«ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ КАРТОГРАФО-АЭРОКОСМИЧЕСКИХ ТЕХНОЛОГИЙ ДИСТАНЦИОННОГО МОНИТОРИНГА ОПАСНЫХ ГЛЯЦИАЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ ВЫСОКОГОРНЫХ ГЕОСИСТЕМ ...»

Среднее изменение площади и высоты поверхности ледников Эльбруса по склонам разных экспозиций за периоды 1887-1957 и 1957-1987 гг.

Экспозиция склонов В пределах склона одной экспозиции изменение различных ледников также отличается друг от друга. Например, характерной особенностью изменения ледника Большой Азау является быстрое сокращение языка с образованием большого количества мертвого льда, что помешало точно определить границу ледника во время МГГ.

Ледник Малый Азау отступает значительно медленнее, чем Большой Азау. На высотах 3600-3700 м и 3900-4200 м прослеживаются незначительные повышения его поверхности (5-10 м). Мало изменились ледники Гарабаши и Терскол, языки которых находятся наиболее высоко на южном склоне. Отмечается некоторое повышение поверхности у ледника Терскол в районе Ледовой базы. Отступание ледника Ирик также сопровождается образованием большого количества мёртвого льда по бортам долины. За время между съёмками 1957гг. здесь растаяло не менее 1,5 млн. м3 мертвого льда. Усиление лавинной деятельности с правого борта долины ледника Ирикчат привело к повышению его поверхности в районе отметок 3400-3500 и расширению границ. О катастрофическом сокращении ледяного поля Джикиуганкез говорилось выше.

Можно ожидать в будущем наступания ледника Микельчиран, в области питания которого на высотах 4000-4500 отмечено повышение поверхности до м. Практически стационарным является ледник Карачаул, хотя отмечается незначительное повышение его поверхности. Все остальные ледники северной и северо-западной экспозиций в настоящее время наступают. На леднике Уллумалиендерку съемка 1987 г. зафиксировала кинематическую волну на самом конце языка, который расширился, а его высота по сравнению с 1957 г. увеличилась до 40 м. Судя по материалам повторных фототеодолитных съёмок 1986-1987 гг., ледник наступает со скоростью около 15 м/год. К 1997 г. он достиг границ, которые занимал в 1957 г. На соседнем леднике Уллукол язык, наоборот, сокращается очень быстро и, возможно, скоро исчезнет. Здесь вероятнее всего произошла миграция ледораздела между ледниками Уллумалиендерку и Уллукол и большая часть льда из общей области питания поступает теперь на язык первого из этих двух ледников. Такие явления вовсе не являются редкостью. Инструментально они зафиксированы нами на леднике Джанкуат (Алейников А.А., Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. Распознавание ледораздела на переметных ледниковых комплексах (Джантуганское плато на Кавказе) // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 2002.

– № 3, с. 36-43). Из всех ледников Эльбруса лучшие балансовые показатели (по фотограмметрическим данным) за период между съёмками 1957-1987 гг. имеет ледник Уллучиран. Отмечается увеличение высоты поверхности не только у конца, где этот показатель достигает 40 м, но и по всему полю ледника до высоты 4500 м. Произошло увеличение площади ледника на 130 тыс. м2. И в то же время поверхность в 90 тыс. м2 около окончания ледника освободилась от мёртвого льда, объём которого составлял около 1 млн. м3. На леднике Битюктюбе повышение поверхности до 30 м отмечено в 250 м от конца. Но ледник ещё не достиг прежней границы, оставаясь короче на 20 м, чем в 1957 г.

Наступание ледника Кюкюртлю зафиксировано ещё съёмкой 1983 г.

Передний фронт его продвинулся на 104 м по сравнению с положением 1957 г., а высота поверхности вблизи переднего фронта поднялась на 30-40 м (Винников Л.П., Лабутина И.А. Изменение ледника Кюкюртлю на Эльбрусе за четверть века // МГИ. – 1987. – Вып. 60, с. 147-152). Съёмка 1987 г. показала, что ледник начал отступать, хотя зафиксированная величина отступания (3-4 м) лишь немногим превышает ошибки измерений в масштабе съёмки.

Весьма примечательно накопление фирна за 1957-1997 гг. толщиной 20м на площади примерно 3,5-4 км2 на юго-западном склоне Эльбруса в области аккумуляции ледника Большой Азау. Этот факт, по-видимому, и объясняет механизм «мини-пульсаций» упомянутого ледника, когда накопившийся лёд течёт поверх старого ледника новым сформировавшимся языком, поскольку он практически обособился из общей площади аккумуляции после вытаивания гряды днища цирка на плато Хотю-Тау, ранее также бывшего областью питания ледника Большой Азау. В настоящее время фирн на плато Хотю-Тау подпирает язык ледника и создаёт дополнительные условия для его «мини-пульсаций».

Характер распределения контуров положительного и отрицательного изменения высоты поверхности ледника Гарабаши подтверждает правильность его нового контура с увеличением высотного интервала его области аккумуляции (Рототаева О.В., Котляков В.М., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Чернов Р.А. Исторические данные о подвижках ледников на Северном Кавказе и Кармадонская катастрофа 2002 г. // МГИ – 2005. – Вып. 98, с. 136-145).

Повышение поверхности в области аккумуляции объясняет сравнительно небольшое уменьшение средней высоты поверхности ледника за 40 лет между последними съёмками (-2,8 м), в то время как среднее изменение высоты поверхности всей Эльбрусской ледниковой системы за указанный период составляет -5,4 м. Это соответствует среднему уменьшению объёма всего оледенения за 1957-1997 гг. на 0,674 км3, или 0,016 км3/год. Точно такую же цифру мы получили, рассматривая изменение оледенения Эльбруса в 1957гг. (Золотарёв Е.А. Изменения ледников Эльбруса в последнем столетии // МГИ. – 1997. – Вып. 83, с. 146-153). Это ещё раз подчеркивает стабильность изменений его параметров в этом регионе и косвенным образом подтверждает тот факт, что об изменении оледенения Эльбруса в целом допустимо судить по результатам измерений только на языках ледников.

Самый стабильный ледник на южном склоне Эльбруса – ледник Терскол.

Среднее уменьшение высоты его поверхности за 1957-1997 гг. составляет -0,4 м, а сокращение по площади и длине находится в пределах точности измерений.

Аналог этого ледника в отношении стабильности на северном склоне – ледник Карачаул, хотя соседние с ним ледники Уллучиран и Уллумалиендерку в настоящее время наступают. Такая неоднозначная реакция ледников Эльбрусской ледниковой системы на изменения климата в XX столетии привела в конечном счёте к практически равномерному ежегодному сокращению оледенения на протяжении 100 с лишним лет.

4.4.2. Оценка объёма оледенения Эльбруса в различные периоды его эволюции Значительный интерес представляет оценка общего объёма оледенения Эльбруса, которая при наличии данных по его изменению за столетний период позволила бы судить об относительной стабильности или, наоборот, о сокращении оледенения. По оценкам В.И. Кравцовой, составившей во время МГГ карту мощности льда Эльбруса на основе результатов измерений по фототеодолитным снимкам высоты ледяных обрывов, глубины трещин и результатов анализа профилей ледниковых долин, объём оледенения Эльбруса должен был составлять в 1957 г. приблизительно 6 км3 (Кравцова В.И. Карта мощности льда // Материалы гляциологических исследований. – 1967. – Вып. 13, с. 151-157). При этом предполагалось, что мощность льдов на большей части фирново-ледяной шапки составляет 20-50 м, а по осям крупных ледников достигает 100 м. Средняя мощность льда в целом по всему Эльбрусу оценивалась в 50 м. В настоящее время мы имеем возможность сравнить эти оценки с фактическими данными на некоторых участках оледенения.

