканского, Саянского и
щность природных процессов в географических лан- других хребтах - 2500 мм [9]. Режим увлажненности
дшафтах. Одним из важнейших составляющих ланд- в основном определяется западным и юго-западным
шафта является сток [7]. Сток своим действием пре- переносом влагонесущих воздушных потоков. Благоображает окружающую среду и одновременно его даря большому перепаду высот местности процесс
формирование зависит от совокупности факторов при- снегонакопления и снеготаяния, а следствием этого и
родных комплексов.
сезонный снеговой сток, растягиваются на длительОтносительное единство формирования стока мож- ное время.
но выразить так:
Температура воздуха летом в горных районах по1. В самых верхних зонах высокогорья отмечается нижается с ростом высоты местности, а в зимний пеединство форм рельефа, глубокая врезанность долин, риод её распределение имеет свои особенности. На
резкая расчлененность крутых склонов, большой пе- открытых склонах температура воздуха вследствие
репад высот от 150 до 2500 м, чередование различ- инверсии выше, чем на равнинах и котловинах, где
ных по размерам отрицательных форм рельефа в виде отмечается скопление и застой холодных масс воздуцирков, каров, воронок, которые служат местом акку- ха. Средние январские температуры на склонах гормуляции снега. Срединные части склонов в основном ных хребтов составляют -20°С, а в межгорных котлозадернованы и прорезаны ложбинами, по которым винах до -30°С; июльские - не превышают в горах
происходит сход лавин и вынос обломочного матери- 16°С, а в котловинах 20°С [8].
ала. Они же могут служить руслами временных водоТаким образом, сочетание физико-географических
токов. Подножия склонов являются зоной накопления и климатических условий создают предпосылки для
рыхлого обломочного материала, мощность которого формирования водного режима рек горных, высокоможет быть более 100 м. Видимого поверхностного горных районов и в целом природных систем Северстока со склонов нет, ввиду большой инфильтрацион- ного и Южного полушарий Земли [4].
95
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
2. МЕТОДИКА РАСЧЕТА
В работе использовались данные сети Роскомгидромета, материалы ПНИЛ гляцио-климатологии и кафедры гидрологии Томского государственного университета. На рассматриваемой территории расположено 67 постов с продолжительностью наблюдений от 2
до 100 лет. Площадь водосбора меняется от 10 до
10000 км2, высотный диапазон - от 500 до 3000 м, но
освещенность различных высотных зон крайне неравномерна. Если в низкогорье расположено 47 постов, в
зоне среднегорья- 15, то в высокогорной ледниковой
- только 5.
Для оптимальной оценки водных ресурсов, существующая сеть наблюдений крайне недостаточна. Тем
более, что в последние годы сформировалась тенденция к закрытию гидрометеостанций и постов. Возникла необходимость приведения коротких рядов наблюдений к единому расчетному периоду. Выбор рек-аналогов для этого осуществлялся через анализ матрицы
коэффициентов парной корреляции среднегодового
стока. На основе метода "кластер-анализа" выявлены
три группы рек. В первую вошли неледниковые реки
с величиной парной корреляции (г > 0,7) со стоком
р. Бия - г. Бийск. Во вторую - преимущественно неледниковые реки с высокими коэффициентами (г > 0,7)
внутри группы. В третью группу включены реки, сток
которых не синхронен как со стоком рек первой, так и
второй групп (г»0).
Анализ групп показал, что для более 75% створов
в качестве аналога может быть взят ряд наблюдений у
г. Бийска. С помощью разностной интегральной кривой расчетный интервал определился с 1945 по
1987 гг., который включает три полные фазы водности (рис. 1). Оценка расчетных норм годового стока
осуществлялась по методикам СНиПа 2.01.14-83.
Установить непосредственные связи стока с метеорологическими факторами не представляется возможным. Поэтому взят способ зависимости стока от средней высоты водосбора [2, б]. Проявление высотной
закономерности усиливается влиянием ориентации
горных хребтов к направлению движения влатонесущих воздушных потоков. Поэтому зависимость типа
модулей нормы речного стока от средней высоты водосбора М 0 = fCH^j наиболее четко выражено для ограниченных по площади орогидро-графических районов. В пределах этих районов степень влияния вышеперечисленных факторов остается неизменной или
изменяется незначительно [3]. При использовании
региональных зависимостей для оценки стока неизученных рек, нужно обратить внимание на правильное
проведение границ орогидрографических районов.
В пределах исследуемой территории выделены три
локальные зависимости (рис. 2). Первые две зависимости аппроксимируются кривыми выпуклостью к оси
ординат. Скэда относятся средние и малые реки, водосборы которых находятся на периферии горной страны, обращенной навстречу влашнесущим воздушным
96
потокам. Образование выпуклой кривой объясняется
тем, что насыщенные влагой потоки воздуха, при подходе к горному массиву начинают интенсивно отдавать
влагу. Таким образом, в периферийной низкогорной зоне
формируются относительно высокие положительные
величины градиентов стока по высоте.
Третья зависимость отражает увлажненность и
условия формирования стока территорий, находящихся в "ветровой тени" по отношению к влагопереносу.
Аппроксимация связи прямой объясняется тем, что в
низкогорном высотном поясе отмечается значительное уменьшение выпавших атмосферных осадков по
сравнению с предыдущими двумя.
Рис.1. Разностные интегральные кривые годового стока
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Высота
2001
(м)
Рис. 2. Зависимость нормы стока от средней высоты водосбора для разных орогидрографических районов
Рис. 3. Схематическая карта орогидротрафических районов
97
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Таблица 1
Уравнения регрессии дои орогвдрографических районов и ошибка нахождения нормы стока в створах неизученных рек
Район
Вид уравнения
Сгавдаршая ошибка расчета
модуля стока
Количество точек
регрессии
TV
I
П
ш
МО= 15.41п(Н) + 25,1
М 0 = 12.8 Ln(ff)+16,3
Мо= 11.1 Н - 2,63
25
16
26
0,98
0,97
0,98
Контроль правильности выбора вида функции регрессии осуществлялся по методу, основанному на анализе регрессионных остатков. В качестве статистического критерия использован параметр Дарбина-Уотсона [5].
Оценка полученных уравнений регрессии проводилась на зависимом и независимом материале (табл. 1).
На основе полученных высотных зависимостей, с
учетом синхронности колебаний водности рек (рис. 1)
и орографиивыделены три орогидрографических района (рис. 3).
Первый район включает левобережные притоки
Чарыша от устья Кумира (включая сам Кумир)доустья
реки Белой и верховья реки Коксы. Правобережные
притоки Катуни ог устья Иши и НИЖЕ; бассейн реки Бии,
кроме Сарыкжши, Уйменя, Пыжи, Йогача; реки, впадающие в Телецюе озеро по правому берегу. В западной оконечности Катунского хребта расположены бассейны рек, впадающие в Казунь и берущие свое начало
с ледников. Реки Горной Шории, такие как Мрас-Су,
Кондома и другие более мелкие левобережные притоки
реки Томи также входят в первый район.
Распределение стока низкогорной зоны района
характеризуется колебаниями от 6,54 до 26,5 л/(с км2).
Величина среднего градиента модуля стока составляет 2,3 л/(с км2) на 100 м поднятия. В пределах среднегорной зоны сток возрастает до 36,5 л/(с-кмг), при
среднем градиенте в 0,9 л/(с-км2). Высокогорье отличается увеличенным стоком - до 41,4 л/(с-км2) при
градиенте 0,6 л/(с-км2).
Второй район охватывает бассейн реки Локтёвки,
правобережные притоки реки Чарыш от Большого
Бащелака до Маралихи; бассейны рек Пыжа, Сарыкокша, Уймень, Иогач; реки, впадающие в Телецкое
озеро с левого берега (Колдор, Большие Чили и др.);
иа «зависимом»
материале
SO
Е(%)
1,75
9,5
0,82
6,5
1,55
16,1
на «независимом»
материале
SH95 %
Sh
Е(%)
3,98
1,81
10,4
0,90
2,03
7,6
1,59
17,4
3,39
правобережные притоки Катуни от Едигана до Маймы; верховья рек Каменка и Белокуриха. Перечисленные реки относятся к северо-западу и северо-востоку
бассейна Верхней Оби. По условиям формирования
стока сюда могут бьггь включены реки Абаканского
хребта - Большой Абакан, Малый Абакан, левые притоки Абакана до впадения Таштыпа и верховья реки
Томи до пгт. Балыюса.
Водность рек второго района почти вдвое уменьшается по сравнению с первым и изменяется от 0,9 до
17,5 л/(с-км2) в низко гор ье, возрастая до 24,5 л/(скм2)
в среднегорье, при градиентах соответственно 1,9 и
0,8 л/(скм2).
Третий орогидрографический район объединяет
бассейны рек Каменки (кроме верховий), Песчаной,
Ануя, правобережные притоки Чарыша за пределами
Усть-Канской котловины; центрально-алтайские бассейны левых притоков Катуни от истока до места впадения Аргута, правые притоки (реки Кучерла, Аккем,
Аргут, Шавла, Юнгур, Карагем, Коксу, Коир) и реки
северного склона Северо-Чуйского хребта; притоки
Абакана с северных склонов хребта Западный Саян и
его левые притоки от Теи до Аскиза.
Интенсивность увеличения стока с высотой для
третьего района неизменна и составляет 1,1 л/(с км2)
на 100 м. При этом модуль стока в низкогорье меняется от 0,7 до 9,6 л/(скм2), достигая в высокогорье величины в 31,7 л/(скм2).
Таким образом, для расчета нормы стока неизученных территорий рекомендуется:
1. Карта-схема орогидрографических районов
(рис. 3).
2. Зависимости М0 = f(Hcp) (рис. 2) для каждого
района аппроксимируемые уравнениями регрессии
(табл. 1).
Литература
1. Алгае-Саянская горная область. М.: Наука, 1969. 365 с.
2. Алюшинская Н.М. Вертикальная зональность распределения стока на территории Алия // Уч.записки Лен. гос. ун-та. Серия географических наук. 1955. № 199. Вып. 10. С. 137-158.
3. Большаков М.Н. Водные ресурсы советского Тянь-Шаня и методы их расчета. Фрунзе: Илии, 1974. 306 с.
4. Голубев Г.Н. Формирование речного стока в горно-ледниковых районах. М.: Наука, 1968. 85 с.
5. Ковалева Л.Н. Многофакторное прогнозирование на основе рядов динамики. М.: Статистика, 1980. 104 с.
6. Комлев А.М. Закономерности формирования речного стока. Пермь: Изд-во Пермского ун-та, 1992. 119 с.
7. Муравейский С.Д. Процесс стока как географический фактор. М.: Изд-во АН СССР, 1946. Т. 10. Н»3.
8. Ресурсы поверхностных вод СССР. Ангаро-Енисейский район. Енисей. Л.: Гидрометеоиздат; 1972. Т. 16, Вып. 1. 518 с.
9. Севостьянов В.В., Шантыкова Л.Н. Режим твердых осадков высокогорных районов Монголии и юго-восточного Алтая У/ Природные
условия, история, культура запада Монголии и сопредельных территорий: Тезисы. Ховд, 1997. С 7.
98
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
О МЕТОДИКЕ РАСЧЕТА ВОДНОГО БАЛАНСА ГОРНЫХ ВОДОСБОРОВ
А.В. Мезенцев
Томский государственный университет
Излагается методика расчета элементов водного баланса горных водосборов рек Алтая. В основу методики положена реализация идеи гидрологического контроля атмосферных осадков методом гидролого-климатических расчетов.
Основными проблемами расчета водного баланса
горных водосборов являются крайне редкая сеть наблюдений и ограниченная репрезентативность исходных данных. В основу предлагаемой методики положена идея гидрологического контроля атмосферных
осадков, предложенная для Алтая М.В. Троновым [5]
и реализованная методом гидролого-климатических
расчетов (ГКР) B.C. Мезенцева [2]. Этапы разработки методики:
1. Для исследуемой горной территории по данным
метеопунктов по традиционной для метода ГКР схеме были рассчитаны годовые суммы максимально
возможного испарения Zm и определен вид зависимости Zm от высоты местности Н. Величины Zm
хорошо контролируются значениями радиационного
баланса и (весьма ограниченными) данными водных
испарителей. Для гор Алтая получена зависимость:
Zmu = 800 - 0,15 Н - AZm,
(1)
вде AZm - затраты тепла на таяние снега и мерзлоты, мм.
Поправка на таяние AZm рассчитывалась по формуле, предложенной С.П. Никитиным [3]:
Mm = ^ ( s
C H +
H
n p
W
m
v ) ,
(2)
где
- удельная теплота плавления льда; Lu - удельная теплота испарения воды; Sc - запас воды в снежном покрове, мм; Н - глубина промерзания почвогрунта, м; W m - наименьшая влагоемкость метрового
слоя почвогрунта, мм/м; V- относительная влажность
гочвогрунта в долях наименьшей влагоемкости.
2. По данным о норме стока исследуемая территория была районирована по зависимости Y ог средней высоты водосбора. Для анализа и построения зависимостей были учтены также и «вложенные» водосборы, для которых норма стока и средняя высота
определялись по известной формуле средневзвешенного. На Алтае для анализа были использованы гидрологические данные по 86 створам и 45 межстворным (вложенным) водосборным участкам. Всего в
Алтайском крае было выделено 12 региональных зависимостей нормы стока от средней высоты водосбора. Границы выделенных районов, как правило, совпадают с горными хребтами и водоразделами.
3. Расчет годовой нормы осадков КХ производился по итерационному уравнению:
KX=Y+ Zmu[\ + СKX/ZmuY")
,
(3)
где п - параметр, учитывающий факторы подстилающей поверхности.
Значения параметра п ориентировочно можно получить по зависимости:
г д е ^ - залесенность водосбора, %; i - средневзвешенный уклон водосбора, %0.
Анализ степени влияния неточности назначения
параметра п на результаты расчетов суммарного испарения и стока показал, что для хорошо увлажненных горных водосборов Алтая неточности параметра
п до ±25% приводят к погрешностям расчета Z и Y
лишь в 2-7%.
Расчеты, выполненные для Алтая, показали, что
горные водосборы увлажнены в значительно большей
степени, чем можно судить по данным метеопунктов,
расположенных на небольших высотах на дне речных
долин. Так, в бассейне р. Аргут в среднем по водосбору рассчитанные осадки составили 790 мм, на Катунском хребте - до 1920 мм, на Коргонсиом - 12901620 мм. Причем, измеренные в метеопункгах суммы осадков также вписываются в районные зависимости КХ от средней высоты водосборов, уточняя их
в нижней части графиков [4].
Значительные отклонения отдельных точек от районной зависимости могут свидетельствовать о действии каких-то местных факторов, например, карста,
как получилось в низовьях р. Чарыш [1].
4. Величины нормы суммарного испарения z определялись по разности рассчитанных осадков и измеренного стока. Анализ построенных графиков зависимости Z от средней высоты водосборов Я для расчетных районов показал, что с ростом высоты и увлажненности суммарное испарение 2 увеличивается до тех
пор, пока не начинает лимитироваться максимально
возможным испарением Zm, убывающим с высотой.
В шести районах максимум Z получен на высоте
500-600 м, для трех районов - на высоте 1400-1500 м,
для одного района - на отметке около 2800 м.
99
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
В зависимости от соотношения ресурсов влаги и
тепла и от особенностей подстилающей поверхности
годовая величина суммарного испарения изменяется
на Алтае от 123-280 мм в Чуйской котловине до 600680 мм в предгорьях, достаточно обеспеченных влагой и теплом.
5. Были также рассчитаны относительные характеристики тепловлагообеспеченности:
KX/Zm - коэффициент увлажнения; |Зг = Z/Zm - относительное
испарение; r| = Y/KX- коэффициент стока. Дня них
также были построены графики зависимости от средней высоты водосборов для тех же расчетных районов.
Коэффициент увлажнения
почти повсеместно
больше единицы, что свидетельствует об общем высоком увлажнении водосборов. Лишь в горных степях и в равнинной части Алтая на высотах менее 400 м
величина Рг меньше единицы.
Относительное суммарное испарение Р2 на Алтае
изменяется от 0,50-0,65 в верховьях р. Чуй до 0,950,99 в пригребневой зоне хребтов Центрального Алтая, на склонах Коргонского хребта и в северной части бассейна Телецкого озера.
О том, насколько правильно рассчитаны годовые
величины осадков, можно судить по величинам коэффициента годового стока r| = Y/KX. Он изменяется от
0,20-0,30 для предгорных и низкогорных водосборов,
до 0,40-0,50 для среднегорных и до 0,6-0,83 - для
высокогорных бассейнов. Наибольшие значения коэффициентов стока 0,75-0,83 получены для водосборов ледниковых рек.
Расчеты воднобалансовых характеристик, выполненные для условий метеопунктов по традиционной
для метода ГКР схеме, хорошо согласуются с расчетами по вышеизложенной методике, что позволяет
более уверенно охарактеризовать тепловлагообеспеченность не только в условиях речных долин, но и в
целом по водосборам торных рек.
Результаты исследований показали, что косвенное
определение воднобалансовых элементов возможно
на основе уравнения (3) по измеренному гидрометрическому стоку с учетом особенностей подстилающей поверхности (параметр и), а также тесной связи
максимально возможного испарения Zm с высотой местности. Районирование территории Алтая по характеру связи стока с высотой местности, а также результаты расчетов элементов водного баланса водосборов по уравнению (3) дают достаточно полное и ясное представление о нормах водно-балансовых элементов и о закономерностях их пространственного
распределения. При этом значения элементов водного баланса, рассчитанные по методу ГКР для условий метсопунктов, хорошо вписываются в высотные
зависимости и уточняют их в нижней части.
Данная методика может послужить основой для
исследования водного баланса малоизученных горных
водосборов. Разумеется, данная методика не захватывает верхние части водосборов (приводораздельные).
Здесь, безусловно, основными методами исследования являются маршрутные снегосъемки, у-съемка и
т.д. Комплексное применение нескольких подходов для
различных высотных зон водосборов горных рек позволит существенно уточнить величины воднобалансовых составляющих для водосборов в целом.
Литература
1. Мезенцев А.В. Тепловлаго обеспеченность, водный баланс и методика прогноза весеннего стока рек бассейна верхней Оби. Дисс...
канд. геогр. наук. Иркутск. 1987. 283 с.
2. Мезенцев B.C. Гидрологические расчеты в мелиоративных целях. Омск: Изд-во Омск. с.-х. ик-та. 1982. 80 с.
3. Никитин С.П., Земцов В.А. Изменчивость полей гидрологических характеристик в Западной Сибири. Новосибирск: Наука. 1986.
204 с.
4. Снежно-водно-ледниковые ресурсы бассейна Верхней Оби и прогнозы стока весеннего половодья / Под ред. Д.А. Буракша. Томск:
Изд-во Том. гос. ун-та. 1986. 254 с.
5. Тронов М.В. О гляциоклиматических показателях // Гляциология Алтая. 1970. Вып. 6. С. 8-18.
100
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
ОСОБЕННОСТИ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА МАЛЫХ РЕК
ОБЬ-ТОМСКОГО МЕЖДУРЕЧЬЯ
Л.И. Дубровская, Н.А. Ермашова
Томский государственный университет, Томский политехнический университет
В работе даётся краткая характеристика левобережных притоков реки Томи на Обь-Томском междуречье в пределах Томской
области. Обсуждаются вопросы взаимосвязи поверхностных и подземных вод. На основании 24-летнего ряда наблюдений за
стоком р. Порос исследуется структура современных изменений поверхностного стока По составленной для ЭВМ программе
расчленения гидрографа уточняется величина подземного стока и распределение его по источникам питания.
Необходимость н важность изучения условий формирования и изменения гидрологического режима
малых рек диктуется рядом их особенностей. С одной стороны малые реки необычайно уязвимы за счет
тесной связи формирования их стока с ландшафтом
бассейна и постоянно увеличивающимися антропогенными нагрузками на него. С другой стороны малые
реки широко распространены и необычайно важны
для комфортного существования человека.
Несмотря на наличие правовых основ, регламентирующих степень использования и охрану малых рек,
состояние их от года к году ухудшается Специфичность малых рек требует разработок новых и усовершенствования существующих методов оценки и прогноза стока, определения степени использования водных ресурсов малых рек народохозяйственными организациями, оценок минимально допустимого расхода и т.д. [2].
На левобережье р. Томи в пределах Обь-Томского
междуречья расположены водосборы трех малых рек:
р. Чёрной, р. Кисловки с притоками и р. Порос с притоками. Бассейны двух последних расположены в зоне
влияния подземного водозабора, обеспечивающего
питьевой водой областной центр. Изменение естественных условий питания и разгрузки подземных вод
в этих условиях может приводить к нарушениям режима речного стока.
В гидрологическом отношении территория Западной Сибири до сих пор изучена слабо и крайне неравномерно. Западная Сибирь еще намного отстает по
гидрологической изученности от европейской части
России. Далека от оптимальной сеть гидрометрических пунктов, слабо изучены некоторые элементы гидрологического режима рек (термика, химизм, твердый
сток и другое).
Всё вышесказанное в полной мере относится к
малым рекам. В гидрологическом отношении малые
реки Обь-Томского междуречья недостаточно изучены. Разрозненные сведения по уровням, стоку и ледово-термическому режиму имеются в отчётах различных организаций.
Начиная с 1971 г. краткосрочные наблюдения за
уровнем и стоком на временных гидростворах велись
Гипроводхозом в 1973-1980 гг, Иркутским госуниверситетом в 1970-1971 гг., Томской гидрометеостанцией в 1984-1987 гг., Томской геолого-разведочной экс-
педициейв 1988- 90 гг. Единственный постоянно действующий водомерный пост Томской ГМС функционирует с 1973 г. на р. Порос у села Зоркальцево.
Характерной особенностью левобережных притоков р. Томи является прямолинейная вытянутей ь их
с юга-запада на северо-восток и приуроченность долин (кроме р. Порос) к древним ложбинам стока. Поймы их заболочены и залесены. По своим гидрографическим характеристикам они отличаются не сильно,
однако залесённость (74%) изаболоченность(10-14%)
водосборов рек Кисловки и Чёрной существенно
выше, чему Пороса (37% и 3% соответственно).
Река Чёрная берёт начало на Таганском болоте,
длина её 51 км, площадь водосбора 270 км2. В устье
р. Чёрной на р. Томи производилась выборка гравия,
вследствие чего дно р. Томи понизилось, и на устьевом участке р. Чёрной длиной в 50 м падение уровня
составляет 2 м. Река Кисловка образуется от слияния
рек Жуковки и Еловки в 2 км ниже села Головнино.
Длина реки 49 км, площадь водосбора 583 км2.
В р. Томь сток р. Кисловки попадает через протоку
Бурундук. Река Порос начинается на водоразделе ОбьТомского междуречья у д. Покровка. Длина реки
57 км, площадь водосбора 544 км2. Верхний участок
реки до устья р. Упталы является временным водотоком. Река протекает в широкой долине с плоским заболоченным дном. Русло извилистое, шириной 0,53,0 м в верхнем течении и 3-6 м в среднем. Река Порос
впадает в старицу р. Томи, ширина её здесь 30-50 м.
Притоки р. Порос являются в основном временными водотоками, на которых в хозяйственных целях
устроены пруды, аккумулирующие сток с их водосборов. Гидрографическое описание приводится по фондовым материалам Томской геологоразведочной экспедиции.
Норма стока для рек Чёрная - с. Тахтамышево и
Кисловка - п. Тимирязевский определялась в условиях малой выборки с 95% доверительной вероятностью. По имеющимся шести среднегодовым значениям стока за период 1981-1990 гг. она составила соответственно 0,88 ± 0,46 и 1,01 + 0,37 м3/с.
Для реки Порос - с. Зоркальцево норма стока может быть определена более надёжно, так как ряд среднегодовых расходов воды (1974-1998 гг.) репрезентативен и однороден. Норма стока равна 0,45 м3/с с относительной средней квадратичесюй ошибкой среднего 8%.
101
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Корреляционные связи стока рек Чёрной и Кисловки с р. Порос очень тесные (г > 0,9), с осадками
значительно слабее (0,46 и 0,13). Причём значимость
коэффициента корреляции между стоками рек, завышенного из-за малого объёма выборки, можно не проверять, так как колебания стока синхронны (рисунок).
Это обстоятельство позволяет применить метод аналогий для уточнения нормы стока рек Чёрная и Кисловка. По уравнениям регрессии были восстановлены значения модулей стока этих рек за период 1974—
1997 гг. Относительная ошибка уравнений регрессии
не превышала 7,6% и 9% соответственно, а качество
прогноза равнялось 0,43 и 0,62, что свидетельствует
о надёжности полученных уравнений связи.
Уточнённые значения нормы стока этих рек, выраженные в модулях стока и расходах, были определены
по удлинённым рядам за два периода (1974-1990 гг. и
1974-1997 гг.), и, как следует из таблицы, отличаются
незначительно. Норма, рассчитанная по первому периода более надёжна по следующим причинам:
1. Наблюдениями за 1990 год оканчивается малая
выборка, по которой вычисляются коэффициенты
уравнения регрессии, а восстановление внутренних
пропусков всегда надёжнее, чем экстраполяция за пределы этого периода.
2. Синхронность колебаний стока ненарушенного
режима р. Чёрной и стока р. Порос до 1990 г. даёт
основания считать, что, по крайней мере, до этого года
работа подземного водозабора не повлияла на гидрологический режим последней.
3. Наличие тенденции на понижение в стоке р. Порос делает некорректным использование для уточнения
нормы величин стока, восстановленных после 1990 г.
На формировании стока малых рек, в отличие от
средних и крупных, сильнее сказывается влияние локальных физико-географических условий (рельеф,
почвенно-растительный покров, лигологический состав водовмещающих пород и т.д.).
Находясь в единых климатических и близких физико-географических (в узком смысле слова) условиях, рассматриваемые водотоки, тем не менее, достаточно сильно отличаются по водности. Значительные
модули стока р. Чёрной (таблица) объясняются тем,
что она протекает по древней ложбине, аллювиальные отложения которой, обладая высокими фильтрационными свойствами, аккумулируют в себе значительную часть снеготалых и дождевых вод со всей
водосборной площади Подземные воды этих отложений практически полностью разгружаются в реку, в
значительной мере формируя ее расход.
Река Кисловка и ее правая составляющая - р. Жуковка также протекают в древней ложбине. Условия
формирования ее стока аналогичны р. Черной, но площадь водосбора значительно больше, что и объясняет
снижение значений модуля стока.