По данным бурения и радиолокационного зондирования на южном склоне Эльбруса (ледники Гарабаши, Малый Азау и Большой Азау), полученным в 1987-1989 гг. Северо-Кавказской экспедицией Института географии РАН, средняя толщина фирново-ледяной шапки составляет 90 м и достигает 200 м (Рототаева О.В., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Тарасова Л.Н. Балансовое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах XX столетия // МГИ.

– 2003. – Вып. 95, с. 111-121). По-видимому, на склоне северной экспозиции толщина льда должна быть еще больше. Оценка объемов стаявшего льда показывает, что на плато Джикиуганкез оценочные значения толщины льда в 1957 г. занижены примерно вдвое. Из этого следует, что средняя толщина льда всего оледенения Эльбруса, по-видимому, составляет около 100 м, а объем оледенения в 1997 г. тогда можно оценить приблизительно в 12,5 км3, в 1957 и 1887 гг. – 13,6 и 16,2 км3 соответственно. Таким образом, за последние 110 лет объем оледенения уменьшился приблизительно на 22%, или на 0,2% в год. Из сравнения вероятного объёма оледенения и среднегодовых потерь льда следует, что в течение ближайших столетий оледенение Эльбруса вряд ли исчезнет.

Таблицы 14 и 15 характеризуют изменение площади и объёма оледенения в различные периоды его эволюции.

Изменение площади и объема оледенения Эльбруса с середины XIX в.

Название Площадь ледников в горизонтальной ледника вершины Эльбруса 3 Уллукол + дерку 5 ледяное поле Джикиуганкез висячие оледенение Эльбруса 159,159 147,516 132,514 127,728 124,85 17,880 16,296 13,540 13,741 12, Среднегодовые изменения площади, высоты поверхности и объёма оледенения Эльбруса ниже высоты 4000 м, по периодам Уменьшение площади, Уменьшение высоты поверхности, м/год Уменьшение объема, 4.5. Цифровое картографирование изменения оледенения Эльбруса и Исследование эволюции оледенения Эльбруса после МГГ базируется на трёх фиксированных датах: 1957, 1979 и 1997 гг., которые образуют два почти равных интервала времени: 22 года и 18 лет. Нами оцифрована топографическая карта масштаба 1:10 000, составленная в лаборатории аэрокосмических методов кафедры картографии и геоинформатики географического Московского университета во время МГГ и обработаны с помощью цифровых технологий материалы аэрофотосъёмок 1979 и 1997 гг. В результате на каждую из дат были составлены цифровые модели всего оледенения. Их сопоставление дало возможность измерить изменение границ и высоты поверхности оледенения для каждого из интервалов времени. Сопоставление облегчалось тем, что все три цифровые модели оледенения были составлены в единой системе координат и опирались на одни и те же пункты съёмочного обоснования. Максимально возможная среднеквадратическая ошибка при совмещении разновременных цифровых моделей в плане и по высоте составила 2,5 м и была рассчитана по 20 контурным точкам, опознанным на карте и на снимках. Поскольку измерение изменений высоты проводилось по всей площади оледенения не менее чем в 1 млн. точек, то в таком случае, исходя из свойств случайных ошибок измерений (Справочник геодезиста. – М., «Недра», 1966. – с.), их алгебраическая сумма стремится к нулю; следовательно, относительную ошибку измерения изменений высоты поверхности для оледенения в целом можно не принимать во внимание. Эти теоретические выкладки в нашем случае были проверены на основе того, что показатели изменения толщины (H) и объема ледников за период 1957-1997 гг. были дважды получены практически независимо – путем сравнения цифровых моделей 1957 и 1997 гг. и путём алгебраического сложения показателей H1 и H2 по соответствующим периодам за 1957-1979 гг. и 1979-1997 гг. В идеальном случае H= H1+ H2, однако из-за ошибок совмещения разновременных моделей в реальности мы имеем несовпадение (H) для каждого из ледников и в целом для оледенения.

Это дало нам возможность определить относительную ошибку изменения высоты поверхности всего оледенения, которая составила 2,6%. Аналогичная ошибка измерений изменения объема оледенения составила 1,8%. Таким образом, достаточно большое количество измерений привело к повышению точности получения конечного результата на порядок от данных первоначальных расчетов. Отметим, что топографическая карта 1957 г. в данном случае была оцифрована по горизонталям с сечением 10 м. Это позволило получить детальную картину изменения высоты поверхности и избежать ошибок в цифровых моделях, связанных с интерполяцией разреженных точек.

Составленные карты (рис. 4.14) наглядно показывают реакцию оледенения даже на кратковременные периоды изменения климата. В период 1957-1979 гг., несмотря на общее сокращение площади почти на всех ледниках кроме плато Джикиуганкез на северо-востоке и Хотю-Тау на юго-западе оледенения, преобладает повышение поверхности, достигающее 40 м на леднике Уллучиран на северном склоне. Это привело к слабоположительному балансу массы всего оледенения за указанный период, который оценивается в +0,94 м водн. экв., что, очевидно, является результатом общего снижения температуры воздуха Северного полушария в 60-е годы XX в. (Котляков В.М. Мир снега и льда. – М., Наука, 1994. – 286 с.; Котляков В.М. Наука. Общество. Окружающая среда. – М.:

Наука, 1997. – 409 с.). В это время многие ледники Эльбруса наступали (Панов В.Д. Эволюция современного оледенения Кавказа. – СПб.: Гидрометеоиздат, 1993. – 429 с.). За второй период наблюдений (1979-1997 гг.) произошло повсеместное снижение высоты поверхности за исключением незначительной области вблизи вершины Эльбруса. Наибольшее снижение отмечено на ледниках северо-восточного склона оледенения – Чунгурчатчиран Бирджалычиран, объединённых под общим названием “ледяное поле Джикиуганкез”. Здесь средняя величина снижения поверхности по всей площади ледников составляет 16,8 м, достигая на языках 40 м.

Рис. 4.14. Изменение высоты поверхности оледенения Эльбруса за интервалы: а – 1957- гг. в границах 1957 г.; б – 1979-1997 гг. в границах 1979 г. Долинные ледники: 1 – Уллучиран, 2 – Карачаул, 3 – Уллукол и Уллумалиендерку, 4 – Микельчиран, 5 – Джикиуганкез, 6 – Ирикчат, 7 – Ирик, 8 – Терскол, 9 – Гарабаши, 10 – Малый Азау, 11 – Большой Азау, 12 – Уллукам, 13 – Кюкюртлю, 14 – Битюктюбе. Висячие ледники, не имеющие собственного названия В целом за 40 лет после МГГ (с 1957 по 1997 гг.) объём оледенения Эльбруса уменьшился на 1,2 км3, что составляет около 1 км3 воды, из них 45% приходится на два упомянутых выше ледника северо-восточного склона.

Примечательно, что 98% этого объёма приходится на нижнюю часть оледенения от окончаний языков до высоты 4000 м. Это дает возможность проследить за сокращение объёма и площади оледенения происходило в результате таяния языков (табл. 17). Эти вполне достоверные количественные данные показывают, что наибольшие темпы сокращения оледенения приходятся на первый период практически равномерно, а сокращение объёма даже замедлилось (рис. 4.15).

Эти данные приводят к выводу, что глобальное потепление климата, которое сменяется кратковременными периодами похолоданий, началось ещё в середине XIX в. после окончания малого ледникового периода и имеет скорее естественные причины, чем антропогенные.

Рис. 4.15. Изменение площади и объёма оледенения Эльбруса за период 1850-1997 гг.

Ледники Эльбруса, относясь к морфологическому типу ледников конических вершин, имеют разную экспозицию, оканчиваются в разных высотных зонах, т. е. существуют в разных условиях. Вследствие этого, в одно и то же время они имеют разноплановые пространственные изменения, что приводит к выводу о том, что даже непрерывные прямые наблюдения на одном из ледников не дают возможности судить об эволюции оледенения в целом. Для этой цели наиболее информативным является суммарный баланс массы через какие-то промежутки времени, полученный для оледенения в целом по материалам крупномасштабных инструментальных съёмок.