Река Порос большей своей частью протекает в
пределах водораздельной равнины, сложенной преимущественно суглинисто-глинистыми породами четвертичного и неогенового возраста мощностью до
50 м (федосовская и кочковская свиты). Река имеет
глубокий врез (до 50 м), но, несмотря на это, на всем
своем протяжении в пределах водораздела не вскрывает водоносный горизонт отложений кочковской свиты. Кровля горизонта залегает на 20-30 м ниже дна
долины, а напорный характер обеспечивает самоизлив вод при их вскрытии скважинами. Среди суглинТаблица 1
!рной и Кисловки
м'/с
м,
л/с
с
1 км2
Расхождение М с
первым методом,
%
Q.
!
м 3 /с
м,
л/с
с
1 км3
р. Кисловка
Расхождение
М с первым
методом, %
Q,
%
Метод
определения
Расхождение Q с
первым методом,
№
Кол-во наблюдешн
р. Чёрная
Расхождение Q с
первым методом,
%
Норма стока рек
102
1
Осреднение по
наблюденным
данным
6
0,88
2
Метод
гидрологической
аналогии
(1974-1990 гг.)
17
0,85
2,9
3,39
2,8
0,98
2,4
2,09
2,1
3
Метод
гидрологической
аналогии
(1974-1997 гг.)
25
0,80
8,7
3,19
8,5
0,94
6,9
1,99
6,6
3,49
1,01
2,14
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2001
сентябрь
Том № 274
8
800
600
S3
S
400
3о
О
200
0
1974
1982
1978
1986
•р. Кисловка
•р. Черная
•осадки
1990
1994
р. Порос
Линейный тренд для р. ГЬрос
Линейный (осадки)
Рис. 1. Многолетние изменения стока и осадков
ков четвертичного возраста довольно часто встречаются обводненные прослои и линзы супесей и песков, представляющих собой верховодку (воды зоны
аэрации). Питаясь атмосферными осадками, главным
образом снеготалыми водами, они зачастую разгружаются по бортам долины р. Порос в виде родников и
тем самым участвуют в формировании руслового стока. Однако незначительные ресурсы верховодки и неравномерность ее пространственно-временного распределения являются причиной того, что доля этих вод
в общем речном стоке в целом невелика.
Наметившаяся после 1990 г. тенденция снижения
стока р. Порос, возможно, связана с увеличением расходования верховодки на питание водоносного горизонта кочковской свиты, уровень которого вблизи долины р. Томи существенно снизился за счет работы
Томского водозабора. Подтверждением этому может
служить исчезновение родников по бортам долины
р. Порос в районе с. Зоркальцево.
Изложенные соображения по условиям формирования стока малых рек Обь-Томского междуречья проверены с помощью компьютерной программы для
расчленения гидрографа. Подземная составляющая
стока выделялась по минимумам предвесеннего рас-
хода и летне-осенней межени. Основную долю в питании рассматриваемых рек составляют поверхностные воды и в меньшей мере подземный сток. Соотношение поверхностной (62%) и подземной (38%) составляющих стока рек Чёрной и Кисловки примерно
одинаковое. У реки Порос доля подземного стока изменяется от 5% в многоводные годы до 52% в маловодные, составляя в среднем 28% от годового за период 1974-1997 гг.
Посколыу все существующие методы определения
грунтового питания, в том числе и метод расчленения
гидрографа, при всей своей относительной сложности
не приводят к достаточно надёжным результатам, в настоящей работе доля: грунтового питания определялась
ещё как отношение наименьшего месячного к годовому расходу. Этот критерий является наиболее простым
и объективным [1]. Расхождение в оценках этими двумя методами в отдельные годы достигало 12%.
Выполненные расчёты показали, что гидрологический режим малых рек Обь-Томского междуречья
весьма близок, но они существенно различаются по
стоковым характеристикам. Последнее объясняется
различием геолого-гидрогеологических условий и глубиной вреза рек.
Литература
1. Норпатов А.М. Минимальный сток малых рек в связи с подземным питанием // Труды ГГИ Л.: Гидрометеоиздат, 1950. Вып. 27 (81),
С. 58-76.
2. Чубенко А.Г., Ночевалов Ю.В. Гидрологический режим малой реки Кемеровской области и антропогенное воздействие на него
(на примере р. Искнтамки) // Труды ЗСРНИГМИ. 1992. Вып. 92. С. 36-47.
103
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ
ЗАЛЕГАНИЯ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
В ЛАНДШАФТАХ ЮЖНОЙ ТАЙГИ (ТОМСКАЯ ОБЛАСТЬ)
Н.С. Евсеева, А.И. Петров
Работа посвящена сравнительной оценке формирования снежного покрова (СП) в различных ландшафтах, дан анализ распределения СП в разные по снеясности годы.
Актуальность темы обусловлена рядом практических и научных задач: составление прогнозов объема
весеннего половодья, определение запасов весенней
влаги в почвах пашни, развитие водной эрозиии почв,
устойчивости и изменчивости функционирования ландшафтов, поскольку СП играет важную роль в механизме их развития. В последние годы Институт географии РАН возобновил исследования планетарных
и региональных особенностей СП. Главное внимание
уделяется межгодовым и многолетним вариациям площади и водозапаса СП в зависимости от изменения
окружающей среды. Работы А.Н. Кренке, Д.М. Китаева и др. (1997) показали, что применение дистанционных методов изучения СП высветило проблему занижения толщины СП и его водного эквивалента (в.э.).
Расхождение в толщине снега возрастает от 20-25 см
(около 50 мм в.э.) в редкой западно-сибирской тайге с
болотами и до 50-60 см (100-150 мм в.э.) в плотной
европейской тайге. Сравнение дистанционных и наземных данных может быть использовано для разработки методов внесения поправок в дистанционные
данные для учета микроволновых излучений снеговой воды и выступающих над снегом деревьев.
Успешная реализация поставленных задач возможна при условии проведения многолетних стационарных наблюдений за СП, особенно на уровне микромасшгаба.
Нами с 1989 г. проводится регулярное изучение СП
на Лучановском стационаре (20 км к юго-востоку от
г. Томска, бассейн р. Басандайки). Площадь стационара - 50 га. Снегомерные съёмки проводятся в микромасштабе (расстояние между точками 2,5-20 м) по
профилям, начиная с I декады марта и до схода СП.
Плотность снега определяется по профилям в 2 3-кратной повторности через 50-200 м.
Изучение СП проводится в разных урочищах кедровом лесу, поляне в лесу, на пашне у лесополос,
на пашне распахиваемой ложбины глубиной до 23 метров в устье (полевой водосбор), суффозионной
депрессии на пашне, поросшей осиной и берёзой.
Характеристика территории, промежуточные результаты опубликованы в ряде работ (Петров, Евсеева, 1995; Евсеева, Петров, 1996,1996а).
В данной статье более подробно рассматриваются
характеристики СП за 1990-1999 г. Наблюдения показывают, что за последние 10 лет большинство зим
104
Т а 6лиц а1
Характеристики снежного покрова за 1990-1999 гг
в разных экосистемах Лучановского стационара
Год
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
Среднее
многолетнее
Средняя высота снежного покрова Н, см
Северный
Полевой
Южный
Кедровый
склон
водосбор
склон
лес
(пашня)
(на пашне)
(пашня)
21
19
64
42
24
57
70
40
53
35
58
42
55
54
32
63
55
62
39
64
46
68
61
60
18
46
26
30
78
62
72
74
68
59
47
37
24
56
54
62
61
50
54
34
были среднеснежными (40%), малоснежной была зима
1996 г., многоснежными- зимы 1991,1997 гг. (рис. 1).
Наибольшие вариации высоты СП за период наблюдений отмечены на пашне: от минимальной высоты 0 см (1990, 1991, 1994-1996, 1998 гт.) до 203 и
211 см (1998 г.) при средней многолетней 52 см.
В кедраче минимальная высота 19 см зафиксирована
в 1996 г., амаксимальная 106 см - в 1990 г., при средней многолетней - 62 см.
При сравнении данных по средним высотам СП
(табл. 1) отмечается значительное изменение коэффициента вариации (Cv) по площади: Cv на пашне в 2,8-5,3 раза выше, чем в кедраче (табл. 2).
Таблица2
Изменчивость высоты снежного покрова за 1990-1999 гг.
в разных экосистемах Лучановского стационара
Год
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
Среднее
многолетнее
Значение коэффициента вариации Cv
Южный
Северны
Полевой
склон
й ислон
водосбор
(пашня)
(пашня)
(на пашне)
0,22
0,81
0,50
1,21
0,17
0,91
0,56
1,33
0,15
0,48
0,72
0,82
0,18
0,51
0,62
0,73
0,13
0,43
0,54
0,83
0,10
0,55
0,54
0,67
0,19
0,91
0,67
0,95
0,15
0,42
0,44
0,57
0,09
0,79
0,42
1,08
0,07
0,70
0,43
0,82
Кедровый лес
0,14
0,69
0,51
0,9
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Кедровый лес
1—-—1
1992
1
1993
1994
1
1995
1
1996
-I-
1997
1
1998
1999
Южный склон (пашня)
PQ
р
20
1990
1991
1
1992
Секепншй
1990
1991
1992
1
]
1993
1993
1994
1
1
1995
19%
склон
(ттяпптя^
1994
1995
1
1997
1996
1997
1
1998
1998
1999
1999
Полевой водосбор на южном склоне (пашня)
2
5Н
I
1990
I
1991
I
1992
I
1993
I
1994
1
—
1995
i
г
1996
1997
1998
1999
Рис. 1. Колебание в ы с о т снежного покрова за 1990-1999 гг. яа Лучановском стационаре
105
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Различия в высоте СП зависят от условий поступления твёрдых осадков, от мезо- и микрорельефа поверхности, наличия леса, колков, лесополос как механических барьеров и экранов, состояния почвы, метелевого переноса снега, большего испарения с открытых участков и со склонов южной экспозиции. Наибольшее количество СП накапливается на пашне в
депрессиях разного генезиса, на границе пашни и леса
и у лесополос (до 211 см), что оказывает большое влияние на среднюю высоту СП на пашне.
Плотность снега на пашне также выше, чем в лесу
(табл. 3) и варьирует от 0,22 до 0,31 г/см3. Наибольшие значения плотности снега характерны для возвышенных участков пашни с минимальной толщиной
СП, где снег в марте часто сильно уплотнен в результате влияния ветра, оттепелей. В разрезе снежной толщи встречается до 2-3 прослоек льда, мощность которых колеблется от 3-5 до 15 мм.
Различия в высоте СП и его плотности сказываются на запасах влаги в снеге (табл. 4).
Анализ таблицы показывет, что наименьшие вариации запаса воды в снеге характерны для кедрового
леса - от 93 мм в малоснежный 1996 г. до 152 мм в
многоснежную зиму 1997 г. при среднем многолетнем
влзгозапасе - 130 мм, значение Cv составляет 0,12
(табл. 5).
На пашне (склон северной и южной экспозиции)
запасы влаги в снеге изменяются от 53 мм (1990 г.) до
203 мм (1997 г.) при среднем многолетнем - 135 мм.
Значения Cv колеблются в пространстве от 0,42 до 0,91
при среднем многолетнем - 0,29.
ТаблицаЗ
Средняя плотность снежного покрова 1990-1999 гг.
в разных экосистемах Лучановского стационара
Средняя плотность спежного покрова, р г/см'
Полевой
Южный Северный
Кедроводосбор
склон
склон
вый
(на пашне)
(пашня)
лес
(пашня)
0,30
0,23
0,25
0,22
0,25
0,25
0,26
0,20
0,27
0,25
0,26
0,22
0,30
0,30
0,30
0,23
0,27
0,27
0,30
0,22
0,23
0,25
0,21
0,19
0,31
0,23
0,20
0,23
0,26
0,26
0,26
0,21
0,23
0,27
0,17
0,26
0,29
0,31
0,29
0,21
Год
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
Среднее
многолетнее
0,21
0,26
0,26
0,27
Таблица4
Влагшанасы снежного покрова за 1990-1999 гг.
в разных экосистемах Лучановского стационара
Год
Влагозапасы в снежной покрове S. мм
Южный Северный
Полевой
склон
склон
водосбор
(пашня)
(пашня)
(на пашне)
53
58
140
97
140
100
149
60
127
110
142
87
146
164
162
97
141
148
185
106
129
154
127
106
93
61
68
54
203
152
194
160
101
157
123
99
129
180
167
70
Кедровый
лес
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
Среднее
многолетнее
130
130
140
92
Таблица5
Основные характеристики снежного покрова за характерные по смежности годы в разных экосистемах
Лучановского стационара
Краткое описание
ПТК - урочища
Кедровый лес
Пологий склон южной
экспозиции (пашня)
Пологий склон северной
экспозиции (пашня)
Распахиваемая ложбина на
склоне южной экспозиции
Кедровый лес
Пологий склон южной
экспозиции (пашня)
Пологий склон северной
экспозиции (пашня)
Распахиваемая ложбина на
склоне южной экспозиции
Кедровый лес
Пологий склон южной
экспозиции (пашня)
Пологий склон северной
экспозиции (пашня)
Распахиваемая ложбина на
склоне южной экспозиции
106
Hq,, см
72
Cv
Многоснежная зима 1997 год
0,15
р г/см3
S, мм
0,21
152
74
0,42
0,26
192
78
0,44
0,26
203
62
0,57
0,26
161
46
Малоснежная зима 1996 год
0,19
0,20
93
26
0,91
0,23
60
30
0,67
0,23
69
0,95
0,23
39
17
62
Средние значения СП за период наблюдений
0,12
0,21
130
50
0,27
0,26
130
54
0,31
0,26
140
34
0,40
0,27
92
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Таблицаб
Средние многолетние характеристики СП за весь период наблюдений и их изменичивость
Краткое название НТК
Пологий склон, ельнюсчерничник, зеленомошник
(по Дьяконову и др. 1993 )
Вершинная поверхность,
сосняк арляковозелзномошный
(по Дьяконову и др. 1993 )
Томская область
кедровый лес
Высота снежного
покрова, см
Коэффициент вариации,
Cv
35,8
0,29
0,24
85
43,4
0,27
0,24
79
62
0,15
0,20
124
Плотность, г/см3
Запасы воды
в снежном покрове, мм
Накопление и сход СП в разных урочшцах весной сят от подстилающей поверхности, метелевого перепроисходит разновременно: вначале СП сходит на носа и других факторов.
склонах пашни южной экспозиции, затем на северных
Сравнение наших наблюдений с результатами иссклонах, позднее — в депрессиях и у лесополос и, на- следований К Н. Дьяконова и А.Н. Иванова (1993) в
конец, в лесу.
ландшафтах Центральной Мещеры (табл. 6) показаОшибка расчетов коэффициента вариации по раз- ли, что средняя высота СП в хвойном лесу южной тайличным экосистемам - в пределах нормы, она колеб- ги Западно-Сибирской равнины в пределах Томской
лется ог 2 до 10%. Среднеквадратическая ошибка рас- области выше, средняя: плотность - ниже, а запасы
чета среднего изменяется от 4 до 13%. При этом для влаги - также выше.
кедрача, северного и южного склонов она не превыПолученные результаты имеют важное научное и
шает допустимого значения (до 10%), а для полевого практическое значение, в частности, для оценки проводосбора составляет 12-13%. Это связано с коэффи- гноза весеннего половодья на средних и малых реках,
циентом изменчивости, длиной ряда наблюдений, ко- анализа развития водной эрозии почв, расчета стока
торые, в свою очередь, в значительной степени зави- твёрдых наносов и др.
Литература
1. Дьяконов К.Н., Иванов А.Н. Пространственно-временная изменчивость характеристик снежного покрова в ландшафтах Центральной
Мещеры // Вестник Моск. ун-та. Сер. 5. География, 1993. № 6. С. 43-51.
2. Евсеева Н.С., Петров А-И. Роль снега в развитии водной эрозии почв на Томь-Яйском междуречье И Проблемы геологии Сибири. Т. 2.
Томск, 1996. С. 299.
3. Евсеева Н.С., Петров А.И., Пашнева ГЕ. Изучение залегания снежного покрова в подтайте Западно-Сибирской равнины на уровне
микромасштаба // География и природные ресурсы. 1996. № 3. С. 70-73.
4. Кренке А.Н., Китаев Д.М., Турков Д.В. Изменения снежного покрова и их климатическая роль // Криосфера Земли. 1997. Том. 1.
С. 39-46.
5. Петров А.И., Евсеева Н.С. Проблемы и некоторые итоги изучения эрозионных процессов в бассейнах малых и средних рек при их
агропромышленном освоении // Десятое межвузовское кординац. совещание по проблемам эрозионных, русловых и устьевых процессов. Вологда, 1995. С. 94-95.
107
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ РАЗВИТИЯ БЕРЕГОВОЙ ЭРОЗИИ
НА РЕКАХ ТОМСКОЙ ОБЛАСТИ
Крутовский А.О., Льгогин В.А.
Территориальный Центр Томскгеомониторинг
Боковая речная эрозия относится к числу наиболее интенсивных процессов рельефообразовання. На территории Томской
области более 80 % случаев подверженности населенных пунктов негативным геологическим процессам вызваны горизонтальными деформациями рек. Используя результаты предшествующих исследователей, а также материалы собственных изысканий,
авторы приводят описание природных факторов, обуславливающие широкое распространение и интенсивность берегопереработаи на рассматриваемой территории.
Физико-географические условия Томской области
обусловили широкое распространение здесь таких
экзогенных процессов (ЭГП) как оврагообразование,
заболачивание, плоскостной смыв, оползни, а также
речная боковая эрозия. В общем комплексе экзогенных геологических процессов доля речной боковой
эрозии на рассматриваемой территории занимает второе место после болотообразования. Горизонтальные
деформации речных русел сопровождаются размывом
значительных площадей, а также разрушением населённых пунктов, стоящих на берегах, что говорит о
важности их практического изучения.
Факторы развития ЭГП Среднего Приобья иследовались многими исследователями. Наибольший вклад
в их изучение сделан сотрудниками кафедр географии
и пирологии ТГУ Значительная исследовательская работа проделана также работниками Томской геологоразведочной экспедиции. В данной статье, опираясь на накопленные знания, а также используя иллюстративные
материалы из фондов Территориального Центра Томскгеомониторинг и материалы собственных исследований, авторами сделана попытка выделить подмножество
природных факторов, вносящих наиболее весомый
вклад в столь широкое распространение береговой эрозии в рассматриваемом регионе.
Территория Томской области дренируется Обью и
её многочисленными притоками. Наиболее крупными притоками Оби в административных границах Томской области являются реки Томь, Чулым, Кеть, Чая,
Парабель, Васюган, Тым.
Интенсивным проявлениям речной эрозии на реках региона способствуют постояннодействующие,
медленноизменяющиеся и быстродействующие природные факторы: геолого-морфологические особенности территории, гидрометеорологические условия,
а также растительность.
Основными показателями гидрологического режима, влияющие на переформирования русла, являются
объём и неравномерность стока, интенсивность и амплшуда изменений уровней воды, характер ледового
режима и насыщенность потока наносами.
Модули стока рек области имеют достаточно высокие значения - от 1,5-2,0 л/с-км2 на юге и юго-западе региона до 6,5-8,0 л/с км 2 на северо-востоке [1].
Речной сток по территории распределяется неравномерно, что связано с изменчивостью ландшафтных
108
условий. Кроме того, благодаря климатическим условиям, речной сток здесь неравномерен как по сезонам
года, так и в многолетнем режиме.
Для водного режима рек Томской области характерны весенне-летнее половодье, сменяющееся летне-осенней меженью (нарушаемой дождями) и продолжительная зимняя межень. Несмотря на различия
условий питания и формирования стока основной
фазой всех рек бассейна Средней Оби является половодье, в период которого проходит до 90% годового
стока, а также наблюдаются максимальные расходы и
наибольшие уровни воды.
Значительные разрушения берегов происходят в
период вскрытия рек и ледохода (особенно в первые
дни). Берега разрушаются как в результате динамического воздействия льдин, так и под воздействием
заторов льда, характерных для рек области [2]. Заторы, образующиеся на реках, текущих с юга на север
(Обь, Томь, Яя и др.) часто вызывают катастрофические подъёмы уровня. Мощный затор (продолжительностью 11 сут.) наблюдался у Томска весной 1947 г.,
поднявшийся над меженным уровнем почти на 1011 м [3]. На Оби у сс. Молчаново, Могочин и г. Колпашево повторяемость заторов достигает 34%, а у
с. Кожевниково она превышает 40% [4].
Продолжительность весеннего ледохода достигает 15 сут. Половодья характеризуются довольно интенсивным повышением уровней. Наибольшая интенсивность подъёма уровней при высоком половодье
может достигать 80 см/сут.
Многолетняя амплитуда колебаний уровня воды на
большинстве рек области равна в среднем 4-6 м. Высота подъёма уровня воды на р. Тым в районе Ванжилькынака достигает 7,2 м, на Кети - 4-7,5 м в верховьях и 3-5 м - в низовьях, а на р. Чулым - до 8 м.
В многоводные годы на pp. Чае, Парбиге и Парабели
она достигает соответственно 12,2; 11,5; 10,0 м. Максимальный подъем уровня воды на Оби у с. Александровского наблюдался в многоводном 1941 г. и достигал 11-12,5 м, на Томиу Томска 9-9,5 м (рис. 1) [2].
Медленное таяние снега в лесах, обилие болот,
задержание поймами рек до половины весеннего стока и последующая его отдача на спаде половодья и
подпорные явления приводят к значительному увеличению общей продолжительности половодья на реках
области. Высокий уровень рек поддерживается также
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Рис. 1. Весеннее половодье на р. Томь у г. Томска
обильными дождями. Все это приводит к тому, что
продолжительность стояния высоких уровней на главной реке области - Оби, является уникальной среди
крупных рек России [5]. На крупных реках региона Оби, Чулыме, Васюгане, Кети и Тыме, продолжительность половодья достигает 140 дней.
Для рек области характерны невысокие удельные
расходы наносов - поэтому наиболее распространено свободное меандрирование (при этом типе руслового процесса транспорт наносов один из наименьших) (рис. 2) [6].
Таким образом, неравномерность стока и его многолетние колебания, высокая интенсивность подъёма
весеннего уровня, заторный характер прохождения ледохода, исключительная длительность половодья, значительные амплитуды колебаний уровней, а также большая водность рек в значительной степени обусловливают интенсивные переформирования русел рек региона.
Метеорологические условия - независимые быстроизменяющиеся факторы, влияющие на режим русловых переформирований. Важнейшими элементами
климата, определяющими характер того или иного
Рис. 2. Участок русла р. Чулым, развивающийся по типу свободного меандрирования
109
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
периода года и ответственными за развитие различных видов ЭГП, являются температура и атмосферные осадки.
Благодаря положению внутри континента, особенностям циркуляции и характеру рельефа рассматриваемая территория отличается суровой продолжительной зимой с сильными ветрами, метелями, устойчивым снежным покровом и довольно жарким летом.
Переходные периоды короткие, с резкими колебаниями температуры. Контрасты между зимними и летними температурами всюду велики. Они несколько нарастают к востоку-юго-востоку в связи с усилением
континентальности климата [2].
Для оценки влияния метеорологических факторов
на развитие русловых процессов удобно рассматривать только два крупных периода года - холодно-снежный и вегетационный. Для первого характерны отрицательные температуры, снежный покров и, как следствие, «затухание» всехрельефообразующих процессов. Однако в холодно-снежный период выпадают
твердые осадки, которые при таянии оказывают большое влияние на режим эрозионных процессов. Все
основные рельефообразующие процессы Среднего
Приобья проявляются в вегетационный период в условиях положительных температур воздуха и почвы,
а также выпадения жидких атмосферных осадков.
Вегетационный период начинается во второй половине апреля, холодно-снежный - в середине октября.
Продолжительность первого достигает в некоторых
районах 178 дней, второго - 199 дней [7].
Территория Томской области характеризуется избыточным увлажнением. Это самая переувлажненная зона
в России. Осадки здесь на 100-200 мм превышают испарение [8]. Изменчивость месячных сумм осадков из
года в год на рассматриваемой территории довольно
велика, особенно в тёплый период. Так, например, в
г Томске в августе 1963 г. выпало 206% месячной нормы осадков, а в августе 1964 г. - только 21% [2].
Рассматриваемой территории в течение всего года
наиболее свойственны ветры западных, юго-западных,
а также южных румбов [2]. Скорость ветра по сезонам
года различна. Летом она наименьшая и изменяется от
2,3 до 3,5 м/с, хотя возможно усиление до 15-20 м/с.
Зимой скорости ветра колеблются от 2,0 до 4,5 м/с. Весной они варьируют от 4,4 до 4,7 м/с (в марте 5-6 м/с), а
осенью - от 2,4 до 6,6 м/с, но бывают дни, когда скорость ветра увеличивается до 15-16 м/с fl]. Наибольшие скорости ветра наблюдаются в Колпашево (в среднем за год 4,9 м/с) и в Томске (4,4 м/с) [2]. В долинах
крупных pp. Оби, Кети, Чулыма среднегодовые скорости ветра изменяются от 1,8 до 3,9 м/с. Весной и осенью
наблюдаются штормовые ветры со скоростью более
15 м/с [6]. Создаваемые ветрами волны обладают значительной эрозионной силой и существенно увеличивают величину берегопереработки.
Таким образом, избыточное увлажнение (сказывающееся на переувлажнении горных пород), значительные скорости ветра в вегетационный период, резкие
110
колебания температур в переходные сезоны года и т.п.,
благоприятствуют развитию боковой эрозии.
Одним из важнейших постояннодействующих факторов, определяющих интенсивность проявления речной эрозии, является рельеф. Влияние последнего
может быть прямым и косвенным. Прямое влияние
оказывают морфология долин, уклоны тальвегов; косвенное - распределение атмосферных осадков, температура, глубина залегания грунтовых вод и т.д.
Рельеф Томской области отличается исключительной равнинностью и сравнительно слабой расчлененностью. Характерно преобладание слабодренированных
плоских равнин, занятых обширными труднопроходимыми болотами и бесчисленным множеством озер.