Определение динамики баланса массы всего оледенения Эльбруса базируется на составленных цифровых моделях всего оледенения 1957 и 1997 гг.

Их сопоставление дало возможность получить суммарный баланс массы всего оледенения за 40 лет после МГГ (см. табл. 12). Цифровая модель 1979 г.

использовалась для оценки точности измерений.

Сопоставление цифровых моделей облегчалось тем, что все три модели были составлены в единой системе координат и опирались на одни и те же пункты съёмочного обоснования.

Для определения суммарного баланса массы в водном эквиваленте за соответствующие периоды на основе изменений высоты поверхности необходимо было пересчитать плановую площадь в площадь физической поверхности, а изменение высоты поверхности пересчитать в величину по нормали к склону. Такой перерасчёт подразумевает знание среднего угла наклона склона. Теоретически правильным является измерение средневзвешенного угла наклона криволинейной поверхности, какой и является поверхность ледников Эльбруса. Такой угол вычисляется из соотношения плановой и физической поверхности для каждого ледника, последняя из которых нами измерялась на площадках 1010 м и затем суммировалась. Если же применять методику, изложенную в работе (Оледенение Эльбруса / Под ред.

Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.), где плановая площадь 200-метровых высотных зон при переходе к физической поверхности аппроксимируется плоскостью, то обнаруживается систематическая ошибка в сторону увеличения угла наклона и соответственного увеличения площади физической поверхности ледников. Относительная ошибка измерений в зависимости от размеров ледника в таком случае может достигать 10%.

При переводе величины изменения высоты поверхности в водный эквивалент возникает некоторая неопределенность, поскольку плотность убывшего слоя в области питания – величина переменная из года в год.

средневзвешенная по площади плотность ледника, которая оказалась равна 0, г/см3. Для Эльбруса в целом такая работа не проводилась. Но можно приблизительно вычислить эту величину для Эльбруса по соотношению фирна и льда (ледниковых коэффициентов) Эльбруса и Джанкуата, которые составляют 1,65 и 1,69 соответственно. Следовательно, плотность 0,79 г/см3 можно использовать и для Эльбруса в целом.

После соответствующих расчетов с учётом плотности льда (0,79 г/см3) была составлена карта суммарного баланса массы оледенения Эльбруса в водном эквиваленте за интервал 1957-1997 гг. (рис. 4.16). При рассмотрении карты необходимо учитывать, что она представляет сбой лишь подготовленную к печати иллюстрацию, полученную путём существенного уменьшения и формальной генерализации исходного материала масштаба 1:10 000.

Иллюстрация дана лишь для показа общей картины распределения баланса массы в границах оледенения, некоторая неточность в положении границ здесь неизбежна, а местами мелкие контуры намеренно преувеличены для лучшей читаемости.

Рис. 4.16. Суммарный баланс массы оледенения Эльбруса, м. водн. экв. за период 1957-1997 гг.

Долинные ледники: 1 – Уллучиран, 2 – Карачаул, 3 – Уллукол и Уллумалиендерку, 4 – Микельчиран, 5 – Джикиуганкез, 6 – Ирикчат, 7 – Ирик, 8 – Терскол, 9 – Гарабаши, 10 – Малый Азау, 11 – Большой Азау, 12 – Уллукам, 13 – Кюкюртлю, 14 – Битюктюбе. Висячие ледники, не имеющие собственного названия пронумерованы (№№ 1-9) Всего за 40 лет после МГГ суммарный баланс массы оледенения Эльбруса составил -6,7 м. водн. экв., т.е. растаявший лёд дал около 1,0 км3 воды, 45% которой приходится на два ледника северо-восточной части оледенения:

Чунгурчатчиран и Бирджалычиран, объединенные под общим названием «ледяное поле Джикиуганкез». Высокие величины отрицательного суммарного баланса массы за 40 лет после МГГ имеют два ледника – Ирикчат в юговосточной части оледенения и Большой Азау в юго-западной, соответственно -12,0 и -10,0 м. водн. экв. В то же время ледники западной и северной части оледенения – Уллукам и Уллучиран имеют положительный баланс массы: +1,4 и +1,2 м. водн. экв. соответственно. Этот факт подтверждает наш тезис о том, что по наблюдениям на одном леднике Эльбруса достаточно сложно судить об эволюции оледенения в целом. Несмотря на общий отрицательный баланс некоторые ледники за исследуемый период испытывали наступание. По наблюдениям В.Д. Панова (Панов В.Д. Эволюция современного оледенения Кавказа. – СПб.: Гидрометеоиздат, 1993. – 429 с.) за период 1972-1979 гг. ледник Большой Азау наступил на 120 м. С начала 80-х годов он снова начал отступать.

Ледник Кюкюртлю к 1983 г. продвинулся на 110 м от положения 1957 г.

(Винников Л.П., Лабутина И.А. Изменение ледника Кюкюртлю на Эльбрусе за четверть века // МГИ. – 1987. – Вып. 60, с. 147-152.).

Следует отметить, что достаточно корректные результаты расчетов баланса массы мы можем получить только для оледенения в целом, которое имеет чёткие границы. Что касается отдельных ледников, то расчетные данные для них имеют сугубо ориентировочный характер, поскольку их границы достаточно неопределенны и могут постоянно меняться из-за сложного подледного рельефа (лавы различных генераций) и изменений высоты поверхности ледников. Ярким подтверждением этого являются ледники Уллумалиендерку и Уллукол на северном склоне Эльбруса, имеющие общую область питания. Если первый из них к 1997 г. продвинулся вперед по сравнению с 1957 г., то язык второго совершенно растаял, что вероятнее всего объясняется пространственным перераспределением потоков льда из области питания. Строгим способом определения реальных границ ледников в данном случае может быть только предварительное составление карт движения льда на их поверхности по материалам повторных съёмок. Такая задача к настоящему времени является актуальной, но требует немалых затрат.

Из-за неопределенности границ ледников нельзя сравнивать их балансы массы, полученные непосредственно из прямых гляциологических наблюдений и фотограмметрическим (картографическим) методом. Так, например, среднегодовые составляющие баланса массы ледника Гарабаши (Рототаева О.В., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Тарасова Л.Н. Балансовое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах XX столетия // МГИ. – 2003. – Вып. 95, с. 111-121) за период наблюдений с 1984 по 1997 г. и рассчитанные путем реконструкции с 1957 по 1995 гг. (Рототаева О.В., Тарасова Л.Н. Реконструкция баланса массы ледника Гарабаши за последнее столетие // Материалы гляциологических исследований. – 2000. – Вып. 88, с. 16-26) несколько отличаются от полученного нами за период 1957-1997 гг. по материалам повторных съемок (+6 и -4 г/см2 соответственно), хотя, с учетом точности определения этого показателя обоими методами, результаты достаточно близки.

В этом смысле показательными являются работы на леднике Джанкуат, где гляциологическими наблюдениями, отличался от суммарного баланса массы, измеренного по материалам повторных фототеодолитных съёмок. В результате специальных экспериментальных работ было доказано, что та часть площади Джантуганского плато, которая считалась областью питания ледника Джанкуат, была завышена приблизительно в три раза (Алейников А.А., Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. Распознавание ледораздела на переметных ледниковых комплексах (Джантуганское плато на Кавказе). // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 2002.

– № 3, с. 36-43). Таким образом, совместные гляциологические и геодезические (фотограмметрические) наблюдения также могут помочь установить реальную границу ледника там, где она неопределенна, и повысить достоверность результатов.

Новый этап в развитии исследований эволюции оледенения, по нашему мнению, будет связан с технологией обработки космических стереоснимков высокого разрешения. В 2007 г. по нашему заказу была выполнена стереосъемка Эльбруса с разрешением 2,5 м индийским спутником Cartosat-1 (рис. 2.9).