Важными показателями, влияющими на сток и условия протекания водных масс в речной сети, являются уклоны рек. На большей части своего течения
реки Томской области имеют незначительные уклоны (5-10 см на км). Главная река области - Обь имеет самые низкие уклоны из всех крупных рек, впадающих в Северный Ледовитый океан. Её средний уклон по территории Томской области как правило лежит в пределах 3-4 см на км (средний уклон Енисея
- 21 см/км, Лены - 28 см/км). Наибольшие в пределах
Западно-Сибирской равнины уклоны Оби (от 295 до
77 см/км) отмечены в верхнем участке течения (до устья Томи). От створа Новосибирской ГЭС до устья Томи
среднее падение Оби 7-8 см на км [9]. Малые уклоны
способствуют интенсивному меандрированию русел
рек, которое сопровождается размывом пойменных берегов, надпойменных террас и склонов долин.
Связь руслового процесса с тектоническими движениями (медленноизменяющимися факторами) можно обнаружить только в масштабах геологических
эпох, и в этом случае все сводится к обнаружению зависимостей между типами речных русел и характером рельефа [3]. При пересечении рекой активно воздымающихся локальных структур русло меньше меандрирует и наблюдаются спрямлённые участки. Перед поднятиями, благодаря создаваемому структурами подпору, характерно усиленное меандрирование и
аккумуляция наносов. Они же возникают и ниже по
течению от структуры из-за обилия наносов, поступающих с участка врезания. Усиленное меандрирование
и фуркация русла наблюдаются также ниже линии
сброса [11]. На участках активных поднятий обычно
свободно меандрирующие таёжные реки в рыхлых
легкоразмываемых породах могут развиваться по схеме ограниченного меандрирования. Долины в таких
местах сужены, величины среднегодовых деформаций
вершин излучин невелики не только на Тыме, но и на
Чулыме и Кети (0,5-1,0 м/год, реже более).
Для опускающихся и стабильных участков области характерны свободное меандрирование и значительные величины горизонтальных деформаций - до
20 м/год и более. Например, в зоне прогибов (Колтогорский прогиб и Тымская впадина) Обь сильно меандрирует, размывая берега на некоторых участках от
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Рис. 3. Более века продолжается интенсивный размыв берега у г. Колпашево
8 до 10 м в год (г. Колпашево, с. Александровское)
(рис. 3) [11].
Цитологический состав пород, развитых на территории Томской области, как правило, благоприятен для
развития эрозионных процессов. Современные долины крупных рек региона в большинстве случаев наследуют гигантские долины прарек. Реки региона меандрируют в рыхлых легкоразмываемых аллювиальных отложениях, многократно переотлагая их. Пески,
супеси и су глинки, слагающие долины, практически
не препятствуют ни боковой, ни глубинной эрозии в
реках, так как скорости потока даже в межень значительно выше, чем допустимые неразмывающие скорости отложений (рис. 4).
Так, ДНС песков и супесей равны 0,30-0,55 м/с,
лессовидных суглинков, супесей - 0,65-0,75 м/с, и у
суглинков безвалунных, глин и плотных глин колеблются от 0,55 до 1,5 м/с [8]. Скорость же течения, например, Оби, изменяется от 1,17 до 1,6 м/с в половодье и от 0,45 до 0,56 м/с в межень [10].
Рис. 4. Берега Оби сложены легкоразмываемыми грунтами
111
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Как было показано выше, рельеф Томской области отличается исключительной равнинностью, обусловливая то, что на большей части своего течения реки
региона имеют незначительные уклоны. Реки региона в большинстве своём прокладывают русло в рыхлых, сравнительно однородных легкоразмываемых
аллювиальных и аллювиально-озёрных отложениях,
слагающих все геоморфологические элементы плато
и террас. Развитие базального горизонта в долине Оби
замедляет врезание её русла и способствует его блужданию по дну долины. Наблюдается достаточно тесная связь типов руслового процесса рек с тектоническими структурами. Новейшие тектонические движения существенно не влияют на процессы руслоформирования и позволяют пренебрегать ими при локальном изучении конкретных макроформ русла во временных рамках нескольких десятилетий.
Существенную роль на ход русловых и пойменных
процессов рек Среднего Приобья играет растительность. На ряде участков рек образование излучин
сложной формы объясняется формированием заломов.
Заломы сказываются не только на перестройке гидросети, расширении долин и переформировании берегов русел, но и существенно изменяют гидрологический режим рек: колебание уровней, структуру потока,
направление и величину скоростей в поперечном сечении и т.д. Заломы огибаются рекой, которая сужает
сечение, повышает скорость, интенсивно подмывая
берег и углубляя русло [8].
Наблюдения А.А. Земцова показали, что залесённые берега высотой более 1-2 м не препятствуют боковой эрозии рек. Деревья в таких местах падают вниз
по склону вместе с корневой системой и дерниной к
урезу воды (рис. 5) [11].
Наблюдения Н.М. Карасеваи А.О. Крутовского на
р. Чулым летом 2000 г. позволили сделать следующие
предварительные выводы о влиянии растительности
на интенсивность берегопереработки. При залесённых
берегах с обрывистой частью склона высотой 1,5-2 м
над уровнем воды соответствующему руслоформирующему расходу, лес действительно не препятствует
боковой эрозии, а при определенных условиях может
даже интенсифицировать процесс.
При высоте подмываемых берегов более 2 м, лес
также практически не оказывает влияния на общий
процесс продвижения кромки берега, но в местах, где
с деревьями выворотились комли земли, могут начать
развиваться промоины и овраги (рис. 6).
При высоте обрывистой части берега, сравнимой
с мощностью корневой системы растений, размыв,
как правило, незначительный.
Например, при исследованиях в районе с. Зырянское, было обращено внимание на состояние протоки
Старый Чулым. Эта протока спрямляет каскад излучин Чулыма. На её длину около 1,5 км перепад уровней составляет 2 м. Это огромный уклон для такой
равнинной реки, как Чулым (в нижнем течении), средний уклон которой составляет первые сантиметры на
километр. Тем не менее протока не разрабатывается.
Причина этого в высокой степени зарастания берегов
протоки тальником вровень с уровнем воды.
Как было показано выше, на территории Томской
области природными условиями созданы предпосылки для повсеместного распространения речной эрозии. Динамика, масштабы и условия проявления этого вида рельефообразущих процессов имеют важное
научное и практическое значение и нуждаются в дальнейшем изучении.
Рис. 5. Невысокие заросшие берега не препятствуют боковому размыву
112
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
Рис. 6. Вывороченные комли становятся причиной образования оврагои
Литература
1. Ресурсы поверхностных вод СССР. (Средняя Обь). Л.: Гидрометеоиздат, 1972. Т. 15, Вып. 2. 240 с,
I. Иоганзен Б.Г. Природа Томской области. Томск.: Томское книжное изд-во, 1963. 175 с.
3. Земцов А.А., Бураков Д.А. Перемещения русла р. Оби и их прогноз // Природа и экономика севера Томской области. 1977. С. 8-25
4 Бураков Д А., Земцов Л.А. Коварная красавица Обь // Обл. газета Красное Знамя, 1968. 12 июня.
5. Малик JI.K. Гидрологические проблемы преобразования природы Западной Сибири. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 180 с.
6. Природа и экономика Александровскэго нефтеносного района (Томская область) / Отв. ред. А.А. Земцов. Томск.: Изд-во ТГХ 1968. 476 с.
7. Ястремская З.И. Особенности развития эрозионных процессов в Томской области // Вопросы географии Сибири. 1980. Вып. 13. С. 50-53.
8. Евсеева Н.С., Земцов А.А. Рельефообразование в лесоболопюй зоне Западно-Сибирской равнины. Томск.: Изд-во ТГУ 1990. 240 с.
9. Эрозия почв и русловые процессы / Отв. ред. Н.И. Маккавеев. М.: Изд-во МП', 1972. Вып. 2. 210 с.
10. Земцов А. А Деформации берегов в среднем течении Оби за 20 лет (1965-1985 гг.) // География и природные ресурсы. 1990. № 4.
С. 46-49.
II. Земцов А.А. Геоморфология Западно-Сибирской равнины (северная и центральная части). Томск.: Изд-во ТГУ, 1976. 344 с.
113
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ РАСХОДОВ ВЛЕКОМЫХ НАНОСОВ
ДЛЯ РЕК С ГРАВИЙНЫМ РУСЛОМ (НА ПРИМЕРЕ р. ТОМИ)
Д.А. Вершинин, С.Г. Копысов, П.Н. Лещенко
Томский государственный университет
В статье рассматриваются натурные методы наблюдений за стоком влекомых наносов и гранулометрическим составом донных отложений с применением экспериментальных приборов на реках с гравийным руслом
Известно, что расходы донных наносов - важный
параметр при исследовании русловых деформаций. На
современном этапе их определяют либо по эмпирическим формулам, либо косвенными методами (планы деформаций и т.п.) В своих исследованиях 2000 г.
мы впервые попытались их измерить с помощью батометра - сетки новой конструкции. Исследования эти
только еще начались, до осмысления их - далеко. Здесь
мы хотели показать лишь первые их результаты, поставить вопросы и наметить пути их решения.
1. ОПИСАНИЕ УЧАСТКА ИССЛЕДОВАНИЯ
Река Томь берет начало на западных склонах Абаканского хребта.
Равнинная часть бассейна отличается хорошо выраженными надпойменными террасами и поймой.
Русло галечное, слабо деформирующееся. Участки однорукавного русла сменяются участками с хорошо развитой сетью русловых и пойменных проток.
Протока Светлая отделяется от основного русла на
105 км от устья, а на 94 км они сходятся. В протоке
можно выделить две слаборазвитые излучины: первую в верхней части, в районе подмываемого берега и
вторую выше старых карьеров, на 5-6 км от устья
протоки, называемом в дальнейшем быстротоком.
Остальные участки: верхняя часть протоки и разработанные карьеры являются относительно прямолинейными.
Рассматриваемый участок представляет собой типичную пойму, сложенную аллювиальными отложениями, частично нарушенную добычей гравия. Лишь
на одном участке, между 6 и 8 км от устья протоки,
вода подмывает берег, сложенный суглинистыми породами.
Добыча гравия началась с 1983 г. Первоначально
была раскопана устьевая часть протоки, а затем выше
до протоки Крутовиха, которая впадает на 3 км от устья, и выше. В этом году добыча гравия из русла протоки велась на двух участках: между 4 и 5 км, ниже
второй излучины и в верхней части на 7-8 км, выше
первой излучины. Протока Крутовиха очень сильно
нарушена и полностью потеряла естественный вид.
Это привело к увеличению ее пропускной способности. В меженный период связь с Калтайской протокой,
на участке между излучинами отсутствует.
114
Гидравлический режим протоки не однороден.
Отработанные карьеры представляют собой в межень
наиболее широкие (около 300 м) и глубокие (от 2 до3,5 м) участки с низкими скоростями течения (0,20,25 м/с), мало изменяющимися по ширине и глубине
(рис. 1).
В верхней части протоки, где добыча гравия не
производилась, в этот же период глубины не превышают 1-1,5 м, наблюдаются большие уклоны водной
поверхности, и ширина обычно не превышает 150 м.
При этом максимальные скорости на стрежне достигают 1,5 м/с и значительно изменяются по ширине и
глубине потока. Распределение скоростей приведено
на рис. 2.
Из-за русловой добычи гравия также утеряла естественный вид береговая линия, став более изрезанной. Берега лишились естественной растительности
и приобрели большую крутизну. В нижней части протоки сильно изменилась конфигурация русла.
0.30
VM/C
0.20
0.10
0.00
0
100
200
В м 300
Рис. 1. Распределение средних скоростей течения в отработанных карьерах
1.50VM/C
1.00-
0.500.00-
0
50
100
Вм
150
Рис. 2. Распределение средних скоростей течения в верхней части
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Такое различие скоростей течения потока, и, как
будет отмечено в дальнейшем, и гранулометрического состава аллювия на таком коротком участке позволяет исследовать достаточно широкий диапазон факторов, влияющих на сток влекомых наносов
2. ИССЛЕДОВАНИЕ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Отбор проб донных отложений для последующего их анализа обычно производится с помощью дночерпателя ДЧ-0,025 или грунтоотборника ГР-91. Эти
приборы широко применяются изыскательскими организациями, но, по нашему мнению, искажают результаты гранулометрического состава донных отложений
на реках с гравелистыми и галечными отложениями.
Например, размеры ковша прибора ГР-91 составляют 70x55 мм, тогда как размеры частиц, наблюд аемых
в р. Томь, часто превышают эти значения. Что касается дночерпателя, то его конструкционные особенности порой не позволяют захватить достаточного количества донного материала для получения достоверных
сведений о крупности отложений - кромки ковшей
скользят по крупной гальке, не захватывая более мелкие частицы, часто происходит зажим частиц между
ковшами, при этом дночерпатель не закрывается полностью и в процессе подъема на поверхность часть
пробы вымывается, особенно мелкие фракции. Ошибка определения как среднего, так и действующего диаметра донных отложений в 1 мм при максимальной
крупности в 70-80 мм дает погрешность определения
расхода донных наносов на вертикали по формуле
Гончарова [1] до 10%.
Для отбора проб донных отложений нами применялось достаточно простое устройство в виде ковша
шириной 15 см с сетчатым мешком вместо задней
стенки. Ячея такой сетки не превышает 0,25 мм, поэтому минимизируются потери при извлечении пробы со дна. Несколько измененным был и механизм
забора пробы - ковшом снимался слой аллювия площадью около 300 см2 (15x20 см) и толщиной 2-4 см
в зависимости от гранулометрического состава определенного визуальным способом. При больших глубинах приходилось прибегать к помощи водолазов.
Крупность отложений определялась ситовым методом. Здесь также возникают трудности с определением диаметров частиц крупнее 10 мм, а в донных
отложениях Томи они имеют преимущество. Дело в
том, что стандартный набор сит имеет наибольший
диаметр в 10 мм. При расчетах наиболее важны средний (50% обеспеченности) и действующий (5% обеспеченности) диаметры, которые являются основными характеристиками крупности и определяются по
кривым непревышения, причем последний из них - в
правой части кривой, которая оказывается наименее
освещенной данными ввиду крупности донных отложений. Авторам пришлось использовать подручные
средства для более точного обоснования кривых гранулометрического состава отобранных проб.
2001
Анализ распределения крупности донных отложений по протоке Светлой подтверждает, что наибольший средний диаметр наносов соответствует вертикалям с наибольшими средними скоростями течения
воды. Значит, от берегов к стрежню происходит закономерное увеличение средней крупности. В бывших
карьерах средний диаметр мало меняется по ширине
и не превышает 10-20 мм. В местах, пока не подверженных разработке, он не менее 15 мм, а на стрежне
достигает 35 мм (рис. 3.).
Зависимость действующего диаметра от скоростей
течения воды менее однозначна, но в целом подтверждает зависимость. В карьерах он в среднем 20-40 мм,
а на нетронутых участках 35-60 мм.
Распределение среднего диаметра по длине протоки показывает уменьшение его вниз по течению от
25 до 7 мм, аналогично ведет себя действующий диаметр от 45 до 25 мм (рис. 4.).
Это объясняется вымыванием наиболее мелких
фракций в верхней части протоки, где наблюдаются
высокие скорости течения около 1 м/с в межень, и их
отложением в карьерах, ще в этот же период наблю40
d мм
30
\НИ> с н я я ч а с т ь
\
»
20
10
•4—-
0
50
80
150
100
200
В
м
250
в ;рхняя ч а с т ь
d мм
60
%
40
20
0
0
10
- средний диаметр
20
Вм
зо
-действуюи|1й диаметр
Рис 3. Распределение гранулометрического состава донных
отложений по ширине
50
d мм
40
30
20
10
0
3
4
5
6
7 L.KM 8
-средним диаметр н -действующий диаметр
Рис. 4. Распределение крупности донных отложений по длине
протоки
115
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
скорости более 1 м/с, необходимо использовать два тяжелых якоря или более крупное судно, чем моторная
лодка. В перспективе, необходимо создать систему установки ловушки при больших глубинах, позволяющую
обходится без помощи водолазов.
Пойманные наносы взвешиваются и подвергают3. ИССЛЕДОВАНИЯ СТОКА ВЛЕКОМЫХ
ся гранулометрической обработке. Определяется
НАНОСОВ
удельный расход наносов на единицу ширины, измеОпределение стока влекомых наносов задача очень ряемый в кг/(схм).
По результатам гранулометрической обработки
сложная и до настоящего времени не существует универсальной методики, дающей приемлемые результа- пойманных проб в прямолинейной верхней части протоки определены их средний и действующий диаметты с ошибкой менее 50% [3].
В то же время знание стока влекомых наносов не- ры. Анализ зависимости среднего диаметра влекомых
обходимо, так как определяет максимально допусти- наносов от среднего диаметра донных отложений помый объем выборки песчано-гравийной смеси из русла казывает, что средний диаметр донных отложений
за один год при заданном условии ее минимально несколько больше, чем у пойманных. Причем наибольущербной добычи. Также возможность оценки стока шая разнищ наблюдается у наиболее крупных фраквлекомых наносов позволяет прогнозировать занесе- ций. Для действующих диаметров, 5% обеспеченности, эта зависимость выражена еще ярче.
ние судоходных прорезей и русловых карьеров.
У мелких фракции, менее 8 мм, наоборот наблюДля наблюдений за влекомыми наносами, сотрудниками лаборатории гидравлики ТГУ в этом году, была дается большее содержание в пойманных пробах, чем
создана ловушка оригинальной конструкции. Она в донных отложениях. Это говорит о дефиците мелпредставляет собой жестяное корыто, длиной 35 см и ких фракций, вымываемых в первую очередь при большириной 16 см, высотой боковых стенок 8 см. Вмес- ших скоростях течения. Именно это является причито задней стенки натянута сетка, передняя стенка от- ной высокой прозрачности воды на рассматриваемых
сутствует и имеет небольшой наклонный выступ. Для участках, в отличие ог карьерных участков, на котоудобства установки сверху сделана деревянная ручка, рых происходит отложение вымытых частиц.
а для удержания ловушки ог сноса к ней прикреплеНаблюдения за влекомыми наносами проводились
ны четыре груза.
в два этапа при разных расходах, что позволило подоЕще более десяти лет назад на кафедре гидроло- брать две эмпирические формулы, дающие возможгии проходили испытания батометров трех типов: ба- ность рассчитать сток влекомых наносов при различтометр-сетка, вакуумный батометр и ведро-отстойник. ных расходах в верхней части протоки Светлой, пуОднако тогда батометр-сетка занижал расход влеко- тем линейной интерполяции.
мых наносов, из-за уменьшения скоростей течения,
При подборе формулы было сделано допущение,
вызванного сопротивлением сетки, что также вызы- что скорость воды, измеренная в 10 см от дна, близка
вало размыв грунта у входа в батометр и приводило к к сдвигающей скорости наносов (точное определение
прекращению поступления материала. Вакуумный которой пока затруднено) при соответствующих пабатометр также не был доведен до практического ис- раметрах потока и крупности наносов. Это предполопользования, а ведро-отстойник, хорошо показавший жение вызвано необходимостью расчета стока влекосебя и позволяющий работать при глубинах до 3 м, в мых наносов лишь по измерениям скоростей течения
настоящее время требует восстановления.
и гранулометрическому анализу донных отложений,
При создании ловушки были учтены недостатки и основано на взаимодействии между потоком и слабатометра-сетки. Поэтому для устранения сопротив- гающим его руслом. С накоплением материалов и проления на входе в ловушку, создаваемого сеткой и про- ведением лабораторных исследований, возможно, буявляемого на 2-3 ее длины, она имеет длинный ста- дет применяться срывающая скорость.
билизирующий корпус. Ячея сетки также не превыСтруктура формулы подобрана расчетным путем
шает 0,25 мм.
и является теоретически обоснованной К.В. ГришаМетодика применения ловушки проста и сводится к ниным [2], но с указанным выше допущением:
ее правильной установке на дне по оси патока, при этом
определяется время нахождения ловушки на дне в раG= а (4V ср - V дон') V ср3»d
(1)
V/
бочем состоянии. Обычно ловушка стоит 5-10 минут,
при этом ведутся параллельные наблюдения за скорос- где G - удельный расход влекомых наносов (кг/см);
тями воды на различных горизонтах (придонном, сред- d - средний диаметр пойманных наносов в мм, опренем и поверхностном). При незначительных глубинах деляется по зависимости от среднего диаметра донустановка ловушки производится а пешем порядке, в ных отложений; V^ - средняя скорость на вертикали,
противном случае приходится прибегать к помощи во- м/с; У дон - скорость на расстояние 10 см от дна, м/с;
долазов, ныряющих с лодки. При этом с лодки измеря- а - эмпирический коэффициент, отражающий неучются скорости. Для плановой стабилизации лодки при тенные факторы и погрешности.
даются низкие скорости 0,2-0,3 м/с. Это является проявлением формирования профиля динамического равновесия, при резком увеличении площади живого сечения.
116
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
Разница (V - Удок) характеризует скорость движения наносов. Сомножитель V^3 отражает то, что
число движущихся частиц (коэффициент динамической сплошности) пропорционально кубу средней скорости потока.
Подобранные коэффициенты и вид полученных
зависимостей приведен на рис. 5. Здесь X=(V - Удон)
V 3#d, а коэффициенты уравнения регрессии отражают эмпирический коэффициент а.
Наибольшие ошибки формула дает для мелких
проб, у которых велика доля потерь при их сборе и
2001
обработке. В остальных случаях полученные ошибки
являются приемлемыми.
Остается неопределенным вопрос о различии коэффициентов при изменении расхода воды в протоке.
Ответ может быть дан лишь при накоплении большего объема данных и окончательной отработке методики измерения стока влекомых наносов предлагаемым
способом. Пока до конца не уточнено и влияние сетки на изменение скорости - проверить это можно лишь
в лабораторных условиях при наличии соответствующих приборов.
•
•
у = 0.0007Х
у = 0.00004Х
—
•
0
5
• При Q=98
10
м Л 3/с
15
• при Q= 200
х
20
м л 3/с
Рис. 5. Зависимость расхода влекомых наносов от скоростей воды и
средней крупности наносов
Литература
1. Гончаров В Н. Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиздат, 1962. 373 с.
2. Гришанин К.В. Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 428 с.
3. Каменсков Ю.И. Русловые и пойменные процессы. Томск: Изд-во Томского ун-та, 1987. 171 с.
117
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
КОМПЛЕКСНЫЙ ПОКАЗАТЕЛЬ ВОЗДЕЙСТВИЯ ВЕСЕННИХ ПОЛОВОДИЙ
НА БИОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ РЕЧНЫХ ПОЙМ
(НА ПРИМЕРЕ ПОЙМЫ СРЕДНЕЙ ОБИ)
В.П. Болотное
Институт оптического мониторинга СО РАН, Томский государственный педагогический университет
Статья посвящена составлению комплексного показателя воздействия половодий на биологические ресурсы пойменных
экосистем. При его конструировании учитывается адаптация биологических компонентов различных по высоте участков поймы
к воздействию половодий. Выполнены расчеты для поймы Средней Оби.
При анализе водного режима и биологических компонентов природного комплекса речных пойм обычно используется одна, две характеристики весеннего
половодья. Чаще всего это или максимальный уровень
[2,3,5] или общая продолжительность затопления [4,
7] В работе [6] предлагается использовать индекс половодья, учитывающий процент залива емкости дельты реки и длительность заливания, либо объем половодья. Во всех случаях высотная дифференциация
поймы, как правило, не учитывается, кроме того, гидрограф половодья за один и тот же год на разных участках поймы может иметь различный максимальный
уровень, что наблюдается, например, на р. Оби, где
на южном участке гидрограф имеет остропиковую
форму, а на северном - выположенную. При использовании максимального уровня в качестве главной характеристики половодья часто забывается, что максимальный уровень наблюдается 1-2 дня, в то время, как
пойма может затапливаться на более длительные сроки
(нар. Оби до 60 дней). Аналогичное использование одного показателя - продолжительности затопления, также приводит к ошибкам, поэтому, что различные по
форме гидрографы могут приравниваться друг к другу
из-за равной продолжительности затопления.
Значительно меняется на различных участках рек
такая характеристика половодья, как площадь затопления, которая определяется не только формой гидрографа, но и рельефом поймы. Поскольку площадь
низкой поймы на южном участке р. Оби мала, а к северу возрастает, то одинаковые по форме половодья
могут оказывать различное влияние. Колебание другой характеристики гидрографа половодья, - даты
выхода воды на пойму - также велики и могут доходить до 22 дней. Использование показателей стока для
характеристики весеннего половодья затрудняет описание взаимодействия половодья с биологическими
компонентами по поперечному профилю поймы.
В связи с этим при анализе динамики биологических компонентов природного комплекса поймы и весенних половодий остро встает вопрос о комплексном показателе, который характеризовал бы всю совокупность воздействия ежегодных изменений половодья. Ближе всего подошел к формированию такого
показателя А. А. Максимов [4], атакжеБ.Н. Фомин [7],
который в своей работе сформулировал индекс влияния половодья на основе ежегодного анализа продол-
118
жительности затопления поймы. Положительным моментом предложенного индекса влияния половодья
является то, что использована ландшафтная дифференциация, учитывающая продолжительность затопления низин поймы, низин и сенокосных грив и всей
поймы, исключая, при этом постоянно незаливаемые,
высокие гривы и останцы.
Однако, как следует из указанного выше, он не
лишен недостатков, присущих показателю, базирующемуся на одной характеристике половодья. Поэтому
нами предлагается комплексный показатель - индекс
воздействия половодья (ИБП), который более полно
описывает совокупность влияния весеннего половодья на биологические компоненты природного комплекса поймы с учетом ландшафтной структуры. В показатель предлагается ввести 6 составляющих. Первые 4 параметра: индекс даты начала затопления поймы, индекс продолжительности затопления, индекс
высоты затопления, индекс площади затопления описывают гидрограф половодья, два других - индекс
температуры воды и индекс загрязнения - являются
качественными характеристиками. Для учета высотной структуры поймы принято допущение что, интенсивность воздействия увеличивается пропорционально высоте положения выделенных участков. Это обусловлено более резкими и менее сильными воздействиями на них половодий. Поэтому природные компоненты этих участков обладают меньшими адаптационными возможностями. Таким образом, принято, что на
участке поймы, соответствующем более высокому
уровню затопления, произойдет одинаковое по силе
неблагоприятное или, наоборот, благоприятное изменение в сроки и при характеристиках половодья меньших, чем на участке, соответствующем более низкому уровню затопления, тот же эффект будет реализовываться еще быстрее.
Для выделения на уровни затопления удобно использовать характерные уровни, принятые в проектной практике - 95,75,50, 25 % обеспеченности. Первые уровни 95% обеспеченности соответствуют очень
низким местам поймы - сорам, устьям озер, которые
затапливаются каждый год. Вторые уровни 75% обеспеченности - низким лугам. Уровни 50% обеспеченности соответствуют высоким лугам, а при уровне 25%
можно считать, затапливается вся пойма, за исключением крайне редко, не заливаемых высоких грив. Для
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
определения воздействия разных уровней затопления
можно использовать соотношение весов показателей
на различных уровнях, как это принято в работе [7].
Пусть характеристика половодья (максимальная
высота затопления поймы, продолжительность затопления или любая другая) имеет значения Х95%=30,
Х75%=6, Х50%=3, Х25%=0. Если характеристике половодья на уровне
придать значение, равное 1, то для
этого уровня оно будет равняться 30. Для уровня 75%
обеспеченности, исходя из принципа адаптивности (то
есть чем дольше действует фактор, тем лучше к нему
адаптирован ресурс), одна единица
будет равняться по силе воздействия 30 : 6 = 5 ед. Х95%, а Х50% = 3 0 : 3
= 10 ед. Х95%. Тогда в качестве оценки интенсивности
разлива за каждый год можно взять сумму по трем
уровням:
Y = X95% + 5X 7 5 % +10X 5 0 % ,
или в общем, виде
Y
= X
95S +
а X
75V. + ®Х50% +
С Х
25% '
где а, в, с - весовые коэффициенты каждого уровня
затопления.
Для того, чтобы соотнести индекс характеристик
половодья между собой в относительных единицах,
можно разделить их на среднемноголетние значения
для всего ряда наблюдений. Тогда уравнение отдельной характеристики половодья примет вид:
_— X 95 % + а
х
75 % +—b
X
х
50% +
с х
25% >
а общее уравнение индекса воздействия половодья
будет выглядеть:
I =
(id + I h + I P + I p L + h
+Iz).
Частные уравнения имеют вид:
т _
Id
d
95% + a
Tp == P 95 % +
тl h __
Tl
L =-
pL
h
95%
95%
+ a
+ a
d
a
h
^ 7 5 % + b d d5Q0/o + c d d 25%
p P 75 % + b p p 50% + с p p 25%
p
h
7 _5 % + b_h
h
50% + °h
h
25%
,
p L pL 75% + b p L PL 50% + CpL P L 25%
—
h - j .
h - l
Здесь Jd, Jp, JK, JPL, JT, J z - соответственно индексы
даты начала затопления поймы, продолжительности
затопления, высоты затопления, площади затопления
изучаемого района, температуры и загрязнения воды;
2001
d, Р, h, PL, Т, Z - соответственно ежегодные абсолютные значения даты начала затопления поймы, продолжительности затопления, высоты затопления, площади затопления изучаемого района, температуры и
загрязнения воды;
d, Р, pL, Т: Z - соответственно среднемноголетние значения этих показателей.
Цифры 95,75, 50, 25% характеризуют обеспеченность высотных горизонтов поймы, то есть показывают в процентах число лет, в течение которых заданные горизонты, могут быть превышены половодьем.
Расчет характеристик половодья имеет свои особенности. Для того, чтобы определить действие даты
начала затопления поймы, необходимо сравнить ее с
самой поздней датой начала затопления поймы в многолетнем ряду наблюдений. Это сравнение имеет экологический смысл, потому, что действие половодий
примерно с одинаковыми общими характеристиками,
но с поздними датами выхода воды на пойму более
сглажено, так как оно позволяет провести помет, окрепнуть молоди ондатры, водяной полевки, прогреться участкам пойменных лугов, воздуху, который нагревает воды и мелководья на пойме, что создает условия для благоприятного нереста итак далее. Отклонение от среднемноголетней даты половодья как в
сторону раннего, так и позднего выхода воды в пойму, приводит к перестройке биологических компонентов природного комплекса поймы. Количественно
показатель даты выхода воды на пойму определяется
как разница между ежегодной и самой поздней датой
начала затопления поймы в многолетнем ряду наблюдений, принятой за точку отсчета.
Высоты затопления участков поймы назначенной
обеспеченности рассчитываются как разница между
максимальным уровнем затопления за изучаемый год
и уровнем затопления территории данной обеспеченности.
Продолжительность затопления соответственно
для каждого уровня назначенной обеспеченности рассчитывается как разница между датой начала выхода
воды на данный уровень поймы и датой схода воды с
него. В связи с тем, что показатель даты начала выхода воды на пойму вместе с продолжительностью половодья позволяет определить дату схода воды с поймы, этот показатель для общей характеристики гидрографа половодья не используется.
Учитывая то, что с увеличением высоты затопления поймы увеличивается и площадь затопления, общая площадь затопления назначенного уровня обеспеченности рассчитывается как сумма всех площадей
характерной обеспеченности, расположенных ниже
(с большим процентом обеспеченности, включая и
площадь, соответствующую выходу воды на пойму).
Схема для расчета отдельных характеристик индекса воздействия половодья представлены на рис. 1.
На рис. 1 ,а представлен типовой гидрограф весеннего половодья, на котором показан способ определения характерных высот затопления поймы: высоты
119
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 1. Схема для расчета отдельных характеристик индекса воздействия половодья: а) характерных высот, дат начала затопления
и продолжительности затопления поймы; б) отдельных площадей,
соответствующих уровням характерной обеспеченности; в) общих площадей затопления, соответствующих уровням характерной обеспеченности
выхода воды на пойму (hB), высот затопления поймы
принятой обеспеченности (h9J, h75, h50, h25). С гидрографа половодья кроме того снимаются такие характеристики как дата выхода воды на пойму (dB), даты
начала затопления уровней поймы принятой обеспеченности (d95, d75, d50, d25), а также продолжительности затопления поймы принятой обеспеченности
(Рв, Р95, Р75, Р50, Р25). На рис. 1,6 представлены отдельные площади, соответствующие уровням характерной
обеспеченности (PL B , PL 95 , PL 75 , PL50, PL 25 ).
На рис. l,e представлены общие площади затопления,
соответствующие уровням характерной обеспеченности (SB, Sb95, Sb75, Sb50, Sb25).
Для расчетов индекса температуры воды при выходе на пойму предлагается не проводить дифференциации по различной высотности поймы, так как затопление проходит в 1-3 дня примерно с одной температурой, соответствующей температурой воды в
русле. Прогрев воды идет позже - в момент ее стояния на пойме и определяется в основном температурой воздуха. Для характеристики температуры воды
во время заливания поймы предлагается брать температуру за период первой декады выхода воды на пойму. Именно в эти сроки можно подсечь переход температуры воды через границу начала нереста.
При расчетах качества вод весеннего половодья
можно также не проводить дифференциации воздействия половодья на различные высотные участки поймы, так как качество воды существенно не меняется
120
при их затоплении. Кроме того, использование данных по состоянию вод для одного сезона - весеннего
летнего половодья при многолетнем анализе не всегда оправданно, так как на жизненный цикл, например, рыб, большое внимание оказывает качество вод
в летне-осеннюю, а еще больше в зимнюю межень.
Если во время половодья за счет процессов разбавления, аэрации при выходе воды на пойму и т.д., их состояние значительно улучшается, то именно в эти сезоны ухудшение качества вод может привести к даже
заморным явлениям. Поэтому в случае, когда используются данные годовых уловов и лимитирующим по
качеству вод является не сезон половодья, а другие сезоны внутри года, в расчетах надежнее использовать
среднегодовые концентрации веществ загрязнителей.
Сезонный и многолетний анализ качества вод Средней Оби показал, что основные загрязнители, которые
превышают предельно-допустимые концентрации - это
фенолы и нефтепродукты. Их присутствие обусловлено выбросами промышленных объектов, находящихся
в бассейне р. Оби, и расположенных выше среднего
участка реки - в Кемеровской и Новосибирской областях. Если исходить из того, что промышленность работает как бы в установленном режиме, который нарушаетсятольковводом новых промышленных объектов, или
новых очистных сооружений, то получается, что количество выбросов загрязнений в основном постоянно или
изменяется скачкообразно, а концентрация загрязнения
в воде зависит от водности реки.
Ежегодная динамика показателей загрязнения по
отношению к среднемноголетним значениям меньше,
чем у гидрологических. Поэтому при конструировании индекса воздействия половодья на исследуемых
участках Средней Оби индекс воздействия можно опустить. Это обуславливается, прежде всего, масштабом
проводимого исследования. В случае когда, рассматриваются вопросы изменения природных комплексов
поймы на достаточно высоком уровне - участков поймы в пределах административных районов, а не на
уровне отдельных урочищ или других дробных единиц, на которых под влиянием сельскохозяйственной
деятельности, добычи нефти, залповых выбросов мелких промышленных предприятий могут возникать
локальные очаги загрязнения. На этих участках могут проходить местные перестройки с изменением
показателей устойчивости. Однако общее загрязнение
на уровне районов заметных изменений не вызывает.
При формулировании индекса был использован
факторный анализ. В результате расчетов выделено
2 фактора, составляющие действие половодья: первый
включил в себя 4 параметра, описывающих гидрограф
половодья (дату начала выхода воды на пойму, максимальную высоту затопления, продолжительность затопления, площадь затопления) и второй фактор, который включил в себя температуру воды и ее качество. Причем, доля второго фактора незначительна.
Это подтверждается величиной общей дисперсии каждого параметра половодья к величине общей диспер-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
Таблица 1
Накопленное отношение параметров половодья р. Оби к общей дисперсии
Изменчивость параметров
половодья
Начало затопления поймы
Продолжительность затопления
поймы
Высота затопления поймы
Площадь затопления поймы
Температура затопления поймы
Север
Частое
отношение^
Накопленное
отношение
к общей
дисперсии
0,528
0,729
0,920
0,990
1,000
53
19
Накопленное
отношение
к общей
дисперсии
0,442
0,686
20
7
1
0,871
0,994
1,000
сии характеристик половодья, представленной в
табл. 1. Так величина вклада качественной характеристики- температуры воды во время затопления поймы, незначительна и составляет 1-2%. Вклад же других характеристик составляет 21-24% и сопоставим
между собой. В связи с этим для расчетов индекса
влияния половодья были использованы 4 основные
характеристики половодья - дата начала выхода воды
на пойму, максимальная высота затопления, площадь
затопления поймы, продолжительность затопления.
Центр
Частое
отношение, %
44
25
Накопленное
отношение
к общей
диоперсии
0,424
0,670
19
12
0
0,865
0,982
1,000
Юг
Частное
отношение, %
42
25
19
12
2
Индексы воздействия половодья для Средней
Оби рассчитаны по трем створам, являющихся базовыми для выделения участков: водпосту
пос. Кругликово — на южном участке, водпосту
г. Колпашево - центральном, водпосту пос. Александровское - на северном. В табл. 2 представлены уравнения характеристик половодья, которые
были составлены для учета высотной дифференциации поймы, что в свою очередь позволило учесть
различную адаптивность биологических компонен-
Таблица 2
Уравнения для расчета основных характеристик индекса воздействия половодья в пойме Средней Оби
Название
индекса
Индекс высоты
затопления
Индекс площади
Индекс продолжительности
Индекс даты
Затопления
Северный район
Средний район
+
Южный район
+
Jh =Ьз+l,7h73+3,2Ьо
Jk = h95 2,2h73 4,3hjo
Jh = h95+2,lli75-4,7h;o
J.= PLs>5+2,3PL75+6,6PLso
JP = P93+L,4P75+2,7Pso
J, = EU5+2,2PL75+7,5PL5«
JP = PS>J+1,8P7j+3,OP5O
J. = P W l,8PL73+3,2PL5o
Jd= d95+l,5d75+3,5dso
Jd=d95+l,3d7s+l,9djo
Jd= d9S+l,6d7J+2,3d50
Jp = P m + 3 , 5 P 7 ! + 9 , 8 P s o
Таблица 3
Индексы воздействия половодий на биологические компоненты пойменной экосистемы в среднем течении р. Оби
Индекс воздействия половодья
Год
1945
1946
1947
1948
1949
1950
1951
1952
1953
1954
1955
1956
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
Южный район,
пос. Кругликово
Центральный
район,
г.Колпашево
0,73
2,19
2,46
1,91
1,26
2,05
1,11
0,65
1,31
0,73
1,40
1,36
1,62
2,64
0,42
0,38
1,14
0,S2
0,10
0,41
0,18
0,17
1,28
2,48
1,60
1,59
1,69
0,63
0,58
0,77
0,21
1,24
0,42
1,27
1,70
1,10
1,41
1,64
1,28
0,07
1,12
0,33
Северный
район,
пос. Александрове
0,09
1,20
2,03
2,23
1,84
1,65
0,76
0,32
0,65
0,00
0,23
0,12
0,66
1,34
1,41
1,89
1,57
0,61
0,04
1,06
0,24
Индекс воздействия половодья
Год
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
Южный район,
пос. Кругликово
Центральный
район,
г.Колпашево
2,32
0,12
0,16
2,40
0,69
1,90
0,42
0,54
0,18
0,22
0,06
1,36
0,45
0,38
0,10
0,00
0,00
0,03
0,16
0,48
0,20
2,04
0,12
0,00
1,96
1,20
0,86
0,28
1,64
0,45
1,02
0,08
0,80
0,81
1,38
0,43
0,00
0,00
0,10
0,39
1,40
0,50
Северный
район,
пос. Александрове
2,43
0,00
0,00
2,32
1,44
1,58
0,61
2,04
0,51
1,56
0,25
0,25
0,57
2,30
0,14
0,00
0,00
0,50
0,55
0,96
0,56
121
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
тов экосистемы. Анализ уравнений показывает, что
значимость затопления средних участков поймы на
уровне 75% обеспеченности в 1,5-2,0 раза, а высоких
участков 50% обеспеченности - в 3,6, а иногда и
в 9 раз выше, чем низких мест 95% обеспеченности
затопления.
Для расчетов использованы данные из материалов Государственного комитета СССР по гидрометеорологии и контроля природной среды «Ежедневные уровни», Ежегодные данные о качестве поверхностных вод суши», Гидрохимические бюллетени»
Таким образом, выполнив ряд расчетов, можно получить сложный системный показатель, описывающий
воздействие весенних половодий на биологические ресурсы. Следует отметить определенную громоздкость
расчетов, однако, как уже указывалось выше, использование одной из характеристик половодья не отражает
сходства в действии половодий, сходных го одному, двум
параметрам, но отличных по другим. Для поймы Средней Оби при расчетах устойчивости на уровне района
можно использовать индекс воздействия половодья,
рассчитанный без качественных характеристик (табл.3).
Литература
1. Болотное В.П. Комплексный показатель воздействия весеннего половодья на биологические ресурсы речных пойм // Молодежь и
научно-технический прогресс / Изд-во Томского ун-та, 1986. С. 6.
2. Гундрнзер А.Н. Рыбы пойменных водоемов Оби // Природа поймы реки Оби н ее хозяйственное освоение / Тр. Томского ун-та, 1963.
Т. 152. С. 126-146.
3. Замятин В.А. Влияние гидрологического режима на рыбное хозяйство р. Оби // Труды Обь-Тазовского СибрыбНИИпроегга (новая
серия), 1977. Т. 4. С. 76-83.
4. Максимов А.А., Ердаков Л.Н., Сергеев В.Е., Салтыков В.В. Сукцессии населения землероек и грызунов в пойме Среднего течения Оби
// Сукцессии животного населения в биоценозах поймы реки Оби. Новосибирск: Наука, 1981. С. 5-64.
5. Москаленко Б.К. Влияние многолетних колебаний уровня реки Оби на рост, плодовитость и размножение некоторых рыб // Зоологический журнал. 1975. Т. 35. Вып. 5. С. 746-752.
6. Мусантов А.П., Красножон Г.Ф., Федосеев Е.А. Экологические основы создания оптимального водного режима в дельте Волги
и Северном Каспии // Водные ресурсы. 1981. № 4. С. 21-38.
7. Фомин Б.Н. Сукцессионная изменчивость численности и общего разнообразия сообщества мелких млекопитающих пойменного биоценоза // Сукцессии животного населения в биоценозах поймы реки Оби. Новосибирск: Наука, 1981. С. 64-77.
8. Шепелева Л.Ф. О влиянии половодья на продуктивность лугов поймы / Экология. 1986. № 2. С. 3-8.
122
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
2001
ОБЩАЯ СХЕМА РАСЧЕТА ДЕФОРМАЦИЙ РУСЛА И ИЗМЕНЕНИЯ
УРОВНЕВОГО РЕЖИМА РЕКИ НА УЧАСТКЕ ВЛИЯНИЯ КАРЬЕРА
ПРИ ИЗЪЯТИИ РУСЛОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
М.В. Петров*, И.В. Космаков**
•Комитет природных ресурсов по Красноярскому краю, "Научно-исследовательское предприятие по экологии природных систем
(НИЛ ЭПРИС)
Детально рассмотрена схема расчетов деформаций русла и изменения уровневого режима реки на участках влияния русловых карьеров.
В нормативной литературе по данной проблеме [5] удобства расчетов желательно иметь целое число фаз
изложены методические основы выполнения инженер- водности.
ных расчетов по оценке негативного влияния руслоДля каждой выделенной фазы водности в бытовых
вых разработок на водный режим рек. Настоящая ра- условиях (до начала разработки карьера) рассчитывабота является прикладным дополнением к указанно- ются:
му Руководству. Она основана на опыте полевого об1. Основные гидравлические показатели расчетных
следования, анализа исходных и расчетных данных, а сечений.
также методического подхода к исследуемой задаче
К основным гидравлическим показателям расчетпри производстве работ по оценке негативного влия- ных сечений относятся:
ния добычи нерудных строительных материалов в
- отметки свободной поверхности, Z6;
русле р. Енисей, которые выполнялись Сибирским
- площади живых сечений, ш6;
научно-исследовательским гидрометеорологическим
- средние глубины, h 6 ;
институтом (СибНИГМИ) и Научно-исследовательс- средние скорости потока, V6;
ким предприятием по экологии природных систем
- коэффициенты шероховатости, ng;
(НИП ЭПРИС) в период 1989-1993 гг.
- местные продольные уклоны водной поверхности, Jg.
В основе названных работ, как показал опыт, леПри этом в пределах участка реки расчетные сечежат полнота и качество исходной информации, кото- ния выбираются таким образом, чтобы максимально
рая, по меньшей мере, должна состоять из следую- отразить все изменения морфометрии (чередование
щих данных:
плесов, перекатов, сужений и расширений русла). Из1. Русловая съемка реки на участке влияния карье- менение морфометрии русла между соседними сечера до незатапливаемых бровок;
ниями (профилями) должно быть плавным. В зоне
2. Отметки илиуклоны свободной поверхности хотя непосредственного размещения карьера расчетные
бы при одном из режимов водности на этом участке;
сечения назначаются чаще. По два расчетных сече3. Кривая расходов воды и внутригодовое распре- ния должно располагаться на верховом и низовом отделение стока;
косах карьера, одно из которых - совпадает с положе4. Среднемесячные расходы взвешенных наносов, нием бровки, второе - с положением подошвы отколибо значения мутностей за рад лет;
са. В зависимости от длины карьера и особенностей
5. Гранулометрический состав взвешенных нано- морфометрии приуроченного к нему участка русла в
сов и донных отложений;
зоне карьера желательно иметь, по меньшей мере, еще
6. Объемы и график навигационной добычи НСМ;
3 расчетных сечения.
7. Параметры карьера (расположение в плане, лиПри известных Z6 для всех выбранных фаз воднонейные размеры);
сти, которые характеризуются сред ним за фазу расхо8. Среднемесячная температура воды за ряд лет.
дом воды Q, расчет основных гидравлических покаПеречисленные исходные данные необходимы и в зателей сечений выполняется по известным в гидравпринц ипе достаточны для производства последующих лике уравнениям кривой свободной поверхности [3]
расчетов по оценке воздействия русловых разработок и не вызывает особых затруд нений при решении плосна водный режим реки.
кой задачи.
Предлагаемый порядок расчетов следующий:
Чаще всего в практике решения подобных задач
В годовом гидрологическом цикле выбираются приходится сталкиваться с отсутствием данных об
несколько характерных режимов водности, один из уклонах или отметках уровня воды на протяжении
которых должен примерно соответствовать проектным всего участка в разные фазы водности. При ограниусловиям судоходства, и один - руслоформирующим ченных сроках и материальных возможностях проусловиям (всего 4-6 фаз водности). Основным крите- ведения соответствующих натурных изысканий пририем при выделении этих фаз является сочетание твер- ходится довольствоваться материалами, полученныдого и жидкого стока. В рамках навигационного пе- ми при каком-то одном режиме водности (чаще прориода, когда производится разработка карьера, для ектном).
123
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
В этом случае сначала выполняются расчеты для
освещенного наблюдениями режима водности.
В результате для этого режима водности и каждого расчетного сечения получаются рассчитанные пб.
Располагая кривой расходов воды, которая может
быть получена путем непосредственных измерений в
каком-либо створе, или путем трансформации стока
на участке между створами с наличием гидрометрических наблюдений, задаются отметками уровня воды,
соответствующими остальным режимам водности, т.е.
характерным Q.
При последующих расчетах следует иметь в виду,
что п будет зависеть от наполнения русла. Оценить
приближенно эту зависимость можно по формуле
В.Н. Гончарова [4]:
n = h 1/S /17,71g(6,15h/A),
(1)
где h - средняя глубина в расчетном сечении, м;
А - средняя высота выступов шероховатости,
м (Л » 0,7 d^);
d ^ - средний диаметр верхнего слоя донных отложений в расчетном сечении, м.
Откуда высота выступов шероховатости определяется в неявном виде:
Lg A = l g ( 6 , 1 5 h ) - h 1 / 6 / 1 7 , 7 n .
(2)
Если нет необходимости определения собственно
Д , то, учитывая, что
п = р / 6 / 17,7 (lg (6Д5h) - lg Д )
(3)
по известным п 6 для каждого расчетного сечения по
(2) определяются условные величины lg Д , которые
принимаются постоянными для всех режимов водности. Иначе Д определяется подбором.
Затем, используя зависимость (3), и, оценив приближенно h , для оставшихся режимов водности рассчитываются п6.
В табл. 1 приведены значения п, рассчитанные по
формуле (3). Располагая значениями п для неосвещенных наблюдениями режимов водности и отметками
уровня воды в створе, для которого имеется кривая
расходов, можно рассчитать все перечисленные гидравлические показатели расчетных сечений.
2. Расход влекомых наносов на участке.
Как правило, если на исследуемом участке реки не
проводились специальные наблюдения, то данные измерений влекомых (донных) наносов в ежегодных гидрологических справочниках отсутствуют. Кроме того,
даже при наличии материалов измерений, из-за несовершенства существующей измерительной техники
желательно выполнить расчет стока влекомых наносов.
Формулы для подобных расчетов рекомендованы
в нормативном документе [5], а также в ряде других
публикаций [1,4].
Исходнымиданнымидля расчетов являются, кроме
полученных гидравлических показателей сечений, характерные диаметры зерен влекомых наносов, а именно: средний, обеспеченностью 50, 90 и 95%, либо полностью кривая гранулометрического состава влекомых
наносов или донных отложений, а также их плотность.
Если имеются данные гранулометрии только донных отложений, то для получения кривой гранулометрического состава влекомых наносов можно с некоторой потерей точности поступить следующим образом.
По формуле Г.И. Шамова [6] определяется предельный диаметр зерен неподвижных фракций донных наносов:
< U = 0,012 ( й 3 / h ) ,
(4)
где г), h - средние в расчетном сечении скорость и
глубина потока. На кривой гранулометрического состава донных отложений отсекается та его часть, которая соответствует смеси наносов с диаметрами зерен меньше d . Обеспеченность, соответствующая
d
принимается за 100% и выполняется пересчет
обеспеченностей выбранного участка кривой. Здесь
сделано допущение, что распределение фракций влекомых наносов близко к распределению тех же фракций в донных отложениях. При отсутствии данных о
плотности смеси наносов рекомендуется принимать
ее равной 2650 кг/м3 [5].
Расчет стока влекомых наносов производится для
3-5 расчетных сечений. Далее его значение осредняется по 2-3 формулам, давшим лучшую сходимость
результатов. В итоге может быть три случая:
Таблица 1
Значения коэффициентов шероховатости русла в зависимости от средней глубины (h) и среднего диаметра
донных отложений (iT) при условии А = 0,7 d^ по В.Н. Гончарову
1
2
5
10
15
20
30
40
50
70
100
150
200
124
IgA
-3,15
-2,85
-2,46
-2,15
-1,98
-1,85
-1,68
-1,55
-1,46
-1,31
—1,15
-0,97
-0,85
0,5
0,014
0,015
0,017
0,019
0,02
0,021
0,023
0,025
0,026
0,028
0,031
0,034
0,0375
1,0
0,014
0,016
0,017
0,019
0,02
0,021
0,023
0,024
0,025
0,027
0,029
0,032
0,034
2,0
0,015
0,016
0,018
0,02
0,021
0,022
0,023
0,024
0,025
0,026
0,028
0,031
0,033
3,0
0,0155
0,0165
0,018
0,02
0,021
0,022
0,023
0,024
0,025
0,026
0,028
0,0305
0,0325
4,0
0,016
0,017
0,018
0,02
0,021
0,022
0,023
0,024
0,025
0,026
0,028
0,03
0,032
6,0
0,016
0,017
0,019
0,02
0,021
0,022
0,023
0,024
0,025
0,0265
0,028
0,0295
0,031
8,0
0,016
0,018
0,019
0,021
0,022
0,023
0,024
0,0245
0,025
0,0265
0,028
0,0295
0,031
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
а) во всех или отдельных расчетных сечениях значения расходов влекомых наносов различаются незначительно и незакономерно по фазам водности. Такой
случай характерен для участка русла с транзитным
характером стока влекомых наносов. Его значение
определяется как среднеарифметическое из значений
в каждом расчетном сечении.
б) во всех или некоторых расчетных сечениях значения влекомых наносов различаются значительно, но по
фазам водности это различие незакономерно. Такой случай характеризует участок русла, на котором при одной
водности реки могут формироваться такие русловые
образования как побочни, намывные косы, временные
перекаты и др., а при другой водности они размываются частично или полностью. В многолетнем разрезе
русло существенных изменений не претерпевает.
Для целей описываемых расчетов среднее значение расхода влекомых наносов определяется также как
и в предыдущем случае.
в) имеются различия в значениях расходов влекомых наносов во всех или в некоторых расчетных сечениях. Они носят они закономерный характер по
фазам водности (т.е. имеются створы, где этот расход
всегда больше либо меньше, чем в других). Так, если
в самом верхнем створе этот расход больше, чем в
нижнем, то на участке между этими створами имеет
место постоянная аккумуляция части наносов, а наоборот - размыв дна.