Обработка снимков показала, что они вполне удовлетворяют всем требованиям дистанционного мониторинга ледников. В целом за 50 лет после МГГ (с 1957 по 2007 г.) площадь оледенения Эльбруса сократилась на 12,5 км2 и составила в 2007 г. 120,0 км2, а объём уменьшился на 1,7 км3, что составляет около 1,5 км воды, из них 45% приходится на два ледника северо-восточного склона Бирджалычиран и Чунгурчатчиран, что хорошо видно на рис. 4.16, который относится к периоду 1957-1997 гг. Количественные данные по изменению площади и объёма оледенения показывают, что, начиная с конца XIX в., сокращение площади и объёма происходило практически равномерно.

На основании непрерывного с 1968 г. комплексного мониторинга ледника Джанкуат можно заключить, что основной причиной колебаний его фронта является соотношение между поступлением льда на язык из области питания вследствие движения и его убылью на языке вследствие абляции. Это и есть основная причина разноплановости эволюции различных ледников, зачастую находящихся в одной ледниковой системе.

На основе анализа количественных характеристик ледника Большой Азау в 1849 и 1873 гг., которые измерил Г. Абих, и морфометрии стадиальных морен были определены пространственное положение ледника Большой Азау в середине I в. и колебания его фронта в ХХ и в начале I вв. (до 2007 г.). За это время было два периода стационирования и некоторого продвижения переднего фронта ледника в 1910-1920 гг. и в 1970-1980 гг. Выявлен цикл между наступаниями ледника приблизительно в 60 лет (почти такой же, как и у ледника Джанкуат). Во второй половине ХХ столетия деградация ледника несколько замедлилась, но в последнее десятилетие (1997-2007 гг.) снова возросла.

Возможно, это связано с высокими летними температурами в 1998-2000 гг., когда измеренный баланс массы ледников Гарабаши (Эльбрус) и Джанкуат (Центральный Кавказ) был резко отрицательным.

На основе картографо-аэрокосмического мониторинга ледника Большой Азау была выявлена важная особенность его эволюции, которую мы назвали «мини-пульсациями», когда лед из области аккумуляции периодически поступает в область абляции поверх старого льда, образуя новый язык из чистого льда, который, впрочем, быстро покрывается мореной.

Исследования, выполненные в последнее время рядом климатологов, предполагают вывод о глобальном потеплении климата в результате парникового эффекта уже начиная со второй половины XX в. Появились многочисленные модели глобального потепления климата, разработанные в России и за рубежом. Поскольку горные ледники являются чуткими индикаторами изменения климата, то очевидно, что повышение глобальной температуры воздуха должно отразиться на их режиме и размерах, особенно на изменении их площади и объёма. Эта гипотеза не подтверждена результатами картографо-аэрокосмического мониторинга крупнейшего в Европе оледенения Эльбруса, имеющего площадь физической поверхности более 140 км2.

Мониторинг проводился на протяжении более чем столетия – с конца I в. до настоящего времени.

На основе цифровых методов обработки материалов съёмок мы получили количественные показатели сокращения оледенения Эльбруса, начиная с середины I в., из которых следует, что наибольшие темпы сокращения оледенения приходятся на период с середины до конца I в., а начиная с конца I в. они заметно уменьшились и на протяжении более чем столетия являются практически равномерными. Эти данные приводят к выводу, что глобальное потепление климата, которое прерывается кратковременными периодами похолодания, началось еще в середине I в. после окончания малого ледникового периода и имеет скорее естественные причины, чем антропогенные.

Этот вывод нашёл независимое подтверждение, когда океанографы США и Великобритании обнаружили, что температура воды в Мировом океане в XIX веке была теплее сегодяншней (Dean Roemmich, W. John Gould & John Gilson/ 135 years of global ocean warming between the Challenger expedition and the Argo Programme // Nature Climate Change. 2012. № 2. Pp. 425-428).

В целом за 40 лет после МГГ (с 1957 по 1997 гг.) объём оледенения Эльбруса уменьшился на 1,2 км3, что составляет около 1 км3 воды, из них 45% приходится на два ледника северо-восточного склона Чунгурчатчиран и Бирджалычиран. Примечательно, что 98% этого объёма приходится на нижнюю часть оледенения (от окончания языков до высоты 4000 м), что и дало возможность проследить за темпом сокращения оледенения, начиная с середины XIX в.

Глава 5. ИССЛЕДОВАНИЕ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ

КАТАСТРОФИЧЕСКИХ СЕЛЕЙ В ПРИЭЛЬБРУСЬЕ НА ОСНОВЕ

КАРТОГРАФО-АЭРОКОСМИЧЕСКИХ ТЕХНОЛОГИЙ

5.1. Эволюция оледенения и формирование катастрофических селей в Верховья долины р. Баксан на протяжении более 5 км заполнены отложениями гигантских и очень крупных селей, сформировавшихся за последние 2 тыс. лет. Аналогично терминам «катастрофическая лавина»

(Гляциологический словарь / Под ред. В.М.Котлякова. – Л.: ГИМИЗ, 1984. – с.; Дзюба В.В., Золотарёв Е.А. Катастрофические лавины Сванетии зимы 1976 г.

// МГИ – 1979. – Вып. 36, с. 228-234) и «сели» (Перов В.Ф. Селевые явления.

Терминологический словарь. – М.: МГУ, 1996. – 45 с.) ниже мы называем эти сели также «катастрофическими», имея в виду исключительно их особо крупные размеры. Выполненные нами исследования по определению возраста конечных морен и селевых отложений в Приэльбрусье с применением методов лихенометрии и радиоуглеродного датирования (Сейнова И.Б. Золотарёв Е.А.

Ледники и сели Приэльбрусья (Эволюция оледенения и селевой активности). – М., «Научный мир», 2001. – 203 с.) позволили выделить в этом районе несколько периодов повышенной селевой активности, самый ранний из которых приходится на начало новой эры. Составленная на основе полученных результатов карта возраста селевых отложений хорошо иллюстрирует динамику селей в верховьях долины р. Баксан за последние 2 тыс. лет (рис. 5.1). Особенно наглядно эта динамика прослеживается на громадном селевом конусе выноса р. Гарабаши.

Рис. 5.1. Возраст селевых отложений в верховьях долины р. Азау. 1-4 – возраст отложений, век новой эры: 1 – 0-I, 2 – VII-VIII, 3 – XIV-XV, 4 – XVIII-XIX; 5, 6 – возраст отложений, годы: – 1895-1947, 6 – 1983; 7 – нерасчленённые четвертичные отложения; 8 – территория Наиболее крупными здесь были сели, сошедшие около 2 тыс. лет назад.

Валуны размером до 4-5 м в поперечнике, вынесенные в долину р. Азау, лежат как в основании, так и вершине современного конуса выноса Гарабаши, который разновозрастных сектора. Правый (западный) сектор представляет собой фрагмент селевых отложений начальной стадии формирования конуса и наложен на ровную широкую поверхность флювиогляциального поля «Поляны Азау», образованного талыми водами мощного ледника позднеплейстоценового оледенения в период его отступания. В вершине конуса на валунах размером 4-5 м в поперечнике найдены лишайники Risokarpon Geograpchikum диаметром 200-210 мм. Лишайники такого же размера найдены на селевых отложениях в нижнем течении р. Гарабаши (в интервале высот 2130-2140 м) и в долине р. Азау на высотах 2090-2115 м и 2310-2315 м. Двухтысячелетний возраст этих отложений подтверждает радиоуглеродное датирование (2000±40 лет, ИГАН- 1987 г.) слоя торфяника, сохранившегося в толще селевых отложений долины р. Кюкюртлю, где диаметр лишайников на валунах также составлял 210 мм.