Такие однонаправленные при любой водности процессы должны подтверждаться русловыми съемками
разных лег. Если этого нет, то необходимо тщательно
проанализировать исходные данные расчетов и исключить возможные ошибки. Если подтверждается постоянство и однонаправленность руслового процесса, то
нужно выявить его характер и в этом случае необходимо определить расход наносов при подходе к будущему карьеру и на выходе ниже него с тем, чтобы в
последствии оценить степень влияния карьера на изменение руслового процесса.
Случай, когда на участке, наблюдается естественный размыв русла, наиболее неблагоприятен для создания на нем руслового карьера, т.к. последний может усилить динамику этого процесса.
3. Пространственная структура потока Поскольку наибольший интерес в плане заносимости карьера
и деформаций русла в зоне его влияния представляет
не весь сток влекомых наносов, а его часть, перехватываемая будущим карьером, то необходимо знать
пространственную структуру потока на участке.
Существующие методики расчета позволяют определить распределение по живому сечению средних
скоростей течения на любых заданных вертикалях.
а) упрощенный способ, когда имеются данные
только о среднем по живому сечению коэффициенте
шероховатости п :
^ = (l/n)-h'« ( 1 у Ш
где i - номер вертикали.
(5)
2001
б) детальный способ, когда имеются данные о составе донных отложений по всему живому сечению,
или на заданных вертикалях, либо коэффициенты
шероховатости на них п., аналогично (5):
u. = (l/a)-hi1/6(h.-J)1/2,
(б)
или по В.Н. Гончарову [3]:
= 22,7(h/A)1/6 (h.-J)1/2,
(7)
где местный уклон J по ширине данного сечения принимается постоянным.
Определив й, по (5), из формулы (4) вычисляются предельные диаметры зерен донных отложений на
каждой расчетной вертикали d. ^ являющиеся косвенным показателем вариации а по сечению. Учитывая, что по В.Н. Гончарову Л1/6 = 22,7п, изменение п
по сечению будет выглядеть следующим образом:
i = n ( V
А Г ,
(8)
имея в виду соотношение AaO^d^ , и допустив, что
v
J
(d
), получим:
cpi./dcp') ~ v(dлред1./dпрея''
n . « n (d
/d
)ш.
(9)
На участках изгиба русла полученные значения
средних скоростей пересчигываются с учетом радиуса кривизны этого изгиба:
= ^
(ro/ri)>
(1°)
где u ri - средняя скорость на вертикали в расчетном
сечении на изгибе русла, м/с
г0 - радиус изгиба до оси потока, м
т. - радиус изгиба до заданной вертикали, м.
Далее значения скоростей корректируются с учетом различия между расчетным Qp и фактическим Q
расходами воды:
о.= й п (Q/Q p ),
(11)
где
Qp = S((q, + q w ) / 2 ) V w
удельный расход воды на расчетной вертикали, м2/с;
Ь^, - расстояния между вертикалями, считая урезы, м;
(12)
На этом заканчиваются расчеты первого этапа,
относящиеся к бытовым условиям исследуемого участка реки.
По мере разработки карьера в системе «русло-карьер» начинают действовать одновременно четыре
процесса:
- перестройка пространственной структуры потока;
- изменение отметок кривой свободной поверхности и, как прямое следствие этого, - изменение гидравлических характеристик потока;
- деформации русла на участке влияния карьера;
- заносимость и заиление карьера.
Все четыре процесса протекают одновременно,
находясь в тесном взаимодействии. Поэтому расчеты
125
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
где индекс "бк" соответствует параметрам в зоне карьера в бытовых условиях.
Очевидно, что при ширине карьера равной ширине русла произведение сомножителей при Q6k будет
равно 1. Это значит, что чем уже карьер, тем больше
разница между QK и Q6r.
Поскольку вопрос изменения шероховатости русла при образовании карьера пока изучен недостаточно, то при расчетах распределения стока по ширине
расчетного сечения предлагается поступать следующим образом. Глубину воды на скоростных вертикалях над карьером принимать равной глубине на его
боковых откосах в данном расчетном сечении.
Определив, таким образом, по всей длине карьера
наибольший QK, можно определить в любом расчетном сечении ту часть ширины русла, над шторой он
проходит. Эта величина в дальнейшем будет приблиQ = QI + (Q-QKX
где Qk - наибольшая часть стока реки, проходящая над зительно соответствовать ширине зоны размыва дна
ниже низового откоса, а также ширине зоны перемекарьером в некотором сечении шириной Вк.
Возможно, этот расход воды (Qt) будет больше при щения влекомых наносов выше верхового откоса каналичии карьера, чем расход в том же сечении в быто- рьера, которые будут перехвачены последним.
Строгое определение положения исходного ствовых условиях на ширине части русла равной Вж. Он
может быть определен в результате расчета распреде- ра выше карьера, с которого начинается перестройка
ления средних на вертикалях скоростей течения по се- пространственной структуры потока в сравнении с
чению потока или удельных расходов воды. Зная вели- существовавшей в бытовых условиях, весьма сложчину Qk, можно определить в любом расчетном створе но. Поэтому грубо предлагается приурочивать распоту часть ширины русла, над которой он проходит.
ложение этого створа к ближайшему гребню выше
Сложность определения заключается В том, что лежащего переката. Чем ближе этот гребень к верхов зоне расположения карьера шероховатость русла вому откосу карьера, тем радикальнее будет происхоможет заметно отличаться по сравнению с бытовыми дить пространственная перестройка потока. Если
условиями.
створ верхового откоса располагается выше гребня
Допуская, что на ширине русла, не занятой карье- переката, то он и будет исходным, вплоть до совпадером, шероховатость не изменяется, можно записать ния его со створом наибольших глубин вышележащедля среднего коэффициента шероховатости в расчет- го плеса или плесовой лощины.
ном сечении следующую зависимость:
Восстановление пространственной структуры
ниже карьера также происходит на некотором расстоv
пI t =(п,
(13)
p v D v(В
O - ВК) + пX ВК )' / В ,в'
'
янии от него.
Предполагается располагать нижнюю границу этой
где п, - коэффициент шероховатости в пределах карьзоны за ближайшим ниже по течению перекатом, а
ера, Во - ширина русла в расчетном сечении, В^ точнее, в створе наибольших глубин следующего за
ширина карьера в этом же сечении.
ним плеса, т.е. в самом близком за перекатом створе с
Обозначим относительную ширину карьера В^Во
наибольшей площадью живого сечения.
через В и , получим:
В целом поток можно рассматривать состоящим
как
бы из двух отдельных потоков, общим для котоn лр =n fiб (1-В01/) + пX Вок .
(14)'
рых является избыток, по сравнению с бытовыми усВ одной из публикаций по исследованию системы ловиями, твердого стока на участке выше карьера. На
"русло-карьер" [6] предложена следующая эмпиричес- участке в зоне карьера часть потока, приуроченная к
нему, разгружает переносимый твердый материал в
кая зависимость:
карьер почти полностью. Другая часть патока достип
=
(15) гает наибольшей транспортирующей способности
вблизи верхового откоса карьера и далее также может
где cd6 и со^ - соответственно площади живых сечений аккумулировать в русле избыточную часть твердого
до и после образования карьера.
стока до створа, где происходит восстановление проВ этом случае расход в зоне карьера выразится странственной структуры потока и ее гидравлики.
следующим образом:
Ниже карьера осветленная часть потока восстанавливает дефицит твердого материала в нем за счет разQ , = QS, ( h / h J ' ^ / J J ' * ,
(16)
мыва русла полностью, либо частично (в зависимости от геологии дна). Другая часть на некотором учас-
целесообразно выполнять на заданные сроки, т.е. за
некоторые интервалы времени, начиная с момента
начала разработки карьера. При этом все расчетные
элементы относятся либо к середине данного интервала, либо определяются как средние величины между элементами на начало и конец интервала.
4. Изменения в пространственной структуре потока под влиянием карьера. Под влиянием карьера может происходить изменение в пространственной
структуре потока. Оно выражается в том, что вследствие образования в ряде сечений (в зоне достаточно
большого по протяженности карьера) области больших глубин, в эту область происходит дополнительное отвлечение части общего стока реки.
Условно по ширине поток можно разделить на две
части:
4
126
4
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
тке по-прежнему может аккумулировать часть наносов, либо приблизиться к бытовым условиям.
Учитывая вышеизложенное, производится расчет
распределения скоростей течения и удельных расходов
воды на вертикалях в следующих расчетных створах:
- в створе низового откоса карьера;
- в створе верхового откоса карьера;
- во всех створах в зоне размещения карьера;
- в створе гребня ближайшего вышележащего переката (ближайшего выше по течению живого сечения с наименьшей площадью);
- в створе с наибольшей площадью живого сечения на ближайшем ниже карьера плесе.
5. Деформации русла на участке влияния карьера.
Деформации (размыв) русла выше карьера будут вызваны увеличением скоростей течения и уклонов водной поверхности при тех же режимах водности, что и
в бытовых условиях.
Объем этого размыва русла за расчетный интервал времени и для данной фазы водности определяется следующим образом:
W B = 8,64-10 4 Т Е ((AG. + AG B L ) / 2),
(17)
где WB - средний объем размыва русла на всем участке
русловых деформаций выше карьера длиной Lpi, м3;
Т - продолжительность данной фазы водности в течении расчетного срока, сут.; AG. - увеличение расхода
влекомых наносов в i-creope в расчетный срок по сравнению с предшествующим, начиная от бытовых условий, м3/с; i - порядковый номер расчетного створа,
начиная от створа верхового откоса карьера вверх до
створа, отстоящего от него на расстоянии L fj .
Средняя глубина hp в нижнем сечении каждого расчетного участка длиной между выбранными створами L i+1 после размыва русла определяется, исходя из
следующих соображений:
+
^
=
(18)
где W. w - объем размыва дна на участке между створами, "R w - средняя ширина русла на этом участке, м,
средние по сечениям величины размыва дна
русла в соответствующих расчетных створах, м.
Для самого верхнего участка в начале зоны размыва hpm = 0 и тогда:
V ^ C W ^ J / C L ^ - B ^ ) .
(19)
Для каждого последующего участка:
^=(2Wi,,1)/(Li,,1BUtl)-h,+1.
(20)
2001
WB=8,64-10*-T-(AGBK/2),
(22)
где AGBK - увеличение расходов влекомых наносов в
расчетный срок в створе верхового откоса карьера по
сравнению с бытовым в этом же створе, м3/с.
Средняя глубина размыва дна в створе верхового
откоса будет в этом случае наибольшей в пределах
зоны размыва и выразится аналогично (19):
h.dmax = 2Wрв / (4Lрв 'В,).
1/
(23)'
v
На участке русла ниже карьера длиной Ljh также
будет происходить размыв дна в связи с увеличением
транспортирующей способности потока вследствие
его осветления на выходе из карьера. Общий дефицит
твердого стока в потоке ниже карьера составит:
AR r =AG+AR B = (GS-G^+O^-Rbk).
(24)
вде Gd и Rj, - соответственно сток донных и взвешенных наносов, индекс "к" - относится к периоду существования карьера.
Вследствие инерционности пространственной
структуры потока, этот дефицит твердого стока на
некотором участке длиной Ь д в начале зоны размыва
ниже карьера будет иметь место не по всему сечению,
а в некоторой его части шириной Вд.
Точное теоретическое определение Ь д и Вд весьма
затруднительно. С небольшой погрешностью можно
утверждать, что на протяжении зоны восстановления
пространственной структуры потока, длиной LHB и
шириной в замыкающем створе В нв , через сечение шш,
где проходит расход воды QK, указанный д ефицит твердого стока будет сохранятся полностью, снижаясь от
низового откоса карьера до замыкающею створа по
мере насыщения этой части потока наносами, практически исключительно влекомыми.
В прямолинейном русле и при слабой турбулентности потока ниже замыкающего створа приуроченность дефицита AR,. лишь к части потока может сохраняться на значительном расстоянии. Выравниванию ARj, по всему сечению будут способствовать изгибы русла, порожистые участки и другие зоны повышенной турбулентности.
Увеличение ширины зоны дефицита твердого стока В д примерно можно принять по линейной интерполяции отдельно для двух участков:
1 участок:
Вд^Вкм + ОЗкм-Внв) - ( y / L H B ) ,
(25)
2 участок:
Вд2 = В нв + (В г о -В о н )-(Ц'/Ь о в ),
(25а)
откуда
h pi. = h npi, + h Ol
„
(21)'
v
Для упрощения расчетов можно принять, что величина размыва дна по мере удаления от карьера
уменьшается по линейному закону. В этом случае:
где В д - ширина зоны дефицита твердого стока на
любом удалении Ь д от исходного створа, для участка
1 - от створа с наибольшим QK в зоне карьера, где
ширина последнего - В ш , для участка II - от створа,
в котором завершается восстановление простран127
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ственной структуры потока (Внв - ширина части русла в этом створе над которой проходит расход воды
QK), В он - полная ширина русла, охваченная дефицитом твердого стока, LHB , L0H - протяженности соответственно 1 и 2 участков.
В случае, если восстановление пространственной
структуры потока произойдет за пределами участка
длиной L pH , то LHB = LpH и расчетный участок будет
только один.
При решении плоской задачи приведенные рассуждения не имеют принципиального значения, поскольку рассматриваются изменения гидравлических и морфометрических показателей русла осредненных по
живому сечению. Но если нас интересует перераспределение стока по живому сечению (например, при
разделении русла на рукава и стесненных условиях
судоходства), либо интенсивность русловых деформаций у того или иного берега, в той или иной протоке,
при наличии здесь каких-либо гидротехнических и
иных сооружений и опасности их подмыва, то очевидно, что рассмотренный вопрос приобретает особую важность.
Расчет величины размыва русла на рассмотренных
участках предлагается выполнять следующим образом.
Без учета образования самоотмостки полная глубина размыва на вертикали определяется согласно [ 1]:
мыва Вр мощность размытого слоя донных отложений, м; L - длина зоны размыва, м.
С другой стороны:
W N = ARJ, Т.
(30)
Решая совместно (29) и (30), получим:
AR R -T = ( h s / 2 ) - B P L P ,
(31)
где Т - время стабилизации русла, с.
Более строго уравнение (31) следует записать так:
AR,, Т = (Кд Т / 2) В р LP,
(32)
где Ь д т - фактическая средняя мощность размытого
слоя донных отложений, которая может принимать
значения в диапазоне от 0 до h^ (hHK - глубина карьера у низового откоса).
При расчетной'Ъд меньше hHK могут наблюдаться
два варианта динамики заиления карьера и размыва
дна НИЖЕ него.
1. h достигнута раньше, чем нижняя граница призмы заиления сравняется с отметкой дна на низовом
откосе карьера, которая соответствует глубине h ^ В
(26)
этом случае после достижения Ь д и до указанного
момента Wfl будет нарастать за счет увеличения Lp.
где q^ - удельный расход воды на вертикали в условиях разработки карьера, м2/с; ш - гидравлическая
крупность наиболее крупных частиц, находящихся в
составе влекомых, м/с.
В свою очередь q^ = h^ u^, тогда:
2. Ь д не достигнута, а граница призмы заиления
сравнялась с отметкой глубины h ^ , которая меньше
расчетной hf[. В этом случае \УД определится временем наступления этого момента и Lp будет меньше
предельно возможной.
(27)
При расчетной h д > h^. фактическая ЬдТ будет либо
Ьн=(Чпр/2ш)"6,
где Ь-лр, о^ - глубина и средняя скорость на вертикали
в условиях разработки карьера, м, м/с.
Мощность размытого слоя грунта (донных отложений), или понижение отметки дна:
\ =К - К -
(28)
При отсутствии данных гранулометрического состава влекомых наносов средний диаметр наиболее
крупных частиц в их составе можно с небольшой погрешностью принять равным или чуть меньше предельного диаметра неподвижных фракций согласно
(4). Для этого d ^ определяются w, hH и Ьд.
Далее, учитывая, что 1гд в конце зоны размыва равна 0 и, допуская, что процесс насыщения потока наносами протекает линейно на протяжении всего участка, то к моменту стабилизации русла справедлива
зависимость:
W„ = ( h „ / 2 ) Вр Lp,
(29)
где WR - предельный объем грунта, смытого в русле
ниже карьера, м3; Вр - средняя по ширине зоны раз128
меньше, либо равной hHK. Здесь
определяется как
и в предыдущих вариантах.
Таким образом, строгое решение уравнения (32)
возможно только в том случае, когда известна функция
V = / C D - Современный уровень теоретических разработок в этой области не дает ответа на поставленную
проблему. Поэтому она может быть решена путем натурных наблюдений за системой "русло-карьер".
Пока предполагается следующий упрощенный
подход.
При расчетной Ь д > 0 , 5 ^ принимать h ^ = 0,5hHK,
при расчетной Ьд< 0,5hH|c принимать Ьдт = Ь д . Тогда:
Wa = W K = h K B K L K ,
(33)
где WK - объем карьера при его линейных размерах:
В к - средняя ширина; LK - длина;
hK - средняя глубина, определяемая от линии, соединяющий бровку верхового откоса (с учетом размыва дна на ней) и бровку низового откоса (с учетом
размыва дна на глубину 0,5hHK или глубину 1^).
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
При параллельном решении перечисленных задач
возникает еще одна сложность, связанная с неопределенностью изменения глубины размыва hH во времени. Дело в том, что каждой фазе водности может
соответствовать своя hH. Если соотношение продолжительностей этих фаз за расчетный период будет
таким же, как за предшествующий многолетний, то с
физической точки зрения hg должна нарастать по закону близкому к экспоненциальному, все медленнее
приближаясь к своему предельному значению, Равенство объемов размыва за равные промежутки времени (имеются в виду промежутки, включающие равное число всех фаз водности) будет достигаться за
счет увеличения длины зоны размыва в соответствии
с тем же экспоненциальным законом. В реальных
природных условиях чередование маловодных и многоводных лет и циклов лет, а также неоднозначность
предшествующего и ожидаемого водных режимов
естественно нарушат эту закономерность, особенно
при небольших периодах стабилизации русла.
В идеальных условиях графически процесс нарастания призмы размыва дна ниже карьера проиллюстрирован на рис. 1, откуда очевидно:
V
/
h
* =
L
P H
/
L
(34)
K -
С другой стороны из (32):
LPHV2
L
откуда:
P
, V
2
=
=
A R
A R
.
rT/Bp>
T
.
/ B
P >
Ч н I 4>i ~ (AR 1 h f l i T)/(AR i h f l T T i ).
(35)
(36)
(37)
2001
Решая совместно (34) и (37) и перейдя к объемам
твердого стока, получим:
и
=
V
2
ЬЙ = Ь Р Н ( \ ¥ Д 1 / \ ¥ Д Т Г
(38)
(39)
Таким образом, зная предельные значения h^, и
LPH, можно, используя (38) и (39), приближенно оценить их промежуточные значения на любой заданный
срок. Чем более продолжительным будет расчетный
интервал, тем, по-видимому, будет меньше ошибка в
этой оценке.
6. Заиление и занесение карьера. Для части створа
на гребне ближайшего вышележащего переката, через которую проходит расход воды равный наибольшему для данной водности QK, определяется расход
влекомых наносов GflK, либо по известным уже формулам, либо, исходя из соображения пропорциональности твердого стока жидкому:
< V = Gn(QK/Q),
(40)
где С д - расход донных наносов по всему расчетному
сечению, м3/с.
Этот сток донных наносов и будет перехвачен
карьером. Объем его для данной фазы водности составит:
\У дк =8,64-Ю<ТО дк .
(41)
Соответствующий расход взвешенных наносов,
попадающих в зону расположения карьера, определится также, исходя из допущения его распределения по
сечению потока пропорционально распределению
расходов воды:
R
bk
=
R
BCQK/Q).
(42)
где R,, - расход взвешенных наносов по всему сечению, м3/с.
Объем стока этих наносов:
WBK = 8,64-10^TRBK.
'» -Л'ч--,*:
Низовой откос
Рис. 1. Графическая схема динамики развития призмы
размыва дна ниже низового откоса карьера
(43)
По известным WBK и
определяется объем заиления и занесения карьера W3. Подробно этот этап
изложен в нормативном документе [1].
Литература
1. Рекомендации по прогнозу деформаций речных русел на участках размещения карьеров и в нижних бьефах гидроузлов. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 128 с.
2. Богомолов А.И., Михайлов К.А. Гидравлика. М.: Стройиздат, 1972. 648 с.
3. Гончаров В.Н. Динамика русловых потоков. Л.: Гидрометеоиздат, 1962. 373 с.
4. Барышников Н.Б., Попов И.В. Динамика русловых потоков и русловые процессы. Л.: Гидрометеоиздат, 1988. 454 с.
5. Шамов Г.И. Речные наносы. Л.: Гидрометеоиздат, 1954. 347 с.
6. Беркович К.М., Рулева С.Н., Гопченко Е.Д., Качалов Я.И., Наумов Г.Г., Сергушн В.Е. Влияние карьеров стройматериалов на уровенный и русловый режим рек. Эрозионные и русловые процессы (материалы координационных совещаний ВУЗов 1986-1990 гг.). Луцк,
1991. С. 116-127.
129
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ВОДНЫХ БИОЛОГИЧЕСКИХ РЕСУРСОВ
НА НАРУШАЕМЫХ ТЕРРИТОРИЯХ КРАСНОЯРСКОГО КРАЯ:
ПРОБЛЕМЫ И СПОСОБЫ РЕШЕНИЯ
В.А. Заделёнов*, И.В. Космаков**, В.И. Космаков**
'Научно-исследовательский институт экологии рыбохозяйственных водоёмов и наземных биосистем при Красноярском
госуниверситете (НИИ ЭРВНБ), **Научно-исследовательское предприятие по экологии природных систем (НИП ЭПРИС)
В результате выполненных исследований предлагается схема горнотехнической рекультивации водной и биологической направленности. При этом возрастает экологическая емкость территории, нарушенной горными работами, повышается рыбопродуктивность водотоков, увеличивается биоразнообразие за счет усложнения ландшафта, повышается рекреационная роль земель и снижается себестоимость добычи полезных ископаемых.
Изучение влияния антропогенной нагрузки на экосистемы рек имеет важное практическое значение для
составления рекомендаций по их рациональному использованию и охране от загрязнений. Сообщества
водных организмов тонко отражают изменения гидрологического и гидрохимического режимов под действием хозяйственной деятельности человека. Поэтому биологический метод оценки по структурно-функциональным характеристикам гидробионтов является одним из наиболее точных.
На территории Красноярского края производится
интенсивная добыча россыпного золота. Месторождения, как правило, находятся в верховьях таёжных
водотоков, удалены от населённых мест и труднодоступны. Площади горных отводов составляют от 40 до
400 га, ширина долины 100-300 м. При этом фаунистические комплексы участков золотодобычи типичны
для данной окружающей территории.
Промышленное освоение связанное с разведкой и
недродобычей в значительной степени влияет на животных и среду их обитания. В настоящее время распространено мнение об обязательных негативных последствиях промышленного воздействия. При этом не
разделяется технологическое нарушение, необходимое
для производства работ, с сопутствующим несоблюдением правил охраны и эксплуатации животных ресурсов. Кроме того, не оцениваются положительные
последствия техногенных воздействий для экосистем
(например, при расчистке территорий появляются
животные опушечных местообитаний) они принимаются опять же, как негативные и поэтому нормативная рекультивация направлена на восстановление фонового состояния. Задача сама по себе абсурдна: то,
что создавалось природой веками, нельзя восстановить за три-пять лет. Поснолыу произошла трансформация экосистемы, то возвращение её в прежнее состояние невозможно. Она может стать более или менее продуктивной по отношению к первоначальным
условиям. С хозяйственной точки зрения и с позиции
сохранения биоразнообразия наибольший интерес
представляет то состояние ландшафтов, при котором
продуктивность биотопов будет более высокой. Имеющиеся нормативные документы по биологической
и горнотехнической рекультивации территории (планировка отвалов, выполаживание склонов, внесение
130
минеральных удобрений) не имеют вариантных способов в зависимости от биотических особенностей
конкретных территорий (участков).
В то же время нельзя отрицать негативного влияния вообще любых горных разработок на окружающую природную среду, особенно в долинах и руслах
рек. Здесь наблюдается: сокращение поверхностного
стока и загрязнение водоёмов технологическими водами, вследствие чего возникают отрицательные последствия на биологические ресурсы водоёмов, проявляющиеся в следующем:
- ухудшение условий воспроизводства ценных видов рыб в связи с утратой нерестилищ;
- значительное снижение пищевой обеспеченности рыб в связи с уменьшением продуктивности водных сообществ;
- уничтожение кормовых угодий в связи с изъятием части русла реки при руслоотводах;
- потеря рекреационной значимости водоёма.
Под воздействием хозяйственной деятельности
человека на водные биоценозы в результате горных и
гидромеханизированных работ происходит угнетение
отдельных видов водной фауны, деградация и полное
уничтожение части их местообитаний. В ряде случаев, это приводит к необратимым последствиям. Каждая река, свойства и характеристики которой во многом сходны с другими водотоками, в известной мере
является уникальной. Её уникальность обусловлена
различиями в качестве воды, температурном режиме,
скорости течения и других показателях. В этом случае, необходимо сохранение уникальной ихтиофауны
как объектов промышленного и рекреационного лова
и как носителей генетической информации. Один из
путей сохранения генофонда - предотвращение негативных последствий для биоты реки. С учётом этого,
следует остановиться на проблеме рыбохозяйственного этапа рекультивации земель, нарушенных в результате поисковых, геологических и других горных работ.
Добыча россыпного золота в большинстве случаев приурочена к заболоченным долинам небольших
рек, где произрастает мощный мохово-травяно-кустарниковый комплекс с редкой древесной растительностью, типичной для речных долин. В результате выполнения работ долина реки на изымаемом участке преобразуется в озерно-грядовой комплекс с россыпями
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
галечника и булыжника, с явно выраженным мезо- и
микрорельефом, меняется гидротермический режим
территории и, как следствие, лесорастительные условия (не всегда в худшую сторону). Продуктивность
начальной стадии (3-5 лет) восстановления нарушенных площадей действительно может быть очень низкая, что характерно и для естественных нарушений,
например, пожаров. Однако последующие сукцессионные стадии, при правильном подходе к рекультивации , могут превосходить фоновую хозяйственную
продуктивность по рыбным и охотничьим ресурсам,
а также по побочному пользованию лесом (сбор лекарственно-технического сырья грибов, ягод и других
пищевых дикоросов) [1].