Весь западный сектор конуса, за исключением самой вершины, перекрыт 140-150 мм). Многочисленные гряды отложений этого возраста сохранились по периферии конуса и за его пределами: по левобережью р. Гарабаши на высотах 2180-2205 м и левобережью р. Азау (2160-2225 м). Судя по соотношению отложений, в VII в. сели уступали по размерам сошедшим в начале нашей эры.

Западный сектор конуса отличается от центрального и ландшафтами. Он хорошо задернован, без сплошного лесного покрытия. Возраст сохранившихся сосен достигает здесь своего максимума – 300 лет.

Старое русло р. Гарабаши отделяет западный сектор от центрального.

Рельеф центральной части холмисто-грядовый с плавным уклоном от вершины к периферии. Холмы высотой до 2 м образованы застывшими фронтами селевых волн, последовательно наложенных друг на друга. Размер валунов в среднем 0,5-1 м. Это самый обезвоженный участок конуса с сухими руслами, лишенными не только поверхностных водотоков, но и выходов грунтовых вод. На его каменистой поверхности слабо развит почвенный покров и почти нет растительности. После резкого завершения эрозионно-аккумулятивного цикла формирования небольших по объёму селей здесь выросли сосны (по данным дендрохронологических спилов их возраст достигает 150 лет).

Лихенометрическая съёмка центральной части конуса показала, что наиболее старые селевые отложения, сохранившиеся по его периферии, датируются серединой XVIII в. (1720-1750 гг.). Максимальный размер лишайников здесь 60-64 мм. Выше эти отложения полностью перекрыты селями XIX в. (1800- и 1840-1860 гг.) с максимальным размером лишайников 40-45 мм. После крупнейшего селя в 1895 г. этот сектор был полностью изолирован от процессов водной эрозии.

Рельеф восточного крыла конуса образован селями конца XIX в. и середины XX в. (Ковалёв П.В. О селях на северном склоне Центрального Кавказа // Материалы Кавк. эксп. (по программе МГГ). – Харьков: Изд-во Харьк. ун-та. – 1961. – т. 3, с. 149-160). Судя по характеру отложений, они были достаточно крупными, но всё же не смогли полностью перекрыть крупноглыбовых отложений, датированных XIV-XV вв. Между современным порожистым руслом р. Гарабаши, вплотную притиснутым к коренному борту долины р. Азау, и глубоко врезанным старым селевым руслом расположен обширный каменистый многоступенчатый остров, поросший чахлым сосновым лесом. Его уступы, чередующиеся с выположенными площадками, образованы застывшими гранулометрического состава. Максимальные валуны достигают 3 м. На них обнаружены лишайники диаметром 90-100 мм. За пределами конуса выноса отложений этого возраста не встречается, что позволяет сделать предположение о меньших размерах этих селей по сравнению с первым тысячелетием.

Анализ распространения катастрофических селей в верховьях долины р. Баксан и времени их схода приводит к следующим выводам. 1) Существует тесная связь между сходом катастрофических селей и динамикой оледенения.

Выделяются два цикла крупномасштабной селевой активности, приуроченные к окончанию первой и второй исторических стадий оледенения и периодам наибольшей интенсивности отступания ледников, а именно: I-VII вв. и середина XIX – середина XX вв. 2) Обнаружено совпадение направления течения голоценовых лавовых потоков из восточной вершины Эльбруса и древних катастрофических селей постепенно убывают во времени. Объёмы селей, сошедших в конце XIX – середине XX столетий, оцениваются приблизительно в распространению, можно предположить, что в первом тысячелетии объемы селей были на порядок больше.

На основе этих фактов можно высказать предположение о едином механизме образования катастрофических селей в верховьях долины р. Баксан, который тесно связан с извержением вулкана Эльбрус и динамикой его оледенения. Ранее мы считали, что мощные древние сели формировались непосредственно во время последнего извержения, которое, согласно исследованиям во время МГГ, также датировалось приблизительно началом новой эры (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.).

Однако позднее на основе лихенометрической съёмки конечных морен и голоценовых лав мы определили время последнего извержения вулкана Эльбрус, которое происходило во время климатического оптимума голоцена не ранее 4 тыс. лет назад (Золотарёв Е.А., Сейнова И.Б. Оледенение Эльбруса и его извержение в голоцене // Материалы гляциологических исследований. – 1988. – Вып. 64, с. 95-101). Отсюда следует, что механизм формирования гигантских селей около начала новой эры был иным. Он действительно связан с последним извержением Эльбруса, но не напрямую, а с его последствиями. Существование мощных толщ озёрных отложений около конца ледника Большой Азау, а также между голоценовыми лавовым потоком и откосом боковой морены ледника Гарабаши на высотах 3160 и 3300 м (на южном склоне Эльбруса и в котловине ниже ледника Уллумалиендерку на северо-восточном склоне Эльбруса), однозначно свидетельствует о подпруживании ледников голоценовыми лавами, что упоминается ещё в работах по изучению Эльбруса во время МГГ (Костоусов В.Н. Гляциологический очерк южного сектора оледенения Эльбруса // Инф. сб. о работах по МГГ. – М.: МГУ, 1959. – № 4, с. 54-78; Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.; Щербакова Е.М. Следы последнего оледенения в Приэльбрусье // Инф. сб. о работах геогр. фак-та МГУ по МГГ. – М., 1958. – № 1, с. 29-101). Лавы перекрывали долины и способствовали образованию глубоких ёмкостей, которые заполнялись льдом во время последующих наступаний ледников в первую и вторую исторические стадии оледенения. Во время цикличных потеплений климата в таких местах возникали подпрудные и многочисленные термокарстовые озёра, которые способствовали скорейшему таянию ледников, а их прорывы и приводили к образованию катастрофических селей.

Три гигантских прорывных потока 1895, 1912 и 1947 гг. были последними в гляциальной фазе селеформирования в бассейне р. Гарабаши и связанной с нею длительной стадией активизации этих процессов. Их следы наиболее ярко выражены в рельефе в виде протяженных гряд из крупного валунника, в основании которых лежат полусгнившие стволы поверженных сосен. По масштабам и направлению движения сели были идентичными. Как правило, движения первых волн были прямолинейными и шли по старому крутому руслу р. Гарабаши кратчайшим путем к р. Азау. Неизбежно возникающее при выполаживании уклонов в вершине конуса подпруживание отклоняло движение последующих волн к восточному крылу конуса с современным руслом реки, где происходило отложение крупноглыбовой фракции по его берегам, прослеживающейся вплоть до устья р. Гарабаши. После 1947 г. крупных селей в бассейне р. Гарабаши не было, так как после спуска приледниковых озёр изменился генезис и сам механизм селеформирования, а с ним и масштабы потоков.

5.2. Причины и оценка вероятности формирования катастрофических селей в современных ледниково-моренных комплексах Приэльбрусья катастрофических селей гляциального генезиса в Приэльбрусье сохраняется в верховьях р. Адылсу (правый приток р. Баксан), где при отступании ледника Башкара в аномально тёплые годы конца 40-х – начала 50-х годов образовалось крупное озеро диаметром до 250 м и средней глубиной около 20 м при максимуме 30 м (рис. 5.2). Напор воды сдерживает постоянно изменяющаяся ледяная плотина правого борта этого ледника. Её прорывы в 1958 и 1959 гг.

были причиной катастрофических селей в долине р. Адылсу. Стабильный режим ледника до последнего времени препятствовал переполнению озерной котловины талыми водами и разрушению плотины, однако в последние годы ситуация изменилась.

Рис. 5.2. Озеро Башкара. Фото А.А. Алейникова, 1999 г.

В начале 90-х годов ХХ столетия у конца ледника Башкара образовались новые озёра (Черноморец С.С., Петраков Д.А.. Крыленко И.В., Крыленко И.Н., Тутубалина О.В., Алейников А.А., Тарбеева А.Н. Динамика ледниково-озёрного комплекса Башкара и оценка селевой опасности в долине реки Адыл-су (Кавказ) // Криосфера Земли. – 2007. – Т. 11, с. 72-84). Авторы дали им наименование «Лапа» и «Мизинчик» (рис. 5.3). По результатам фототеодолитной съёмки и 2005 гг. была произведена оценка изменений ледниково-озёрного комплекса, которая отражена в таблице 16.

Рис. 5.3. Ледник Башкара и новые образовавшиеся озёра у его конца.

Динамика озёрно-ледникового комплекса «Башкара»* * Значения объёмов рассчитаны по результатам промеров глубин из работы (Черноморец С.С., Петраков Д.А.. Крыленко И.В., Крыленко И.Н., Тутубалина О.В., Алейников А.А., Тарбеева А.Н. Динамика ледниково-озерного комплекса Башкара и оценка селевой опасности в долине реки Адыл-су (Кавказ) // Криосфера Земли. – 2007. – Т.11, с.72-84) Поверхность языка ледника Башкара стала ниже в среднем на 10 м, с каждым годом увеличиваются площади и объёмы приледниковых озёр.

Наиболее заметно отступила левая ветвь ледника (на 134 м), протаивание составляет примерно 25 м. Правая ветвь отступила на 20 м, но активно увеличивается озеро Лапа в связи с протаиванием льда на его дне, а также за счёт таяния ледового массива на юго-восточном берегу. Образовался и значительно разрастается термокарстовый провал к юго-востоку от озера Лапа (рис. 5.4), уменьшается ширина перемычки между озером Башкара и нижними озёрами. Уровень Башкаринского озера увеличился на 2,5 м, но сезонная амплитуда колебаний уровней озера составляет 1,5-2 м. Самые высокие уровни наблюдаются в начале лета. Наиболее выраженный спад начинается после августа – 1 сентября, в конце сезона наблюдений (сентябрь-октябрь) уровни минимальны. Даты фототеодолитной съёмки (в 1999 г. – 23 августа, в 2005 г. – 27 сентября) попали в период наиболее нестабильного положения уровня озера, поэтому нельзя с уверенностью говорить о таком его увеличении. Но есть предположение, что в период 1999-2005 гг. произошел затор внутриледникового канала стока из Башкаринского озера, именно поэтому увеличился его уровень.

У озера Башкара нет прямого канала стока, по-видимому, сток осуществляется через внутриледниковые каналы. По затяжкам горизонталей на карте 2005 г.

можно увидеть понижение, идущее от озера Башкара к малым озёрам.

Предположительно, это ось канала (или каналов) стока из озера Башкара.

Существует вероятность объединения этих каналов в один и, если он окажется с достаточно большой пропускной способностью, то поток воды хлынет из озера Башкара (около 1,5 млн. м3) и увлечёт за собой воды малых озёр (более 60 тыс. м3), а также незакрепленные моренные отложения, что приведёт к катастрофическим последствиям. В 2008 г. уровень озера повысился до такой степени, что вода стала переливаться через перемычку.

Рис. 5.4. Ледник Башкара. а – термокарстовый провал; б – катастрофическое разрушение характеризуется высокой скоростью отступания ледников и образованием большого количества погребённых и мёртвых льдов. При их таянии происходит образование термокарстовых озёр, заполненных водой внутриледниковых полостей и течение гравитационно-моренного материала.

Если массивы погребённых и мёртвых льдов имеют большой объём, то прорывы заполненных водой термокарстовых каверн внутри них могут приводить к формированию катастрофических селей. Примером могут служить гляциальные сели в бассейне р. Герхожансу, обрушившиеся на г. Тырныауз августа 1977 г. и 18-24 июля 2000 г. Объём этих селей достигал около 1 млн. м3 и около 5 млн. м3 соответственно (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В., Сейнова И.Б.

Режим ледника Каярта – активного селевого очага // МГИ. – 1982. – Вып. 43, с.

69-76; Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастроф. М.: Научный мир.

2005. 180 с.).

Роль гляциальных факторов формирования селей изучалась во время гляциологических и гидрометеорологических наблюдений в зоне зарождения в 1963, 1964, 1975, 1977 и 1980 гг. Впервые фототеодолитная съёмка бассейна Каярты была выполнена в 1963 г. И.А. Лабутиной. 2-9 августа 1977 г. мы провели повторную фототеодолитную съёмку с тех же хорошо сохранившихся базисов, жёстко закреплённых в скальных породах, причём с одного из базисов съёмка была выполнена дважды (для определения скорости движения льда на ледниках). После прохождения селя 11 августа была повторена съёмка конечных морен, что позволило оценить эрозионную деятельность селя в зоне зарождения и визуально, методом измерительного стереоскопического дешифрирования определить в этом месте сдвиг блока морены размером приблизительно 5050 м за период 2-9 августа 1977 г. (Флейшман С.М., Сейнова И.Б., Золотарёв Е.А.

Формирование гляциальных селей непрорывного генезиса в бассейне ГерхожанСу на Северном Кавказе // МГИ – 1979. – Вып.35, с.195-198). Повторную съёмку после последнего катастрофического селя 2000 г. удалось выполнить только в 2003 г. (Золотарёв Е.А., Алейников А.А., Харьковец Е.Г. Деградация оледенения и формирование катастрофических селей в современных ледниково-моренных комплексах Приэльбрусья // Лёд и снег. 2012. № 3. С. 98-108). Сравнение составленных разновременных крупномасштабных (1:10 000) карт ледникового бассейна позволило оценить изменения пространственного положения ледников и морен за 15- и 40-летний период.

Для удобства обозначения, вслед за С.С. Черноморцем (Черноморец С.С.

Селевые очаги до и после катастроф. М.: Научный мир. 2005. 180 с.), мы называем языки Западный и Восточный согласно их расположению на карте (рис. 5.5). За 40 лет изменились оба ледника, но характер их изменений различен. Западный ледник отступил на 280 м, а Восточный – на 80 м. Площадь Западного ледника на конце языка уменьшилась на 0.135 км2, а Восточного – на 0.034 км2, т. е. параметры различаются в 3,5-4 раза (рис. 5.5).

Рис. 5.5. Изменения ледников Каярты и их перигляциальных зон за 1963-2003 гг.

Заморененный и отступающий западный язык является источником огромной масссы погребённого льда, которая представляет собой основную причину селеформирования. Область распространения погребённых льдов относится к моренам современного возраста и стадии малого ледникового электрозондирования), как бы продолжающая современный Западный ледник, шириной от 200 до 400 м и мощностью в 25 м, выклинивается на 1 км ниже конца ледника, примерно до отметки 3100 м. Мощность покрывающего её моренного чехла колеблется от 15 до 5 м, уменьшаясь на краевых участках, где погребённые льды подходят близко к поверхности (Сейнова И.Б. Селевые процессы бассейна р. Баксан в последнем тысячелетии. – М., 1997. Деп.

ВИНИТИ № 9763-В97. – 295 с.). Именно здесь развиваются каньоны и очаги формирования селей (см. рис. 4.6). Ниже Восточного ледника линзы погребённого льда ограничены.

Для прогноза селевых явлений и оптимальной защиты от них в первую очередь необходимо понять механизм селеформирования. Исследователи, изучающие селевую опасность в районе г. Тырныауз, имеют различные мнения.