В настоящее время практически большинство известных россыпных месторождений отрабатывается
вновь. Поскольку в ряде случаев разработки велись с
середины прошлого века (притоки рек Ангара, Большой Пит, Вельмо, Мана, Кан, Сисим, Туба), некоторые позднее, но общим признаком для прошлых отработок является отсутствие рекультивации в современном ее понимании. Долинные комплексы водотоков в зоне прежних разработок изменены техногенезом до состояния катоценозов и минеральных арен.
Ландшафт представлен неудобоиспольчуемым бедлендом, в котором до 20-30% территории занимают техногенные слабопроточные водоёмы площадью 0,10,9 га с максимальными глубинами до 2,5 м.
В руслоотводных канавах, при длительных сроках
отработки (более 3 лет) формируются гидробиоценозы, близкие по качественным характеристикам к естественным. При этапе горнотехнической рекультивации (рекомендуемой при проведении разработки
месторождений в соответствии с существующими
нормативами) вода вновь отводится в исторически
сложившееся русло, уничтожая образованный за период работ донный биоценоз руслоотводной канавы.
В то же время, за многолетний период отработки россыпей (с середины XIX в.) русло основного водотока
проходит по старым руслоотводным канавам и техногенным депрессиям. Таким образом, при настоящей
принятой схеме рекультивации рыбному хозяйству
наносится, по сути, двойной ущерб, оплачиваемый
однократно. Первоначально ущерб оценивается от
потери кормовых угодий, нарушаемых в результате
изъятия части русла и руслоотведении (либо по иным
показателям). Но в то же время, при рекультивации и
возвращении водотока в «старое» русло, которого как
такового нет (долина на участке трансформируется
полностью на глубину до 10-12 м), сложившийся гидробиоценоз руслоотвода вновь уничтожается. В данном случае нецелесообразно проводить классическую
схему горнотехнической рекультивации с возвращением реки в «старое» русло.
С другой стороны, при разработке проекта рекультивации нарушенных территорий, необходимо принять во внимание ряд ограничений, направленных на
максимальное снижение отрицательных последствий
2001
от проведения горных работ на окружающую природную среду. Мы выделяем, на наш взгляд, наиболее
значимые:
'•
- исключение возможности загрязнения вредными веществами речных вод путём создания оборотной, практически бессточной, схемы технологического
водоснабжения;
- исключение последствий аварий на локальных
прудах-отстойниках путём создания стационарных
отстойников повышенной устойчивости;
- рациональное использование потенциально плодородного слоя почвы;
- соблюдение критических скоростей течения воды
в руслоотводах;
- соблюдение предельных уклонов водной поверхности в руслоотводах.
Оптимальным решением проблемы повышения
рыбопродуктивности следует признать русловозрождение при отводе водотока [2]. Здесь, при составлении проекта рекультивации необходимо предусмотреть руслоотвод, который будет выполнять роль постоянного русла. С этой целью с помощью валунов,
крупного и мелкого галечника следует создавать на
новом русле водотока (руслоотводе) зоны отстоя и
нагула рыбы в виде ям, перекатов, заливов. Плёсы
устанавливаются путём планировки и расширения
нового русла бульдозером. ПЬфина плёсовых участков, исходя из особенностей морфологии изученных
ненарушенных водотоков, должна быть в полтора-два
раза больше ширины русла. Поверхность русла - выпуклой формы. По мере приближения к перекату уклон поверхности плёса возрастает. Водоподпором
плёса могут служить валуны, их площадь не должна
превышать 20% площади плёса. Глубину и скорость
потока необходимо выбирать, исходя из размеров и
особенностей конкретного водотока. Поверхность
перекатов выполняется из более крупного материала,
чем на плёсах. Обычно это валуны. Ширина перекатов - 0,75% русла водотока. Русло, проведённое по
старым выработкам, рекомендуется к бессистемной
заброске валунным материалом для создания укрытий для рыб. Поверхность русла должна отсыпаться
из отвалов промывки галечной фракции, так как разнообразие благоприятных факторов для донной фауны сокращается при уменьшении размеров частиц
донного субстрата (рис. 1).
Данные мероприятия позволят реально увеличить
рыбопродуктивность нового участка реки, в целом.
При правильном подходе в проектировании и выполнении подобных работ продуктивность нового водотока будет выше предшествующего из-за увеличения
площади дна, создания оптимальных условий для гидробионтов и представителей ихтиофауны.
На техногенных слабопроточных водоёмах, во избежание выноса из них минеральных взвесей (вторичное загрязнение водотоков), следует укрепить существующие гидротехнические сооружения и провести
залужение поверхности вдоль периметра берегов.
131
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рис. 1. Схема мероприятий по восстановлению русла, нарушенного открытыми горными работами
Условные обозначения: 1 - расчетная ширина восстанавливаемого русла с учетом устойчивости (В); 2 - плёсы (466 В). Основные места
нерестилищ; 3 - валунно-каменная наброска при сооружении перекатов и плёсов; 4 - перекат (протяженность 2ё5 В). Основное место
нагула рыб; 5 - береговые отмели, образованные за сооружениями; 6 - валунно-каменная наброска на участках русла между сооружениями; 7 - промоины; /' - уклон реки; / ± 0,005 - увеличение/уменьшение уклона в сооружениях; 2 д ' = 0 ® благоприятных условиях
допускается сооружение меандр русла. В восстанавливаемом русле проектом предусмотрено сооружение двух основных типов мест
обитания рыб; перекатов (А) и плёсов (Б). Для создания наиболее комфортных условий обитания ихтиофауны на остальных участках
русла предусмотрена каменная и валунная заброска (Е^) для создания отражателей потока и прибрежных укрытий.
Оставление прудов-отстойников после отработки месторождений в долинах рек, чаще всего, увеличивает
экологическую емкость участка, способствует увеличению видового разнообразия животного мира, площадей нагула рыбы и повышает эстетическое восприятия окружающей территории.
Здесь следует отказаться от проектируемой горно-техничесюой рекультивации путём разваловки плотин прудов-отстойников. Рекультивацию следует ограничить соединением всех прудов водоотводными
канавами. Сохранение русяоотводной и нагорной канав, в сочетании с прудами-отстойниками, позволит
создать озёрно-речной комплекс высокой продуктивности для рыбы и водно-болотных животных. Появятся места для спасения от гнуса для крупных копытных животных в летнее время.
На месте проведения современных работ по добыче ископаемых, кроме вышеперечисленного, имеются провалы от подземных горных работ прошлых
лет глубиной до 15-20 м, вертикальные горные подземные выработки аналогичной глубины, разведочные
шурфы. Кроме прямого отрицательного воздействия,
характеризующегося гибелью животных попадающих
в шахты и провалы, данный антропогенный ландшафт
представляет несомненную опасность и для людей.
Для обеспечения безопасности после проведения горных работ (в некоторых случаях, перед) поверхности
должен быть придан вид, пригодный для выбранного
направления рекультивации.
Таким образом, соблюдение данных рекомендаций
при рекультивации нарушенных территорий после
разработки месторождений россыпного золота может
привести к следующим положительным результатам:
1) повышение рыбопродуктивности водотоков;
2) расширение биоразнообразия за счёт усложнения ландшафта;
3) увеличится число представителей животного мира;
4) обеспечение безопасности населения, находящегося в зоне разработок за счёт ликвидации последствий подземных горных выработок прошлых лет;
5) снижение себестоимости добычи золота за счёт
снижения стоимости проведения предлагаемого варианта уже в период вскрышных работ;
6) повышение рекреационной роли долины реки
на нарушенных землях.
Также необходимо отметить, что вариант проекта
рекультивации должен быть индивидуален для каждого конкретного участка и должен учитывать его
индивидуальные особенности.
При подготовке проведения разного рода работ
на водоёмах на стадии проектирования должна оцениваться величина ущерба, наносимого природной
среде Применение устаревшего оборудования рядом водопользователей приводит к загрязнению рек
сточными водами, отходами производств и пр. Уровень загрязнителей зачастую превышает нормы
ПДК и вызывает катастрофические последствия для
водных биоценозов. Исходя из этого, необходимо
определить стоимостную оценку водного биологического ресурса применительно к каждой климатической зоне Красноярского края. В связи с этим,
следует разработать методы оценки потерянного
органического вещества и направления компенсационных мероприятий,
Литература
1. Грибанов В.Я., Космаков В.И., Шишикин А.С. Организация юмплексного хозяйства после завершения добычных работ россыпного
золота. // Золото Сибири: геология, геохимия, технология, экономика. Тез. докл. Первого сибирского симпозиума с межд. участием.
Красноярск, 1999. С. 95-96.
2. Задалёнов В.А., Космаков И.В. О рыбохозяйственной рекультивации территорий после отработки месторождений россыпного золота.
// Мониторинг геологической среды на обьеюы горнодобывающей промышленности. Тез. докл. I Всероссийское совещание. Березняки, 1999. С. 52-53.
132
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
ОСНОВНЫЕ ВИДЫ ТЕХНОГЕННОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ВОДНЫЕ
БИОРЕСУРСЫ ПРИ ОСВОЕНИИ МИНЕРАЛЬНО-СЫРЬЕВОЙ БАЗЫ
В.А. Заделенов*, М.А. Трофимова*, И.В. Космаков**
•Научно-исследовательский институт экологии рыбохозяйственных водоемов и наземных биосисгем при Красноярском
госуниверсиюте (НИИ ЭРВНБ), ""Научно-исследовательское предприятие по экологии природных систем (НИП ЭПРИС
Сообщества водных организмов тонко отражают изменения гидрологического и гидрохимического режимов под влиянием
антропогенного фактора. Наиболее рельефно последствия негативного воздействия проявляются в экосистемах северных широт
из-за хрупкого равновесия внутри этих систем. Обсуждаются последствия техногенных воздействий, возникающих при освоении минерально-сырьевой базы, на гидробноценозы малых рек бассейна Енисея.
ВВЕДЕНИЕ
При нарушении русловой части в районе нерестилищ происходит потеря потомства рыб, в большинРабота связана с изучением влияния антропоген- стве случаев нерестилища полностью теряют свою
ного фактора на экологические условия и структур- функцию в результате исчезновения нерестового субно-функциональное состояние водных экосистем. До страта.
настоящего времени отсутствуют оценки масштабно2. Образование «шлейфа мутности» [5]. При дости, не выявлены основные механизмы комплексного быче полезных ископаемых (например, разработка
воздействия влияний, остаются малоизученными при- россыпного месторождения гидромеханизированным
чинно-следственные связи, играющие существенную способом) в водоемы сбрасываются технологические
роль в деградации экосистем. Масштабы антропоген- воды, содержащие минеральные взвеси в повышенного воздействия на водные экосистемы высоких ши- ных, по сравнению с бытовыми, концентрациях. Эти
рот при низких скоростях биогеохимических транс- вещества оказывают влияние на гидробиоценозы не
формаций веществ дают возможность оценить общие только непосредственно в районе разработок, но и на
последствия негативных факторов на водные экосис- нижележащих участках реки. В загрязненных минетемы Евразии.
ральными взвесями участках водотоков снижается
численность и биомасса организмов бентоса, обедня1. ВИДЫ НЕГАТИВНОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ
ется его видовой состав за счет выпадения реофильных форм, происходит редукция ихгиоценозов - ценВ связи с возрастающим объемом геологоразведоч- ные лососевидные рыбы замещаются малоценными.
ных, поисково-оценочных и работ по добыче полез- Водоем теряет свою значимость в качестве мест наных ископаемых на территории Красноярского реги- гула и нереста лососевидных рыб.
она, уже на этапе подготовки проектов на перечисленОпосредованным негативным воздействием являные виды работ необходимо иметь базовую информа- ется сокращение естественного стока [6]. Ведение
цию о состоянии окружающей среды. Такие материа- открытых горных работ приводит к значительным
лы по большинству водотоков либо отсутствуют, либо нарушениям поверхности земли. При этом нарушаетотражают картину 20-30-летней давности. Основная ся почвенный покров, иногда вплоть до коренных позадача в настоящий момент заключается в более под- род, оказывается уничтоженной растительность, изробном, комплексном изучении водных и наземных меняется в целом гидрологический режим. Образуетэкосистем северных широт [1]. Это позволит объек- ся специфический, характерный для открытых горных
тивно оценить последствия негативного воздействия работ, техногенный отвально-карьерный ландшафт.
горных работ, в частности, на водные биоресурсы.
Негативное воздействие на природную среду выОсновные виды негативного воздействия на вод- ражается в изменении гидрологического режима окные биосистемы при проведении подобных работ под- ружающей территории, проявляющегося в виде иссуразделяются на прямые и опосредованные. К прямым шения, либо заболачивания и загрязнения окружаюотносятся:
щих территорий продуктами водной и ветровой эро1. Нарушение дна водотоков [2-4]. Происходит при зии. В конечном счете, комплекс факторов приводит
проведении работ непосредственно в русловой части не только к снижению биологической продуктивносводотока. Основной пресс в данном случае испыты- ти ландшафтов, но и к значительной перестройке оквают организмы донной фауны, поскольку структура ружающих экосистем вплоть до выведения их из ходонных сообществ, условия их обитания и количе- зяйственного оборота. Изменение гидрологического
ственные характеристики определяются фракционным режима проявляется в сокращении естественного стосоставом грунтов и особенностями отдельных биото- ка с нарушенной поверхности, следствием чего являпов. Этот вид негативного воздействия приводит к ется снижение величины рыбопродукции, так как сусокращению кормовых ресурсов, снижению, в связи ществует прямая зависимость между рыбопродуктивностью водоема и объемом его водной массы.
с этим, рыбопродуктивности водоема.
133
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
2. ХАРАКТЕРИСТИКА ПОСЛЕДСТВИЙ
ТЕХНОГЕННОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ
НАВОДНЫЕ БИОЦЕНОЗЫ
Отмеченные виды воздействия имеют место на
всех водотоках Красноярского края, где проводятся
гвдромеханизированные работы. Степень воздействия
таких работ проявляется в зависимости от: длительности периода проведения разработок; глубины воздействия на экосистему (например, в гидросистемах
Большого Пита, Каменки, Мурожной, Теи и др. отрабатываются одни и те же россыпные месторождения,
начиная с серед ины XIX века); интенсивности разработок; гидрологических особенностей водотока и климатических условий региона.
На первых этапах воздействия антропогенного
фактора состав фауны не меняется, но с изменением
физико-химических условий среды меняется структура биоценоза. Наиболее толерантные виды увеличивают биомассу и численность, становятся доминантными; стенобионтные, оксифильные виды теряют
прежнее значение. На этой фазе загрязнения, продолжительность которой зависит как от степени и качества загрязнения, так и ог гидрологических особенностей водотока, биомасса и продукция бентоса могут даже возрасти или, по крайней мере, незначительно уменьшиться [7]. Но сдвиги в структуре донных
биоценозов уже свидетельствуют о начале трудно обратимых процессов загрязнения.
Затем из речных биоценозов под влиянием загрязнения начинают выпадать наименее толерантные стенобионтные виды, организмы-индикаторы чистой
воды. Примером подобной редукции могут служить
донные биоценозы гидросистем Большого Пита, где
биомасса зообентоса в загрязненной зоне по сравнению с условно чистой сократилась в среднем на 20%
[8]. При сравнении видового состава, биомассы и численности зообентоса «чистой» зоны с «грязной» в
р. Большой Пит отмечено изменение видового состава донных организмов. В зоне действия сточных вод
не встречено 44 вида организмов, обитающих в «чистой» зоне. Среди них - личинки мошек Psilozia sp.,
поденки рода Ephemerella, хирономиды Eukiefferiella
sp., Sterapellina subglabripennis (Brinelin), ручейник
Oligoplectrodespotanini и другие. Значительно снизилась биомасса и численность некоторых других организмов. Например, плотность поденок Seratella rufa
(Imanishi) составляла в «чистой» зоне более 400 экз./м2,
в «грязной» - 50 экз./м2. Аналогичны изменения численности ручейника Arctopsyhe Iadogensis, являющегося достоверным показателем чистой воды. Плотность этого вида уменьшилась с 833 экз./м2 в «чистой» зоне до 74 экз./м2 - в «грязной» [9].
Напротив, численность и биомасса других видов
возросли в зоне, подверженной действию сточных вод.
К ним относятся: веснянки Allonarcus reticulata Burm,
поденки Ephemera orientalis McLachlan, хирономиды
Cricotopus gr. algarum и другие. Биомасса их достига134
ет значительных величин, в частности ручейника
Glossos oma sp. - 20,7 г/м2. Отмечено увеличение роли
моллюсков в «грязной» зоне. Пределы колебаний численности организмов бентоса в «чистой» и «грязной»
зонах реки соответственно составляли 102915757 экз./м* и 300-4250 экз./м2. Средняя биомасса бентоса за вегетационный период- 14,1 г/м2 и 11,3 г/мг[7].
Исчезновение, вымирание видов-индикаторов, характеризующих относительно малую салробность
воды и заселение ее полисапробными организмами, это уже конечное звено, указывающее на глубоко зашедшие изменения, после которых жизнь в реке прекращается. Изменения подобного порядка произошли в биоценозах р.Теи - биомасса донных сообществ
в загрязненной зоне сократилась более чем в 100 раз
по сравнению с таковой в условно чистой зоне, основу донного населения по численности и по биомассе
составляли олигохегы.
Наусловно «чистых» участках численность организмов зообентоса колебалась по датам и станциям от 568
до 1820 экз./м2, биомасса - от 0,268 до 3,032 г/м2. Доминировали личинки поденок (Acentrella sp,, Efemerella sp ). веснянок (Isoperla sp., Arcynopterix sp., Nemoura sp.), ручейников (Oligoplectrodes sp.), ппанарии.
Изменения в структуре зообентоса в результате загрязнения сточными водами, содержащими большое
количество минеральных взвесей, были весьма существенными. В устье р. Енашимо (приток р. Теи) при
среднем содержании взвешенных веществ в летний
период 0,4 г/л зообенгос был количественно и качественно чрезвычайно обеднен: плотность составляла
10-450 экз./м2, биомасса -0,004-1,003 г/м2. Доминировали личинки хирономид и олитохеты. Сходная картина наблюдалась и на других участках р. Теи, загрязненных сточными водами, - видовой состав организмов обеднялся в сторону преобладания пелофильных
форм и уменьшения плотности биоценоза. Биомасса
на участке «чистой» зоны (среднее течение) была
2,487 г/м2, «грязной» зоны - 0,023 г/м2.
Более глубоким нарушениям подвергся приток
р. Каменки - р. Удерей, который в результате многолетних разработок полностью потерял свое рыбохозяйственное значение [6].
Аналогичные изменения происходят и в ихтиоценозах рассматриваемых рек. В горных и предгорных
водотоках ихтиофауна представлена, в основном, лососевидными рыбами (таймень, ленок, хариус), причем хариус обеспечивает до 80% численности рыбного населения. Кроме того, характерными представителями являются подкаменщики, голец (вьюновые),
речной гольян - типичные реофилы.
В загрязненных минеральными взвесями участках
рек происходит редукция ихтиоценозов - ценные лососевидные рыбы замещаются малоценными карповыми и щукой. Водоем теряет свою значимость в качестве мест нагула и нереста лососевидных рыб. Фактически подобные изменения отмечены для всех гидросистем, подверженных влиянию гидромеханизиро-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
ванных работ. В наименее затронутых хозяйственной
деятельностью водотоках (pp. Б. Пит, Сисим, Мана,
Кимбирка) появляется елец. В водотоках, испытывающих более продолжительное воздействие, происходит практически полная замена лососевидных окунем, щукой и карповыми, вплоть до полного исчезновения ихтиофауны (приток р. Теи - р. Енашимо;
р. Удерей) [7].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В процессе проведения горных работ на малых
водотоках нарушаются гидрологический и гидрохимический режимы. Кормовая база рыб ухудшается
вследствие уничтожения русловой части водотоков, а
также повышенного содержания в водах минеральных
2001
взвешенных веществ. На загрязненных участках отмечается обеднение видового состава и снижение численности организмов зообентоса. Кроме того, нарушаются экологически обусловленные взаимосвязи
наземных и водных экосистем. Численность лососевидных рыб во всех водоемах, подверженных влиянию горных работ, сокращается из-за изменения экологических условий нереста и сокращения кормовой
базы. При длительном техногенном воздействии происходят необратимые изменения, вплоть до полной
редукции ихтиоценозов.
Наиболее рельефно последствия негативного воздействия проявляются в экосистемах высоких широт,
которые остро реагируют на антропогенное вмешательство в силу весьма хрупкого равновесия внутри
этих систем.
Литература
1. Заделенов В.А., Трофимова М.А. Оценка изменений в экосистемах рек Красноярского края, возникающих в результате горных работ,
и способы их предотвращения И В сб.: Проблемы использования и охраны природных ресурсов Центральной Сибири. Красноярск:
КНИИГиМС. 1999. С. 199-204.
2. Аршаница Н.М., Калиничева В.Г. Влияние дноуглубительных работ на ихтиофауну // В сб.: Влияние гидромеханизированных работ на
рыбохозяйственные водоемы. Л.: ГосНИОРХ, 1987. Вып. 255. С. 49-54.
3. Панов В.Е. Влияние добычи песка на макрозообентос некоторых рек Северо-Запада европейской части СССР // В сб. Влияние гидромеханизированных работ на рыбохозяйственные водоемы. Л.: ГосНИОРХ, 1987. Вып. 255. С. 21-28.
4. Калиничева В.Г. Влияние взвешенных веществ на рыб (икра, личинки, сеголетки) // В сб. Влияние гидромеханизированных работ на
рыбохозяйственные водоемы. Л.: ГосНИОРХ, 1987. Вып. 255. С. 55-58.
5. Понкратов С.Ф. Определение зоны мутности при выемке и перемещении грунта в руслах крупных рек // В сб.: Рыбохозяйственные
исследования на водоемах Красноярского края. Л.: ГосНИОРХ, 1989. Вып. 296. С. 148-156.
6. Водогрецкий В.Е. Влияние агромелиоративных мероприятий на сток и методика его расчета. Труды ГГУ, 1974. Вып. 221. С. 47-104.
7. Заделёнов В.А., Бурнев С.Л., Клеуш В.О., Кукпин А.А., Штейнберг Е.А. Влияние разработок россыпных месторождений на продукционные характеристики и ихтиофауну горных рек центральной части Красноярского края // В сб.: Рыбохозяйственные исследования на
водоемах Красноярского края / Тр.ГосНИОРХ. Л., 1989. Т. 296. С. 113-119.
Заделёнов В.А., Бурнев С.Л. Влияние разработок россыпных месторождений на биоценозы правобережных притоков Енисея // В сб.:
Гидромеханизированные работы и дампинг / Мат. Всес. конф. М., 1991. С. 76-79.
135
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ РЕЖИМ И ВОДНЫЙ БАЛАНС ОЗЕРА БЕЛОЕ
И.В. Космаков*, В.Ф. Космакова**
•Научно-исследовательское предприятие по экологии природных систем (НИП ЭПРИС, "Красноярский научно-исследовательский
центр Среднесибирского УГМС
Рассмотрен гидрологический режим и водный баланс озера Белое. Получены эмпирические формулы для определения температуры поверхности воды и воздуха над водой, скорости ветра, парциального давления водяного пара и испарения. Приведен
многолетний водный баланс озера.
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОЗЕРА
Озеро Белое расположено в бассейне р. Сереж,
являющейся притоком р. Чулым. Окружающая местность представлена массивом озер и болот, расположенных в слабохолмистой лесостепи, переходящей на
юге и западе в горно-таежную область отрогов Кузнецкого Алатау Северный и южный берега озера низкие, заболоченные, заросшие камышом и тростником.
Западный берег озера гористый, обрывистый, покрыт
смешанным лесом. Восточный берег представляет
собой холмистую степь с пахотными угодьями и куртинами лиственных деревьев и кустарников.
Озеро представляет собой вытянутый и несколько
искривленный эллипс, длинная ось которого на севере отклоняется к западу, на юге - к востоку. Площадь
водосбора озера равна 1510 км2. Длина озера - 1 8 км,
наибольшая ширина составляет 5 км, глубина - около
трех метров. Площадь поверхности воды озера равна
74,8 км2, объем - 196 млнм 3 . Берег слабо изрезан,
длина береговой линии - 41 км.
Ложе озера - блюдцеобразное, рельеф дна ровный.
По характеру водообмена озеро Белое относится к
проточным озерам, в него впадают четыре реки и ряд
ключей, а вытекает одна река Сереж (рис. 1).
Климат в бассейне озера резко континентальный.
Средняя годовая температура воздуха здесь изменяется от 0,4°С до -1,2°С. Температура воздуха самого
холодного месяца, января, колеблется от -16°С до 19,5°С, а самого теплого, июля, - от 17,2°С до 17,7°С.
Устойчивый переход температуры воздуха через
0°С весной обычно происходит в середине апреля, а
осенью - в середине октября.
Ветер в районе озера преобладает западных и
южных направлений, его скорость обычно колеблется в пределах 2-4 м/с. Наибольшие значения скорости отмечаются в переходные периоды: весной - в апреле-мае и осенью - в октябре-ноябре. Величины скорости более 15 м/с наблюдаются по 2-4 дня почти
ежемесячно.
Наблюдения за уровнем и температурой воды у
берега на озере Белое были начаты в августе 1933 г.
В течение 1977-1988 гг. на акватории водоема Шарыповской экспедицией Красноярского УГМС производились наблюдения за метеоэлементами, за испаре136
Рис. 1. Температура поверхности воды
оз. Белое 4 июля 1980 г.
нием с помощью плавучего испарителя ГГИ-3000 и
за температурой воды как на поверхности, так и по
глубине.
ЛЕДОВЫЙ РЕЖИМ
Первые ледовые образования на озере наблюдаются в среднем 20 октября, а 27 октября уже устанавливается ледовый покров. Период ледостава продолжается
184 дня, а иногда и более 200 суток. Самое позднее замерзание отмечалось 19 ноября 1971 г. Полностью очищается поверхность воды от льда 13 мая. Период свободный от ледяных образований составляет от 130 до
189 дней, в среднем -160 суток (табл. 1).