Так, В.А. Герасимов (Герасимов В.А. Селевые потоки 10-11 августа 1977 г. в бассейне р. Герхожансу (Северный Кавказ) и условия их образования // Селевые потоки. – М.,1980. – № 4, с. 68-77), например, считает, что катастрофический сель 1977 г. сформировался в результате слияния многочисленных микроселей с окружающих склонов. С.М. Флейшман, признавая наличие погребённых льдов в моренном комплексе ледников Каярты, связывал причину формирования катастрофических селей с быстрым оползанием морены по погребённому льду, не объясняя при этом причину катастрофического расхода воды (Флейшман С.М., Сейнова И.Б., Золотарёв Е.А. Формирование гляциальных селей непрорывного генезиса в бассейне Герхожан-Су на Северном Кавказе // МГИ – 1979. – Вып. 35, с. 195-198). Наиболее полно процесс селеформирования в перигляциальной зоне ледников Каярты изучен Эльбрусской экспедицией географического факультета МГУ под научным руководством Г.К. Тушинского в 1963 г.

Основной вывод этих исследований состоит в том, что условием формирования селей в данном районе является разрушение тиксотропной структуры моренных отложений, переход их в разжиженное состояние одновременно в большей части селеопасного каньона (Тушинский Г.К., Попов А.И., Голубев Г.Н., Мудров Ю.В., Тумель Н.В. Опыт изучения гляциальных селей Большого Кавказа (на примере реки Герхожансу бассейна реки Баксан) // Инф. сб. о работах по МГГ. М. – 1966. – № 13, с. 5-106). Катастрофическое увеличение расхода воды в русле каньона авторы объясняют тем, что она может накапливаться в результате таяния на поверхности ледника в отрицательных формах микрорельефа и при их переполнении одновременно сбрасываться со всей поверхности ледника. По нашему мнению, более вероятен другой способ резкого увеличения расхода воды.

При обследовании морен в 1977 г. после схода селя 11 августа обнаружены ниши в бортах каньонов, где лежали пласты погребённого льда, изпод которых вытекали потоки воды. Это показывает, что в морене находились ёмкости, заполненные водой, образовавшейся при таянии погребённого льда. Их прорыв приводит к катастрофическому увеличению расходов воды в русле и, следовательно, к формированию селя. В таком случае после схода селя уровень морены должен понизиться. Сравнивая материалы съёмок 1963 и 1977 г., мы установили, что это понижение в 1 м (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В., Сейнова И.Б. Режим ледника Каярта – активного селевого очага // МГИ. – 1982. – Вып.

43, с. 69-76). Однако эта цифра всего в 2 раза больше возможной ошибки измерений. В период наблюдений 1977-2003 гг. мы получили результат в 1.9 м и чёткое изображение термокарстовых воронок. Такой вывод стал возможным благодаря цифровым методам обработки снимков, а также дате съёмки – через года после схода селя, когда морена успела уплотниться. За этот период объём морены уменьшился на 900 тыс. м3, что эквивалентно 810 тыс. м3 воды, а из Западного селеопасного каньона было вынесено около 650 тыс. м3 твёрдого материала (Золотарёв Е.А., Алейников А.А., Харьковец Е.Г. Деградация оледенения и формирование катастрофических селей в современных ледниковоморенных комплексах Приэльбрусья // Лёд и снег. 2012. № 3. С. 98-108) (рис.

5.6).

Рис. 5.6. Селевой врез в зоне формирования селя в ледниковом цирке Каярта Западный.

Термокарстовый рельеф представлен по всей площади морены, что позволяет предположить наличие погребённого льда и ниже Восточного ледника. Здесь погребённый лёд, возможно, образует не сплошное тело, как под Западным ледником, а отдельные линзы, поэтому они и не были обнаружены селеобразующий фактор в истоках р. Каярты – прорыв заполненных водой ёмкостей, находящихся в современных и более древних моренах, которые образуются при таянии погребённого в них льда. Этот прорыв и приводит к катастрофическому увеличению расходов воды и формированию катастрофического селя.

Другое мнение о причинах формирования катастрофического селя в 2000 г. у С.С. Черноморца (Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастроф. М.: Научный мир. 2005. 180 с.). Он считает, что отчётливое увеличение расходов воды в русле р. Каярты произошло в результате резкой разгрузки внутриледниковых полостей. Но это мнение достаточно близко к нашему. О существовании таких ёмкостей (полостей) и в моренном комплексе свидетельствуют и гидрографические данные. Ниже Западного ледника некоторые водотоки теряются в морене, а некоторые – выходят на поверхность из-под земли (рис. 5.5). Напомним, что основой карты являются материалы фототеодолитной съёмки 1977 г., выполненной на следующий день после схода селя.

Общий объём селевой массы оценивается приблизительно в 5 млн. м (Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастроф. М.: Научный мир. 2005.

180 с.). По мнению И.Б. Сейновой (Сейнова И.Б. Золотарёв Е.А. Ледники и сели Приэльбрусья (Эволюция оледенения и селевой активности). – М., «Научный мир», 2001. – 203 с.), в XX веке селей такого масштаба в бассейне Герхожан-Су не наблюдалось.

Судя по прогрессирующему разрастанию селеопасного Западного каньона за 40 лет наблюдений, следует ожидать повторения катастрофических селей в бассейне р. Герхожан-Су и в будущем.

На южном склоне Эльбруса, у ледников Большой и Малый Азау, Гарабаши, Терскол мёртвые льды сохранились в настоящее время в незначительном количестве. Их огромный объём (не менее 1,5 млн. м3) растаял в 1957-1987 гг. у ледника Азау, что зафиксировано повторными фототеодолитными съёмками. Озеро среди морены у правого конца ледника Малый Азау также имеет незначительный объём, и его прорыв в 1979 г. привёл только к селевому паводку р. Азау, которая всё же не вышла из своего русла.

Таким образом, сход катастрофических селей гляциально-ливневого генезиса в бассейнах рек южного склона Эльбруса в настоящее время маловероятен.

Иные условия на северо-восточном склоне. Наибольшая потенциальная селевая опасность в Приэльбрусье сохраняется в настоящее время в верховьях р. Малки, где сформировался огромный гляциальный селевой очаг (рис. 5.7). Об этом мы ещё писали более 10 лет назад (Золотарёв Е.А., Сейнова И.Б.

Катастрофические сели Призльбрусья за два последних тысячелетия // МГИ. – 1997. – Вып. 82, с.184-189), и наш прогноз сбылся. 11 августа 2006 г. произошел прорыв озера у окончания ледника Бирджалычиран. Сформировался сель, который прошёл 10,5 км и достиг минеральных источников Джилысу (Черноморец С.С., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Сейнова И.Б., Крыленко И.В. Прорыв ледникового озера на северо-восточном склоне Эльбруса 11 августа 2006 г.: прогноз, события и последствия // МГИ – 2007. – Вып. 102, с. 219-223).

Ледяное поле Джикиуганкез с короткими выводными языками ледников Бирджалычиран и Чунгурчатчиран – это «ледоём», образованный лавовыми запрудами при последнем извержении Эльбруса. В настоящее время эти ледники быстро сокращаются. Судя по результатам инструментальных съёмок, за 1887-1987 гг. площадь ледников сократилась на 4,8 км2, а их линейное сопровождается формированием в этой зоне большого массива мертвых льдов, объем которых оценивается цифрой не менее 15 млн. м3 при площади около 1,5 км2. Здесь постоянно возникают и разрушаются термокарстовые озёра, внутриледниковые ёмкости и каналы стока. Эта зона в настоящее время представляет собой самый активный очаг гляциальных селей в Приэльбрусье, сход которых известен, начиная с 1909 г. (Герасимов А.П. Северо-восточное подножие Эльбруса // Изв. Геол. комитета. – 1911. –Т. 30, Вып. 2, с. 77-151).

Рис. 5.7. Озеро у ледника Бирджалычиран (северо-восток Эльбруса) а) 26 июля 2006 г. (до прорыва), б) 17 августа 2006 г. (после прорыва). Стрелкой показано место прорыва.

Огромные подпрудные озёра, образованные выше лавовых преград, следы которых в виде озёрных отложений сохранились в котловинах предполья ледников северо-восточного склона Эльбруса, в отличие от подобных озёр на южном склоне, не прорывались, а постепенно опорожнились при пропиливании лавовой преграды истоками Малки – реками Кизил-кол, Бирджалысу и Каракаясу.