С момента образования ледового покрова его толщина быстро растет и к середине февраля достигает
100 см, а к концу зимы в отдельные годы превышает
140 см. Снежный покров на льду обычно невысокий
(10-20 см), однако в первые месяцы ледоставного
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
2001
сентябрь
Том № 274
Таблица 1
Средние многолетние характеристики ледовых явлений на оз. Белое
Характеристика
Средняя
Ранняя (наибольшая)
Поздняя (наименьшая)
Дата начала
ледообразования
20.10
1.10
6.11
Дата ледостава
27.10
12.10
19.11
периода (ноябрь-декабрь) его высота может быть значительной и достигать 40-50 см.
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ОЗЕРА
Термический режим озера не отличается значительными особенностями. Начало периода весеннего
нагревания приходится на конец марта - начало апреля, когда устанавливается положительный тепловой
поток. В это время начинается уменьшение толщины
льда на озере, а температура подо льдом может повышаться до 0,4-0,5°С [6]. Нагревание поначалу идет
медленно, но после очищения поверхности воды от
льда (в среднем 13 мая) температура воды повышается очень быстро, и уже 15 мая ее значения у берега
переходят через 4°С (табл. 2).
После окончательного перехода температуры воды
через 4°С начинается период летнего прогревания и
уже 29 мая значения температуры воды переходят через 10°С. Нагрев продолжается, в среднем, до конца
второй декады июля, а наибольшая температура воды
достигает 29°С. Характер распределения температуры поверхности воды в период наибольшего нагрева
представлен на рис. 1.
Характерной особенностью периода летнего прогревания является наличие прямой температурной
стратификации, которая время от времени нарушается воздействием ветра. В этом случае вертикальные
градиенты температуры воды резко уменьшаются,
иногда до 0°С/м. При штиле и ясной погоде нагревание поверхности воды идет очень интенсивно. В этом
случае градиент температуры воды по глубине может
превышать 2°С/м. Так, 4 июля 1980 г. различие значений температуры воды на поверхности и у дна составило б°С, градиент при этом был равен 2,4°С/м.
После того, как тепловой поток на поверхности
озера становится отрицательным, начинается период
охлаждения. При этом отметим, что с ранней весны и
до сентября продолжается аккумуляция тепла грунтами, слагающими дно озера. При температуре воды
менее 16°С охлаждение происходит в условиях близ-
Дата очищения
от льда
13.05
26.04
31.05
Продолжительность периода
ледостава
свободного от льда
184
160
229
189
150
130
ких к гомотермии. Окончательный переход значений
температуры воды через 4°С происходит 9 октября.
20 октября на озере появляются первые ледовые
образования, а 27 октября устанавливается прочный
ледовый покров. С этого момента начинается повышение температуры воды подо льдом в связи с теппопритоком ог грунтов дна в воду. При этом температура воды
у дна может превышать 3°С. Затем до начала весны вдет
медленное понижение температуры воды подо льдом.
ИСПАРЕНИЕ С ПОВЕРХНОСТИ ОЗЕРА
Испарение с поверхности водоемов является одним из важных компонентов расходной части уравнения водного баланса. Доля испарения при значительной площади водной поверхности, по сравнению с
другими компонентами, может быть велика.
Для оценки испарения чаще всего используются
эмпирические и полуэмпирические формулы, основанные на использовании данных гидрометеорологических наблюдений.
Обычно испарение с озер (Е, мм), в соответствии
с работами [2-5,7], рассчитывается по формуле ГГИ:
Е = 0,14-ту (ео - е2) (1 + 0,72-W2),
(1)
где ео - максимальное парциальное давление водяного пара, определенное по температуре поверхности
воды в озере, гПа; е2 - парциальное давление водяного пара в воздухе на высоте 2 м над поверхностью
воды, гПа; W, - скорость ветра над озером на высоте
2 м, м/с; г) - количество суток в расчетном периоде.
Температура поверхности воды озера Белое нами
определена по полученной связи между средней температурой поверхности воды озера (ТД определенной
по данным термических съемок, и температурой воды
у берега (Tj), по данным водомерного поста Корнилово. График связи имеет вид прямой линии (рис. 2),
теснота связи характеризуется коэффициентом корреляции, равным 0,99, а уравнение выгладит следующим
образом:
Таблица 2
Даты перехода температуры во;
Характеристика
Средняя
Ранняя
Поздняя
0.2°С
30.04
9.04
17.05
через фиксированные градации
Даты перехода значений температуры воды через градации
весной
осенью
4°С
10°С
10°С
4°С
15.05
29.05
20.09
9.10
23.04
11.05
4.09
29.09
5.06
25.06
6.10
6.11
0.2°С
27.10
11.10
16.11
137
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
о
rf
о.
• - 1
• -2
По данным экспедиционных исследований, отношение средней скорости ветра за период наблюдений,
измеренной на высоте 2 м над водной поверхностью,
к средней скорости ветра за этот же период, измеренной на метеорологической станции Шарыпово, равно
1,24, что подтверждает субъективную оценку коэффициента в формуле (5).
В формуле Р.И. Гета [1]
Е = (0,183 - 0,00072-Т)-(ео - е2) W20-881,
Я
X
(6)
Рч
где Т = 0,5-(То + Т2), То - температура поверхности
воды озера, Т2 - температура воздуха на высоте 2 м
над водной поверхностью, которая нами определена
по зависимости
!а.
S
а
(7)
Т 2 = 0,949-Т, + 1,6
и
10
Температура воды на посту, °С
2
Рис. 2. Зависимость средней температуры поверхности озера от
температуры поверхности воды на береговых постах: 1 Корнилове; 2 - Белоозерское
9
Т О= 1,1-Т,
1 -0,7.
'
(2)
Эмпирическая зависимость парциального давления водяного пара в воздухе на высоте 2 м над поверхностью воды (е2) от парциального давления водяного пара (е,), измеренного на метеорологической станции Шарыпово, находящейся в 20 км к западу от озера, получена на основании полевых и экспедиционных исследований Шарыповской экспедиции и НИП
"ЭПРИС". Аналитическое выражение этой зависимости имеет вид:
е2 = 0,0132-е,2 + 0,537-е, + 4,25.
от Т, - температуры воздуха на метеорологической
станции Шарыпово.
Теснота связи по уравнению (7) характеризуется
коэффициентом корреляции 0,99, а разница между
фактическими и рассчитанными значениями температуры воздуха над озером находится в пределах от 0,6 до +0,8°С и не превышает 5,2%.
Имеющиеся данные позволили установить эмпирическую связь между значениями испарения на плавучем испарителе (Ео) и показаниями испарителя ГГИ3000, установленного на суше в г. Назарове (Ен). Теснота полученной прямолинейной связи характеризуется коэффициентом корреляции 0,99 (рис. 3), а уравнение имеет вид:
120
(3)
100
Индекс корреляции этой зависимости, как мера
тесноты связи, равен 0,95.
При определении скорости ветра над водной поверхностью нами использован общепринятый метод
[2, 4, 5, 7], при котором скорость ветра на высоте 2 м
над водой (Wj), определяется по уравнению
S01
8*
I
60
0
W ^ - K ^ - W , ,
(4)
где W, - скорость ветра на метеостанции Шарыпово по
флюгеру, м/с; К, - коэффициент, учитывающий степень
защищенности метеорологической станции; К^ - коэффициент, характеризующий рельеф вместе расположения станции; К, - коэффициент, зависящий от средней
длины разгона воздушного потока над водоемом и защищенности берегов водоема растительностью.
Для условий озера Белое формула (4) выглядит
следующим образом:
W2 - 1,24-W,.
138
(5)
•
- з а месяц
-задекаду
40
20
-г—
20
40
—Г"
аз
—Г"
80
—I—
100
Испарение с испарителя в грунте, мм
Рис. 3. Связь значений испарения с водной поверхности
испарителей, установленных в Белом озере и в грунте на
территории г. Назарово
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
Е=1,59-Е н +1,21.
(8)
Для определения испарения с водной поверхности озера Белое уравнение (8) запишется следующим
образом:
Е-1,54-^+1,17.
(9)
Формула (9) пригодна для расчетов испарения с
поверхности водоема с июня по сентябрь. В табл. 3
приведены значения испарения с поверхности воды
озера Белое, рассчитанные по разным формулам.
Таблица 3
Средний слой испарения с поверхности оз. Белое,
за 1979-1989 гг., мм
Формула
(1)
(2)
(9)
VI
120
123
131
vn
145
141
137
vin
112
108
113
Сумма
427
424
454
IX
50
52
73
Сравнение полученных значений испарения позволяет суцить о достоверности рассчитанных параметров, входящих в формулы (1) и (6), и дает основание
считать правильными расчеты, выполненные по формуле (1).
ВОДНЫЙ БАЛАНС ОЗЕРА
Основной задачей данной работы является оценка
притока подземных вод в озеро в связи с проектируемым водозабором из месторождения подземных вод,
расположенного неподалеку ог водоема, для водоснабжения г. Шарыпово. Средством для определения данного параметра является уравнение водного баланса.
Уравнение водного баланса запишем в следующем
виде:
По + П го + 0 - П р- И ± А о = П п ±Н,
7
(10)'
4
где По - основной приток, П6 - приток с неизученной
части водосбора, Пл - приток подземных вод, О - осадки на зеркало озера, Пр - поверхностный сток воды из
озера, И - испарение с поверхности озера, А о - аккумуляция воды в озере, Н - невязка баланса.
Основной приток воды в озеро определен нами по
сумме расходов воды рек, впадающих в водоем, на
которых на период расчета имелись наблюдения. До
1988 г. поверхностный приток регистрировался с площади 1070 км2, с 1988 г. - с площади 846 км2.
Оценка притока с неизученной площади водосбора производилась по среднему арифметическому модулю стока рек. Достоинством этого способа является то, что все реки-аналоги имеют одинаковый вес.
При расчете стока с неизученной площади формулы выглядят следующим образом:
Q6 = 0,133Q t + 1,533-Q2 + 2,319-Q3
(11)
2001
и начиная с 1988 г.:
Q6 = 0,243-Q4 + 2,134-Qj + 3,241 Q3,
(12)
где Q6 - сток с неизученной площади; Q , Q2, Q3 и Q4 средние месячные расходы воды на реках: Ужур д. Можары, Можарка - д. Можары, р. Шушь д. Шушь и Ужур - д. Локшино соответственно.
Известно, что над водной поверхностью водоемов
осадков выпадает меньше, чем над сушей, но различия в их суммах не превышают 5-6%, что находится в
пределах общей точности измерений. Полагая, что для
озера Белое это различие столь же незначительно, количество осадков на поверхность озера определено
нами как среднее арифметическое из показаний 7 станций и постов, расположенных неподалеку от водоема.
Сток воды из озера регистрируется на р. Сереж у
д. Корнилово. Пост расположен в 300 м ниже водопропускного устройства Рыбводхоза, которое регулирует сброс воды из озера.
Сток воды из озера за месячный интервал времени определяется по формуле
П =0,0864-ti-Qk,
(13)
где Пр - объем стока воды за месяц, млн м3; QK - средний месячный расход воды на посту Корнилово, м5/с;
т] - число дней в месяце.
Испарение (мм) с поверхности воды озера получено нами по формуле ГТИ (1).
Исходные величины для формулы (1) включающие
парциальное давление водяного пара на высоте 2 м
над водой и скорость ветра над водной поверхностью,
определены по эмпирическим связям, установленным
между фактическими значениями указанных переменных над водной поверхностью и измеренными на метеорологической станции Шарыпово, расположенной
в 20 км к западу от озера. Температура поверхности
озера получена по зависимости от температуры воды,
измеренной у берега.
Значения испарения со снега (И, мм) получены по
формуле П.П. Кузьмина [2, 4,7]:
И = ту(0,18 + 0,10-W10) (е 0 -е 2 ),
(14)
где все обозначения те же, что и в формуле (1), но исходные данные приняты по метеостанции Шарыпово
Оценка изменений объема воды в озере произведена по разности объемов воды, в начале и конце расчетного периода. Для определения этих объемов нами
получены кривые площадей и объемов воды (рис. 4),
основой для которых послужила батиметрическая карта озера масштаба 1: 10 000.
По результатам приведенных расчетов составлен
многолетний водный баланс озера Белое (табл. 4). При
этом подземный приток определен как остаточный
член уравнения водного баланса. В среднем годовой
приток подземных вод равен 100 мм, или 0,24 м3/с.
139
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Конечно, полученные величины параметров водного баланса требуют уточнения. Для этого необходимы детальное обследование всего водосбора озера,
инвентаризация всех имеющихся водотоков и организация ряда гидрометеорологических наблюдений.
0
м
Я
1
8
<
«В
о
£
20
30
40
50
Площадь, км
60
70
2
Рис. 4. Кривые зависимостей объема и
площади водной поверхности Белого озера
Таблиц а 4
Средний многолетний водный баланс озера Белое за 1977-1990 гг., ми
Характеристика
Месяц
Основной
приток
Январь
Февраль
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
24
18
163
66
61
65
68
48
36
32
22
628
Притоке
неизученной
площади
21
17
91
53
52
48
53
30
34
25
20
468
Осадки
Сток из
озера
Испарение
16
12
31
46
63
91
64
43
42
24
19
465
56
43
136
177
138
166
104
92
88
63
56
1171
5
2
31
31
122
157
124
57
6
9
4
560
Аккумуляция
в чаше
озера
0
1
-136
17
78
60
47
30
-30
-6
-1
60
Подземный
припж
0
-3
18
26
6
59
-4
-2
12
-3
0
ПО
Литература
1. Гета Р.И. Применение теории подобия к расчету испарения с водной поверхности // Метеорология и гидрология. 1979. N° 2. С. 88-96.
2. Нежиховскнй Р.А. Гидрологические расчет и прогнозы при эксплуатации водохранилищ. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 191 с.
3. Озеро Кубенсюе ! Под ред. Т.Н. Малинина, И.М. Распопова. Л.: Наука, 1977. 308 с.
4. Рекомендации по расчетам водного баланса крупных озер и водохранилищ. Л.: Гидрометеоиздат, 1989. 99 с.
5. Руководство по гидрологическим расчетам при проектировании водохранилищ. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 366 с.
6. Тихомиров А.И. Термика крупных озер. Л.: Наука, 1982. 232 с.
7. Указания по расчету испарения с поверхности водоемов. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 83 с.
140
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
ОЦЕНКА ВЕТРО ЭНЕРГЕТИЧЕСКОГО ПОТЕНЦИАЛА ТОМСКОЙ ОБЛАСТИ
Г.Г. Журавлёв
Томский государственный университет
В статье приведена предварительная оценка ветроэнергетического потенциала Томской области. Для этого было проведено
исследование ветрового режима по данным 28 метеорологических станций области. Результата оценки ветроэнергетического
потенциала имеют практическое применение при проектировании и использовании систем энергоснабжения, использующих
возобновляемые ресурсы.
В период бурного развития промышленности в
прошлом столетии в проектах обеспечения человечества энергией в основном использовались источники
на основе различных видов ископаемого топлива.
Дикое использование полезных ископаемых в качестве
топлива в конечном итоге поставило на повестку дня
две проблемы - загрязнение окружающей среды до
критических значений и угроза истощения запасов
полезных ископаемых. Эти глобальные проблемы заставляют искать альтернативные источники энергии.
В этом качестве могут рассматриваться атомная энергетика (но она встречает все больше возражений в
связи с огромной опасностью и проблемой утилизации радиоактивных отходов) и так называемые чистые источники энергии, в число которых входят установки, использующие энергию ветра. Энергия ветра
использовалась еще в глубокой древности, но низкая
единичная плотность этой энергии, зависимость от
погодных условий, несовершенство её преобразования в более удобные виды энергии, ограничивало
широкое использование этого природного источника.
В настоящее время появилось много различных установок для преобразования энергии ветра в другие виды
энергии, в том числе и в наиболее удобную — электрическую. Эти установки называют аэрогенераторами
или ветроэнергетическими установками (ВЭУ).
Энергия (Е), содержащаяся в потоке движущегося
воздуха, определяется следующим соотношением [1,2]:
Е = 4,8110-4У31У^г\,
(1)
где V- скорость ветра; D - диаметр ветрового колеса
ВЭУ; % - номинальный коэффициент использования
ветра; г| - к.п.д. преобразования механической энергии в электрическую.
Многочисленными исследованиями доказано, что
практическая эффективность системы винт—генератор
достигает примерно 30-40%.
Авторами [3] для расчета средней удельной мощности ветрового потока (ветроэнергетического потенциала на 1 м г ) Nc, использовалась формула, учитывающая среднюю скорость ветра V и её коэффициент
вариации Cv:
N с" 0,613 VcO + 3Ct
-0,9ct
+ 2,9ci)
(2)
Эта формула определяет теоретическую (потенциальную) величину ветровой энергии и является верхним пределом запасов ветровых ресурсов, так как не
учитывает потери преобразования.
Вырабатываемая ВЭУ мощность зависит от многих факторов [4]:
1) куба скорости ветра;
2) плотности и турбулентности воздуха;
3) квадрата диаметра ротора (площади вращения
воздушного колеса);
4) эффективности винта и генератора;
5) стартовой и номинальной скорости ветра (при
которых аэрогенератор начинает работать и развивает номинальную мощность);
6) номинальной мощности ВЭУ.
Первые два фактора зависят от выбора района установки ВЭУ, удельная выработка ветровой электроэнергии полностью зависит от силы ветра и продолжительности энергоактивных скоростей на данной
территории. Остальные факторы являются функциями аэрогенераторов. Тд,кже следует иметь в виду, что
получение энергии, достигается лишь при скорости
ветра, находящейся в допустимом рабочем диапазоне для каждого ветроагрегата. Часто бывает, что скорость ветра бывает слишком низкой и ветроагрегат
не может работать, либо достигает такого большого
значения, что необходимо принимать меры к его отключению с целью предотвращения разрушения.
При современном уровне развития ветроэнергетических установок условия их экономически оправданной эксплуатации в зависимости от среднегодовой скорости (V.) можно приближенно оценить следующим
образом [5]: при скорости Vo < 3 м/с - бесперспективные для любых ВЭУ; при скорости 3 < V < 3,5 м/с малоперспекшвные; при 3,5 < V, < 4 м/с - перспективные для ВЭУ малой мощности; при 4 < V, < 5,5 м/с перспективные для малой и большой мощности и при
V. > 5,5 м/с - перспективные доя всех ВЭУ
В табл. 1, заимствованной из работы [6], представлен ряд нескольких ветроэнергетических установок
(ВЭУ) малой мощности (до 30 кВт) и их основные
технические характеристики. Они могут использоваться в индивидуальной жилой застройке, в том числе
фермерском хозяйстве.
141
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Таблица 1
Технические характеристики ВЭУ (мощность до 30 кВт) [5]
N
Марка агрегата
1
2
3
4
5
6
ВЭТУ-1,5
АВЭУ-0,3-2,4
АВЭ-2-4,5
ВД-6
ВЭУ-10-10
АВЕС4.00.00.00.СБ
ЭСО-0020
7
Диаметр вет- Высота до оси Масса ветроколеса, кг
роколеса, м ветроколеса,м
1,8-2,52
2,4
4,5
5,5
10
2
4,25; 7,25; 10,25
б
8,3
17,86
11,6
6
-
-
150
165
600
1500
2800
200
-
0,65-0,75
2,25
3
18,5
1 м. куб ./час
20
-
Для оценки ветроэнергетического потенциала, его
возможного вклада в энергосбережение необходимо
иметь характеристики распределения ветра по территории и во времени.
Для оценки ветрового режима и ветроэнергетического потенциала Томской области были использованы данные 28 гидрометеорологических станций за
период с 1936 по 1987 гг. Основными климатическими характеристиками скорости ветра служат средняя
скорость, стандартное, (среднеквадратичесюе) отклонение (s), коэффициент вариации (Cv), повторяемость
различных скоростей, максимальная скорость, распределение скоростей в течение суток и года.
Скорость ветра определяется в первую очередь
структурой барического поля атмосферы (особенностями атмосферной циркуляции). Большое влияние
на режим ветра оказывают также местные условия:
Мощность,
кВт
Диапазон
рабочих скоростей, м/с
5-40
Номинальная
скорость, м/с
-
4-40
£3
ок.21
>3
>5
9,6
9
8,5
-
наличие водных объектов, особенности рельефа и
подстилающей поверхности и т.п. Наименьшая скорость ветра наблюдается в малоградиентных барических полях.
В табл. 2 представлены основные статистические
характеристики средней многолетней скорости ветра на станциях Томской области, данные скорости
ветра получены на высоте установки ветроизмерительных приборов (10-14 м). Анализ данных показывает , что средняя многолетняя скорость ветра на
станциях Томской области меняется в пределах от 1,6
(Ванжиль-Кынак) до 3,8 м/с (Молчаново). Среднее
значение по области - 2,7 м/с.
Коэффициент вариации C v , характеризующий временную изменчивость значений скорости относительно средней, не очень большой и меняется по территории сравнительно мало, от 0,18 до 0,37. Это свиде-
Таблица 2
Основные статистические характеристики среднегодовой скорости ветра на станциях Томской области
Станция
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
142
Александровское
Ванжиль-Кынак
Напас
Прохоркино
Березовка
Средн. Васюган
Катыльга
Каргасок
Устъ-Озерное
Парабель
Новый Васюган
Степановка
Белый Яр
Колпашево
Старица
Майск
Батурино
Молчаново
Пудино
Кенга
Тегульдет
Парбиг
Бакчар
Первомайское
Брагино
Зырянское
Томск
Кожевниково
Vc, м/с
Cv
я
3,4
1,6
2,5
3,2
2,0
2,7
2,3
3,6
2,2
3,6
2,7
2,6
3,4
3,0
2,5
1,9
2,5
2,8
3,2
2,5
3,1
2,5
2,9
2,8
2,2
2,4
2,6
3,4
0,18
0,37
0,23
0,21
0,26
0,21
0,22
0,21
0,28
0,24
0,24
0,31
0,25
0,22
0,25
0,30
0,28
0,26
0,25
0,31
0,23
0,31
0,25
0,27
0,33
0,32
0,36
0,28
0,63
0,58
0,57
0,67
0,52
0,57
0,51
0,75
0,62
0,84
0,65
0,80
0,84
0,66
0,62
0,58
0,71
0,74
0,79
0,78
0,72
0,80
0,74
0,76
0,72
0,78
0,92
0,96
Сганд.
ошибка
0,039
0,038
0,035
0,041
0,032
0,035
0,033
0,046
0,038
0,052
0,040
0,051
0,052
0,041
0,038
0,036
0,044
0,046
0,049
0,049
0,044
0,049
0,046
0,047
0,045
0,049
0,057
0,060
А
Е
-0,27
0,49
-0,31
-0,11
0,05
0,08
-0,11
0,24
0,15
0,57
0,14
0,62
0,28
0,45
-0,18
0,41
0,28
0,03
0,23
0,39
0,28
0,32
0,39
0,27
0,30
0,66
0,61
0,33
-0,09
-0,14
-0,15
-0,11
-0,34
-0,34
-0,07
0,35
0,31
1,19
0,51
0,52
-0,05
0,83
0,02
0,10
-0,35
-0,60
-0,09
-0,23
-0,24
-0,14
0,29
-0,35
-0,20
0,40
0,48
-0,41
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
Том № 274
сентябрь
тельствует об относительно стабильном во времени и
по территории режиме ветра.
Для характеристики кривой распределения часто
используют понятия асимметрии и эксцесса. Мерой
асимметрии распределения является коэффициент
асимметрии (А). Принято считать, что при значении
|А| < 0,25 асимметрия малая, при значениях коэффициента асимметрии в пределах 0,25 < |А| < 0,5 - умеренная и при |А| > 0,5 - большая. Коэффициент асимметрии на станциях меняется от -0,31 до 0,66 (среднее значение по области А = 0,24). На большинстве
станций его величина положительная, что говорит о
правосторонней асимметрии (удлиненной является
правая ветвь). Лишь на пяти станциях (Александровское, Напас, Прохоркино, Катыльга и Старица) наблюдается левосторонняя ассиметрия.
В качестве характеристики островершинности распределения в статистике используется эксцесс (Е).
Коэффициент (Е) равный нулю характерен для нормального распределения. Кривые более островершинные по сравнению с нормальной кривой обладают
положительным эксцессом, менее острые - отрицательным эксцессом. Коэффициент (Е) на станциях
меняется от -0,60 до 1,19 (среднее значение Е = 0,04).
Стандартное отклонение s является показателем
изменчивости или рассеивания значений средней скорости относительно средней многолетней скорости.
Среднее годовое отклонение месячной скорости вет-
2001
ра от средней многолетней составляет 0,51+0,96 м/с.
Стандартная ошибка расчетов не превышает 0,06 м/с.
На рис. 1 представлена карта-схема распределения
среднегодовой скорости ветра по территории Томской области. Жирной линией выделено среднее значение скорости ветра по области. На карте достаточно четко видна область более высоких скоростей ветра (обозначена штриховкой) которая расположена
вдоль долины реки. Это обусловлено тем, что долина
Оби шириной около 70 км практически лишена растительности и подстилающая поверхность, представленная редколесьем и луговой растительностью, имеет значительно меньшую шероховатость.
В годовом ходе минимум скорости ветра наблюдается в летний сезон, когда преобладают малоактивные
процессы. На рис. 2 в графическом виде представлены
среднемесячные характеристики скорости ветра для
трех станций (Александровское, Колпашево,Томск).
В течение года наиболее существенное изменение среднемесячной скорости ветра обнаруживается при переходе от весны к лету и от лета к осени. На станциях
Александровское и Колпашево отмечаются два максимума и два минимума. Первый максимум наблюдается
весной (в мае), второй максимум - осенью (октябрь ноябрь). Минимумы отмечаются в летний сезон (июль
- август) и зимний (декабрь, январь, февраль). Аналогичное распределение среднемесячной скорости ветра
наблюдается и на других станциях Томской области.
чвтш-ъщъ
3 .
I V
\
J~
—"
"4.
/ f*
Рис. 1. Среднегодовая скорость ветра на территории Томской области
143
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
га
а.
hщ
~
ш
л
$5
о
о.
0
" "о
S S
1 •—•
0
<и
2
ш
1
С£
(1)
а.
О
4,5
3,5
—О—Александровское
Колпашево
2,5
Томск
1
1
1
2
1
3
4
1
I
5
6
1
7
1
1
8
1
9
12
11
10
Месяц
Рис. 2. Изменение среднемесячной скорости ветра по месяцам года
Исключение составляет Томск. В распределении
среднемесячной скорости ветра в Томске отмечается
один минимум (июль-август) и один максимум (с октября по март). В июле среднее значение среднемесячной скорости ветра на станциях Томской области
составляет 2,4 м/сек. В октябре-ноябре - 3,6 м/сек, в
мае - 3,7 м/сек и в январе - 3,1 м/сек.
Большой интерес представляет распределение суточного хода скорости ветра. В табл. 3 приведены значения среднемесячной и годовой скорости ветра в различные часы суток (по 8 срокам) для трех станций:
Александровское, Колпашево и Томск. Первая цифра В колонке «срок» обозначает московское декрет-
ное зимнее время, вторая (в скобках) - декретное время данного пояса.
Для большей наглядности на рис. 3 приведены графики изменения средней скорости ветра в каждый
срок по указанным выше станциям. Суточный ход скорости ветра определяется изменением интенсивности турбулентного обмена воздуха в течение суток.
Обычно скорость ветра возрастает в середине дня и
уменьшается в утренние часы. В суточном ходе скорости ветра на станциях Томской области максимум
наблюдается в 13-16 ч по местному времени, минимум в ночное и утреннее время (01-07 ч).
Таблица 3
Среднемесячная и годовая скорость ветра (м/с) в различные сроки (время местное - в скобках) [7]
Срок
1
2
3
4
5
18 (22)
21(01)
24 (04)
03 (07)
06 (10)
09 (13)
12 (16)
15 (19)
3
3,1
3
3
3,1
3,3
3,1
3,1
3,1
3,1
2,9
2,9
3
3,3
3,4
3,1
3
3
2,8
2,9
3,1
3,7
3,7
3,4
3
2,8
2,8
2,9
3,6
4,2
4,3
4
3,3
3,3
3,1
3,4
3,9
4,5
4,7
4,3
18 (22)
21 (01)
24 (04)
03 (07)
06 (10)
09(13)
12 (16)
15 (19)
3
3
3
3
3,1
3,4
3,3
3,1
2,8
2,7
2,6
2,8
2,8
3,2
3,4
3
2,9
2,7
2,5
2,5
2,9
3,6
3,7
3,3
2,7
2,6
2,6
2,6
3,3
4,1
4,2
3,8
2,5
2,4
2,4
2,8
3,9
4,7
4,6
4,1
18(22)
21 (01)
24 (04)
03 (07)
06 (10)
09 (13)
12 (16)
15(19)
3,5
3,5
3,4
3,6
3,4
3,6
3,6
3,7
3
3,1
3
3,1
3
3,1
3,2
3,1
2,7
2,5
2,5
2,7
2,6
3
3,2
3
2,6
2,6
2,4
2,3
2,8
3,5
3,7
3,3
2,5
2,2
2,1
2,3
3,1
4
3,9
3,5
144
Месяц
6
7
Александровское
2,3
3,1
2,9
2,3
3
2,2
3,3
2,4
3,7
2,8
4,2
3,6
4,4
3,6
4
3,5
Колпашево
2,2
1,3
1,8
1,1
1,2
1,9
2,4
1,5
3,4
2,5
4,2
3,4
4,2
3,5
3,6
2,9
Томск
2,1
1,6
1,8
1,3
1,4
1,9
2
1,6
2,6
2
3,5
2,9
3,4
2,7
3,2
2,6
10
12
Год
8
9
2,3
2,3
2,2
2,5
3,1
3,7
4
3,4
2,7
2,6
2,5
2,8
3,3
4.1
4,2
3,5
3,3
3,3
3,2
3,3
3,4
4,1
4
3,5
3,6
3,6
3,6
3,7
3,5
3,9
3,7
3,7
3
3
3
3
3
3,2
2,9
3,1
3
2,9
2,9
3
3,3
3,8
3,8
3,6
1,7
1,5
1,7
1,9
2,7
3,6
3,6
3
2,1
1,9
2
2,1
2,9
3,7
3,6
2,6
3,1
3
3,1
3,2
3,5
4
4
3,4
3,6
3,5
3,7
3,7
3,7
3,9
3,9
3,7
2,8
2,8
2,9
2,9
3
3,2
3,1
3
2,6
2,4
2,5
2,6
3,2
3,7
3,8
3,3
1,9
1,6
1,7
1,7
2,2
3,1
3,2
2,7
2,1
1,7
1,8
1,8
2,2
3,2
3,1
2,3
2,7
2,6
2,8
2,8
2,9
3,4
3,3
2,8
3,1
3,2
3,2
3,3
3,3
3,4
3,3
3,1
2,9
2,9
2,9
3,2
2,9
3
3
3
2,6
2,4
2,4
2,5
2,8
3,3
3,3
3
и
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
2001
4,0
О
3,8
/ г *
3,6
i
- О - Александровское
•
3,4
/ '
Колпашево
/
'
«
~ 0 ~ Томск
\
л
/ •
3,2
ЕЭ
о
о
% 3,0
и
о
/
•У
2,8
8.
и 2,6
2,4
2,2
22
01
04
07
10
13
16
19
Сроки (время местное)
Рис. 3. Среднегодовая скорость ветра в различные часы суток
Таблица 4
Повторяемость скорости ветра по градациям [7]
Градация, м/с
0-1
2-3
4-5
6-7
8-9
10-11
12-13
14-15
16-17
1
28,7
33,6
22,8
10,4
3,6
0,6
0,3
2
3
28,3
33,1
23,9
10,4
3,7
0,3
0,2
0,1
26,5
32
25,4
11,4
4,3
0,2
0,1
ОД
1
1
4
23,1
31
27,3
12,7
5,4
0,4
0,1
|
5
16,4
31
31,4
14,2
6,2
0,6
0,1
Месяц
6
Александровское
20,5
30,7
31,8
36
29,8
22,4
12,3
7,8
4,9
2,8
0,4
0,2
0,1
0,1
0,2
8
9
28,3
26,6
23,6
8
3,3
0,2
23,6
36,3
26
9,6
4,2
0,2
0,1
0,1
0-1
2-3
4-5
6-7
8-9
10-11
12-13
14-15
16-17
29,8
29,8
23,1
10,6
6,2
0,3
0,1
0,1
33,7
26,9
24,6
9,8
4,2
0,6
0,1
0,1
30,7
27,9
25,3
10,8
4,9
0,3
0,1
26
29,3
26,9
11,7
5,6
0,4
0,1
23,2
28,8
27,9
14,2
5,4
0,3
0,1
0,1
0-1
2-3
4-5
6-7
8-9
10-11
12-13
14-15
16-17
32,2
29
18,4
10,1
6
1,6
1,2
1,1
0,4
37
30,9
15,3
10
4
1
1,2
0,6
37,5
34,2
17,1
6,9
3
0,3
0,5
0,4
0,1
34,2
35,4
18,4
7,6
2,9
0,6
0,4
0,4
0,1
31,3
35
22,7
7,6
2,4
0,3
0,5
0,2
1
10
11
12
19,5
33,2
30,1
12,1
4,6
0,3
0,1
19,2
32
28,3
14,2
5,8
0,3
0,2
28
34,5
23,6
10,4
3,1
0,3
0,1
0,1
Колпашево
30,1
42,3
30
31,5
25,7
19,6
10,5
5,2
3,4
1,3
0,2
0,1
0,1
Томск
39,1
48,3
33,1
33,7
19,3
14,5
3
6,1
0,5
1,9
0,2
0,2
0,1
Для целей ветроэнергетики особый интерес представляет распределение скоростей ветра по градациям скорости. В табл. 4 приведена повторяемость скоростей ветра по градациям для станций Александровское, Колпашево и Томск. Повторяемость штилей и
слабых ветров (0-3 м/сек) в среднем за год по станци-
35,8
33,2
24
5,2
1,7
24,4
33,4
26,3
11,1
4,3
0,3
0,1
0
0
33,8
33,2
23,6
6,6
2,7
0,1
22,2
31,2
27,5
12,6
5,8
0,3
0,3
0,1
17,2
30,8
29,5
15,3
6,7
0,3
0,1
0,1
29,9
30,4
26
8,7
4,6
0,2
0,1
0,1
29,6
30,3
25,3
10,1
4,4
0,2
0,1
0
44,9
32,7
15,9
4,8
1,2
0,2
0,3
38
32
16,9
7,2
3,6
0,9
0,7
0,5
0,2
35,4
29,6
17,6
9,1
5,4
1
0,8
0,8
0,2
39,5
30
15,2
7,6
4,9
1,4
0,8
0,5
0,1
38,4
32,5
17,4
7
3
0,6
0,6
0,4
0,1
0,1
43,9
33,8
17,4
3,2
0,7
0,1
0,1
0,1
Год
ям Александровское, Колпашево и Томск составляет
соответственно 57,8; 59,9 и 70,9%. Естественно, что
работа ВЭУ таком ветре малоэффективна. Повторяемость более благоприятных условий для работы ветроэнергетических установок (скорость ветра более
3 м/сек) составляет соответственно 42,2; 40,1 и 29,1%.
145
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
45
40
£
л
- О
35
5 30
3 25
Ф
о.
о 20
п
о 15
с
10
'Александровское
— • — Колпашево
1
«
к
—£—Томск
5
0
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Э 10 11 12 13 14 15 16 17 18
Скорость ветра (м/с)
Рис. 4. Повторяемость (%) скорости вегра по градациям
Таблица 5
Основные статистические характеристики максимальной скорости ветра V на станциях Томской области
Станция
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
Александровское
Ванжиль -Кынак
Напас
Прохоркино
Березовка
Средн. Васюган
Катыльга
Каргасок
Усть-Озерное
Парабель
Новый Васюган
Степановка
Белый Яр
Колпашево
Старица
Майск
Батурине
Молчанове
Пудкно
Кенга
Тегульдет
Парбиг
Бакчар
Первомайское
Брагино
Зырянское
Томск
Кожевниково
Среднее
Vm ,м/с
17,1
10,4
14,5
14,2
13,9
15,3
14,8
18,5
11,8
17,3
15,0
13,3
17,5
14,7
12,6
11,9
13,9
16,5
15,7
15,0
16,4
14,9
15,8
16,2
14,4
15,8
15,1
16,0
Абсол.
максимум
36
20
33
24
23
24
30
36
20
34
40
29
30
28
24
24
29
30
30
29
28
26
35
30
34
37
22
28
На рис. 4 показано изменение повторяемости среднемесячной скорости ветра по градациям скорости для
станций Александровское, Колпашево и Томск.
Для практических целей большой интерес представляют и максимальные скорости ветра, так как при
больших скоростях ветра ветроагрегаты необходимо
отключать. В табл. 5 представлены статистические
характеристики максимальных скоростей ветра, наблюдаемых на станциях Томской области.
146
ст
4,14
2,71
3,74
3,02
3,27
3,58
3,90
4,34
3,11
4Д2
4,48
3,73
4Д7
3,31
3,49
3,33
3,89
4,59
4Д2
3,92
3,83
3,78
4,42
3,96
4,78
4,66
4,03
4,01
Станд.
опшбка
0,269
0,187
0,245
0,197
0,214
0,234
0,269
0Д82
0,204
0,275
0,292
0Д53
0,279
0,216
0,227
0Д18
0Д53
0,300
0Д74
0Д56
0Д50
0Д47
0Д89
0Д58
0,316
0,304
0Д65
0Д66
А
Е
0,38
0,65
0,36
0,57
-0Д1
-0,09
0,55
0,17
0,61
0,94
1,14
0,97
0,63
0,39
0,35
0,59
0,70
0,39
0,38
0,63
0,49
0,20
0,73
0,38
0,65
1,06
-0Д2
-0,10
1,76
0,44
2,51
0,50
0,39
-0,09
1,86
0,98
0,41
1,74
3,99
1,68
0,53
0,99
0,00
0,14
0,52
0,07
0,14
1,49
0,45
0,01
1,80
0,66
1,01
3,25
-1Д0
0,01
Средний максимум на станциях меняется в пределах от 10,4 до 18,5 м/с. Абсолютный максимум, наблюдавшийся на станциях области в разные годы, колеблется от 20 до 40 м/с.
Для расчёта удельного (вг/м2) ветроэнергетического потенциала (максимально возможного) Томской области была использована формула (2). В реальных условиях при использовании ВЭУ часть энергии по известным причинам будет потеряна. В табл. 6 предсгавле-
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
Таблица б
Ветроэнерголотенциал Nc по станциям Томской области
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
Станция
Александровское
Ванжиль-Кынак
Напас
Прохоркино
Березовка
Средн. Васюган
Катыльга
Каргасок
Усть-Озерное
Парабель
Новый Васюган
Степановка
Белый Яр
Колпашево
Старица
Майск
Батурино
Молчаново
Пудино
Кенга
Тегульдет
Парбиг
Бакчар
Первомайское
Брагино
Зырянское
Томск
Кожевниково
N c , вт/м2
27,2
3,3
11,1
22,6
6,0
13,2
8,6
32,0
8,0
32,3
14,7
13,3
28,6
19,2
11,4
5,6
12,4
16,8
23,6
12,2
21,8
12,9
17,6
17,2
8,6
11,6
14,4
30,6
ны расчётные значения ветроэнергетического потенциала N по станциям Томской области для высоты расположения флюгера. Ветроэнергетический потенциал по
станциям области меняется от 3,3 (Ванжиль-Кынак) до
32,3 вг/м2 (Парабель). Для более эффективного использования ветровой энергии, согласно исследованиям различных авторов, ветровое колесо ВЭУ необходимо располагать на больших высотах: 30-100 м и выше, так как
скорость ветра с высотой увеличивается по логарифмическому закону [8]. Авторами [1, 3] показано, что
скорости ветра на высоте 30 м выше в 1,7 раза (в среднем), на высоте 100 м - в 2,4 раза. При этом среднегодовые скорости воздушных потоков на стометровой
высоте превышают 7 м/сек. Если для установки ВЭУ
выйти на высоту 100 м, используя подходящую естественную или искусственную возвышенность, практически на всей территории Томской области можно эффективно использовать ветроагрегаты. Д ля боле точной оценки ветроэнергетического потенциала при ус-
2001
ловии расположения ВЭУ на высоте 100 м необходимо использовать аэрологические наблюдения.
Следует отметить, что дополнительные возможности может принести использование ВЭУ, работающих
при малых скоростях ветра. В последние годы появился ряд новых конструкций ВЭУ. Так специалисты
Института криосферы Земли Сибирского отделения
РАН предложили заменить воздушные винты на шнеки - спиральные винты Архимеда. Самое главное преимущество - большая площадь лопастей по сравнению с традиционными винтами, а значит, и более высокая производительность. Спиральные лопасти благодаря своей геометрии сохраняют форму и при малой толщине, даже если изготовлены из тонкого стального или алюминиевого листа или пластмассы, а для
тонкостенной ступицы, на которой они укреплены,
служат своеобразными ребрами жесткости.
Роторный агрегат получается легким и прочным,
работает при небольших скоростях ветра. Ему не нужны механизмы для ориентации по воздушному потоку и для регулировки скорости вращения.
Новый ветряк значительно проще и надежнее традиционных ветроустановок. По стоимости же он в три
раза дешевле. Шнеки в отличие от винта более экологичны, не создают аэродинамического шума, почти не
генерируют теле- и радиопомех, менее опасны для гггиц.
Рассмотрев основные характеристики ветра на
высоте расположения ветроизмеригельных приборов
(10-14 м) по станциям Томской области, можно сделать следующие предварительные выводы:
- в целом территория Томской области относится
к малоперспективным районам для непрерывного использования ветровой энергии в течение всего года.
Ветровая энергия может служить лишь дополнительным источником энергии с целью энергосбережения;
- повторяемость средних скоростей ветра, необходимых для эффективной работы существующих
ВЭУ малой и большой мощности не превышает 43%;
- зона наибольшей плотности ветровой энергии
практически совпадает с районами максимума средней скорости ветра (в долине реки Оби).
- для более эффективного использования ветровой энергии необходимо устанавливать ВЭУ на высоте 30-100 м, а также использовать современные шнековые ветряки.
Литература
1. Тажиев И.Т. Энергия ветра - база электрификации сельского хозяйства. Л.: Гос. энерг. изд-во, 1952. 192 с.
2. Исаев А.А. Прикладная климатология. М.: Изд-во МГУ, 1989. 88 с.
3. Дробышев А.Д, Пермяков Ю.А Ветровая энергия и её возможный вклад в ресурсосбережение и экологию Прикамья: Учебное пособие. Пермь: Изд-во Перм. ун-та, 1997. 112 с.
4. Маркус Т.А., Моррис Э.Н. Здания, климат и энергия. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 544 с.
5. Де Рензо Л. Ветроэнергетика. М.: Энергоатомиздат, 1982. 271 с.
6. Кудря С., Коваленко В., Коханевич В., Шихайлов М. Универсальная ветроэнергетическая установка для сельского хозяйства // Материалы 2-й межд. конф. по управл. использованием энергии (Львов, 3-6 июня 1997 г.), С. 149-150.
7. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Серия 3. Многолетние данные. СПб.: Гидрометеоиздат; 1993. Ч 1-6. Вып. 20. 717 с.
8. Зилитинкевич С.С., Чаликов Д.В. Определение универсальных профилей скорости ветра и температуры // Изв. АН СССР. Физика
атмосферы и океана. 1968. Т. 4. № 3. С. 294-302.
147
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
СИНОПТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ ГРОЗ
НАД ТЕРРИТОРИЯМИ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ И КАЗАХСТАНА
В.П. Горбатеню
Томский государственный университет
Исследованы временные и пространственные изменения грозовой активности над территориями юго-востока Западной Сибири
и Казахстана. Определены траектории циклонов, обусловливающие возникновение и развитие гроз, и типы атмосферной циркуляции при грозах. Определено соответствие фронтальных и внутримассовых гроз для каждого из районов исследования.
Изучение повторяемости типов синоптических
процессов над той или иной территорией представляет значительный интерес в связи с оценкой опасных
для народного хозяйства явлений погоды. Необходимо отметить, что исследованию циркуляционных процессов над северным полушарием или его отдельными территориями посвящено значительное количество
работ [2, 4, 5, 10]. Выполнялись такие работы и для
территорий Западной Сибири и Казахстана, но проводились они, в основном, с целью изучения циркуляционных процессов, а не для изучения характеристик метеорологических полей, связанных с этими процессами. Кроме того, исследования синоптических
процессов летнего периода над территорией Западной
Сибири было проведено для сравнительно короткого
периода (1963-1967 гг.) [5].
Известно, что гроза связана с наличием сильной неустойчивости стратификации воздуха при высоком влагосодержании. Общий фон для возникновения и развития грозы на достаточно больших территориях создают
макропроцессы. Макроциркуляционные условия определяют пути перемещения циклонов, в которых, в основном, и формируются условия, благоприятные для
возникновения грозы. Однако в каждом конкретном
районе эти условия реализуются по-разному, в зависимости от характеристик конкретной территории.
Целью данной работы является выделение особенностей циркуляционных процессов атмосферы над
районами Западной Сибири и Казахстана из которых
одни способствуют возникновению гроз, а другие нет.
Для этого выполнен анализ многолетних тенденций в
изменении форм циркуляции атмосферы в атлантикоевразийсюэм секторе северного полушария, проведенный для каждого дня летних периодов 1962-1985 гг.
и анализ изменений числа дней с грозой этого периода для территорий Западной Сибири северного и восточного Казахстана. Кроме того, проведено исследование структуры временных рядов числа дней с грозой на предмет выявления общих закономерностей в
их многолетнем режиме.
Грозовая активность, наблюдаемая визуально на
метеорологических станциях, характеризуется числом
дней с грозой и суммарной продолжительностью гроз
в году. Методика регистрации грозы как явления в
период с 1912 г. по настоящее время не претерпела
148
существенных изменений, хотя с 1966 г. грозы не подразделяются на близкие и отдаленные. Необходимо
отметить, что в ряде пунктов ЕТР, в Восточной Сибири, в некоторых районах Западной Сибири и Казахстана проводились и инструментальные наблюдения
над грозами, однако надежные данные о результатах
непосредственного определения плотности разрядов
молнии в землю пока не получены, поскольку наблюдения эти не были продолжительными. Следовательно, при решении задач мониторинга грозовой активности, как элемента глобальной электрической цепи
в атмосфере, анализ многолетних данных визуальных
наблюдений над грозами не имеет альтернативы.
Предлагаемые в настоящей работе исследования
выполнены для территорий юго-востока Западной
Сибири (Томская область с прилегающими к ней метеостанциями и Алтайский край), северной, центральной, южной и восточкой частей Казахстана. При исследовании временных изменений характеристик грозовой деятельности над Западной Сибирью были использованы данные 45 метеостанций за период 1936
1995 гг. На территории Казахстана использованы данные 74 станций за период 193 6-1985 гг. В табл. 1 представлены средние и экстремальные значения грозоТаблица 1
Средние (х) по территории, максимальные (max) и
минимальные (min) значения числа дней с грозой (T) и
суммарной за грозовой сезон продолжительности гроз (П)
ТЕРРИТОРИЯ
ТОМСКАЯ
ОБЛАСТЬ
АЛТАЙСКИЙ
КРАЙ
СЕВЕРНЫЙ
КАЗАХСТАН
ЦЕНТРАЛЬНЫЙ
КАЗАХСТАН
ЮЖНЫЙ
КАЗАХСТАН
восточный
КАЗАХСТАН
мгч
МАХ
X
MIN
ХАРАКТЕРИСТИКА
Т
П
16
23
30
65
22
42
22
22
МАХ
X
мпч
МАХ
X
M3N
32
26
12
25
21
8
54
43
16
61
36
11
МАХ
X
MIN
МАХ
X
МЛЧ
МАХ
X
26
18
9
17
14
16
38
23
66
32
16
31
26
18
92
40
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
сентябрь
Том № 274
вой активности на исследуемых территориях. Максимальные значения грозовой активности зарегистрированы в Алтайском крае, минимальные - на территории южного Казахстана. Территория восточного Казахстана по средним характеристикам грозовой активности ближе к территории Алтайского края, чем к
прочим территориях Казахстана.
Периодические изменения во временном ходе метеорологических величин подтверждены множеством
исследований, не является исключением и грозовая
деятельность. На рис. 1 представляющем временной
ход числа дней с грозой (Т), отмечаемый станцией
Барнаул, за период 105 лет, хорошо заметно, сколь
значительно меняется грозовая активность от года к
году. И, тем не менее, на фоне этих вариаций заметна
некоторая периодичность в рядах грозовой активности. Выделяются десятилетия как с высокими значениями числа дней с грозой, так и с низкими. Если же
сравнить временные изменения значений числа дней
с грозой на различных, хотя и соседних территориях
(рис. 2), то окажется, что на каких-то временных промежутках они синхронны, на других - нет. Временные вариации среднего числа дней с грозой для трех
районов, представленные на рис. 2, позволяют сделать
выводы: 1) уровень значений числа дней с грозой на
Т(дни)
годы
Рис. 1. Число дней с грозой за год, от. Барнаул,
период 1891-1995 гг.
2001
территории Алтайского края ближе по значениям к
числу дней с грозой, регистрируемых на территории
Томской области, нежгли на территории восточного
Казахстана (Усть-Каменогорская и Павлодарская области); 2) временные вариации зачений Т метеостанций Томской области и Алтайского края гораздо лучше согласуются между собой, чем с данными, полученными в восточном Казахстане. Однако, циклические компоненты, даже на первый взгляд, существенно отличаются.
Структура многолетних колебаний таких метеорологических элементов, как температура воздуха, атмосферные осадки, атмосферная циркуляция изучена
весьма детально и используется в практике долгосрочного прогнозирования, чего нельзя сказать о грозовой активности. Временные ряды характеристик грозовой активности характеризуются сложной статистической структурой. Сравнение работ, проведенных
для раз личных территорий [1,11], позволяет, утверждать, что над различными территориями наблюдаются циклы различной периодичности. Обусловлено это,
в первую очередь, наличием циклических составляющих различного периода в рядах повторяемости синоптических процессов, обуславливающих возникновение и развитие гроз над той или иной территорией.
Кроме того, огромное значение на грозовую активность оказывает состояние подстилающей поверхности. Грозовой активности свойственна дискретность
пространственного распределения [6,7]. Даже на расстояниях порядка 20 км, средние многолетние значения характеристик грозовой активности могут отличаться более, чем в 2 раза. Параллельное исследование временных изменений грозовой активности над
исследуемыми территориями и синоптических процессов, эти изменения обуславливающих, позволят
определить степень влияния синоптических факторов
на формирование не только временных изменений
грозовой активности, но ее и пространственной неоднородности.
годы
Рис. 2. Среднее число дней с грозой на метеостанциях Томской области (Том), Алтайского Края (Алг) и Восточного Казахстана (BK)
149
Copyright ОАО «ЦКБ «БИБКОМ» & ООО «Aгентство Kнига-Cервис»
ВЕСТНИК ТОМСКОГО ГОСУДАРСТВЕННОГО УНИВЕРСИТЕТА
Для выявления периодических составляющих в
рядах многолетних колебаний метеовеличин применяются прикладные методы корреляционной теории
стационарных случайных процессов [3]. Поэтому в
настоящей работе была проведена проверка гипотезы
о стационарности реализации анализируемого процесса с помощью критерия инверсий. После устранения
нестационарности для обнаружения периодических
колебаний в исследуемых временных рядах были рассчитаны оценки автокорреляционной функции. Исследование периодической составляющей во временных
колебаниях грозовой активности на метеостанциях
Томской, Кемеровской областей, Алтайского края и
Казахстана (период наблюдения 55-105 лет) позволило выявить следующее: В рядах станции Барнаул
(рис. 1) иКазалинск, имеющих наибольшую длительность (около 100 лет) удалось выявить цикличности
как малого, так и практически полувекового периода.
В табл. 2 приведены периоды различной продолжительности во временных рядах числа дней с грозой,
наблюдаемых над различными территориями. Анализируя данные, представленные в табл. 2, можно заметить, что коротко- и среднепериодные циклы в рядах
числа дней с грозой, присущи большинству территорий. Самые существенные отличия наблюдаются в
отношении долгопериодных циклов. Территории Алтайского края присущи как циклы, характерные для
рядов станций центра Западной Сибири, так и для
станций, расположенных на территории Казахстана.
Это не удивительно, поскольку территория Алтайского
края подвержена влиянию циклонов, образовавшихся,
либо проходящих как по территории севера и центра
Западной Сибири, так и по территории Казахстана.
Необходимо заметить, что при этом на любой из
территорий методом автокорреляционной функции
установлено наличие цикличности и других периодов,
нежели тот, что приведен в табл. 2. Например, в рядах
пяти станций, расположенных на юге Западной Сибири длительностью 60 и более лет и девяти станций
Казахстана длительностью 40-46 лет цикличность
выявить не удалось. Несмотря на заметное различие
в ре