Необходимо отметить следующее: хотя масштабы селевой активности в Приэльбрусье в настоящее время затухают, это не исключает полностью вероятности образования в этом районе катастрофических селей, связанных, например, с обрушением скально-ледовых масс с крутых склонов Эльбруса во время возможных землетрясений или возможность срыва неустойчивых грунтовых масс в русла рек. Например, в 1987 г. началась и была нами инструментально (путём повторных фототеодолитных съёмок) зафиксирована крупная подвижка оползня, лежащего на левом склоне долины р. Кубасанты, в её среднем течении (рис. 5.8, 5.9).

Рис. 5.8. Оползень на левобережном склоне долины р. Кубасанты.

Рис. 5.9. Подвижка оползня в 1987 г. Масштаб оригинала 1:2 500. 1-6 – смещение поверхности оползня за интервал 1986-1987 гг., м: 1 – 0,5-1, 2 – 1,-1,5, 3 – 1,5-2,4, 4 – 2-3, 5 – 6-8, 6 – 10-12; – область разгрузки оползня; 8 – абсолютные значения величины смещения в данной точке, м;

9 – трещины оседания на поверхности оползня; 10 – горизонтали; 11 – границы оползня; 12 – измерительного дешифрирования, в результате чего установлено следующее:

1) Смещение произошло на всей поверхности оползневой зоны. Площадь смещения (в горизонтальной поверхности) составляет 473 тыс. м2 при средней крутизне склона в 30°. Верхняя граница оползня находится на высоте 2850 м, нижняя – на 1950 м. Средняя ширина оползневого тела составляет около 350 м.

О глубине активной части оползня можно судить только по косвенным признакам: а) по обнажениям рыхлых пород высотой до 20 м; б) на основании того, что при довольно большом смещении поверхности оползня (около 12 м) деревья, растущие на нём, не образуют так называемого «пьяного леса» общепринятого индикатора оползневого склона в лесной зоне, а продолжают расти прямо. По-видимому, глубину оползня в этом случае следует определить порядка 10-20 м, а общий объём оползневого тела – в 5-10 млн. м3.

2) В теле оползня можно выделить две зоны: а) незначительное смещение (в среднем около 1,5 м) в верхней части оползня до высоты приблизительно 2350 м, где образована заметная поперечная трещина отрыва, выраженная морфологически; б) ниже этой трещины чётко зафиксированы четыре блока с разной величиной смещения. На стереомодели они дешифрируются как отвесные уступы с разной высотой, хотя морфологически вся поверхность однородна. Два правых блока, где смещение наиболее велико (до 12 м), отделены от левой части продольной трещиной скалывания.

3) В левой части нижней зоны в рельефе выражены многочисленные линии надвигания. Очевидно, они образованы течением поверхностных оползней. Именно этим можно объяснить замкнутые контуры с более высокой величиной смещения (2-2,5 м) на фоне поля смещения 1,2-2 м, которые дешифрируются на стереомодели смещения в виде фрагментов приподнятой поверхности над основной стереомоделью.

4) Правая часть нижней зоны делится на два блока: верхний блок в промежутке отметок 2400-2250 со смещением около 7 м и нижний блок – ниже отметки 2250 со смещением 12 м. Это наиболее активная и неустойчивая часть оползня площадью 85 тыс. м2 и объёмом рыхлого материала приблизительно в 1,7 млн. м3. Её поверхность понизилась за время подвижки в среднем на 1,2 м, что составляет объём вынесенного материала из этой зоны 100 тыс. м3.

5) Зона разгрузки, где происходит соскальзывание рыхлого материала, расширилась за время подвижки на 120 м и её высота поднялась на 70 м, т. е.

теперь зона разгрузки начинается на высоте 2140 м, против 2070 в 1986 г.

Общий объём вынесенного материала из этой зоны за период подвижки оценивается приблизительно в 80-100 тыс. м3.

Таким образом, общий объём вынесенного из оползня материала за период подвижки составляет приблизительно 180-200 тыс. м3 или около 10% от объёма наиболее активной части оползня, которая в ближайшее время попрежнему будет представлять угрозу.

Характер подвижки оползня, которая имела достаточно большие размеры за сравнительно короткий срок, а также характер поля скоростей на карте движения оползня, которые резко увеличиваются в нижней части оползня, предполагают быструю разгрузку оползня в виде обрушения рыхлых масс, которые могут перегородить узкую в этой части долину р. Кубасанты. По-видимому, характер движения этого оползня следует назвать катастрофическим, при котором нельзя исключить возможности единовременного обрушения всей активной части оползня объёмом 1,7 млн. м3. Время наступления катастрофической фазы смещения пока не прогнозируется. Однако, по словам специалистов, занимающихся прогнозом оползневых процессов, «при решении практических задач легче примириться с неопределенностью времени возникновения оползня, чем с неопределенностью места его образования» (Современные методы прогноза оползневого процесса. – М., 1981. – 120 с., с. 12). Границы же опасной зоны можно оконтурить, основываясь на эмпирических зависимостях объёмов оползней, максимальной дальности перемещения оползневых масс от высоты склонов, а также определения разрастания фронта оползания в зависимости от ширины ниши отрыва (Федоренко В.С. Горные оползни и обвалы, их прогноз. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1988. – 214 с.; Формирование оползней, селей и лавин.

Инженерная защита территорий. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1987. – 180 с.).

Эмпирическое уравнение дальности перемещения оползней – обвалов объёмом в 1 млн. м3 в несейсмогенной зоне составляет:

где h – высота склона от ниши отрыва (коэффициент корреляции 0,91).

Для нашего случая при h = 0,4 км L = 1 км.

Это означает, что в случае отсутствия препятствия, оползневые массы продвинулись бы на 320 м от подошвы склона. При данных условиях долина Кубасанты будет перекрыта. ширина перекрытия рассчитывается по другому эмпирическому уравнению:

где b – ширина ниши отрыва (коэффициент корреляции 0,89).

В нашем случае при ширине ниши отрыва в 150 м ширина фронта оползня будет 215 м, а долина р. Кубасанты будет перекрыта в интервале отметок по руслу реки 1945-2000 м.

Нетрудно подсчитать, что при средней ширине долины в 150 м и длине перекрытия в 215 м высота плотины составит 53 м (при условии, если обрушится вся активная часть оползня объёмом 1,7 млн. м3.

При крупных землетрясениях, которые возможны в Приэльбрусье, поскольку оно расположено в 9-балльной сейсмической зоне, нельзя исключить и более крупные подвижки оползневых склонов в долины рек с последующим образованием подпрудных озёр и их прорывом.

Характер, сложность и стоимость осуществления защитных мер зависят, кроме геометрии склона, от породы оползневой массы и от величины расхода воды в реке.

В нашем случае неуправляемый размыв и образование катастрофического селя может начаться уже в считанные дни после перекрытия, так как оно будет сложено мелкообломочными легкоразмываемыми породами, а узость ущелья будет способствовать быстрому подъёму воды, несмотря на довольно небольшой расход воды р. Кубасанты.

В этом случае фронт работ для принятия экстренных мер будет очень узким, использовать технику и людей будет крайне сложно. Наиболее эффективным способом защиты в данном случае является как можно более быстрое снижение уровня воды взрывными работами. К заблаговременным же мерам защиты, которые могли бы полностью предотвратить опасные последствия, является сооружение на данном участке защищенного водовода.

5.3. Возможные способы борьбы с катастрофическими селями На примере селя, сошедшего в 2000 г. на г. Тырныауз, можно сделать вывод о том, что способов защиты объектов от селей такого масштаба не существует. Но можно разработать различные способы борьбы с этим явлением.

В работе (Тушинский Г.К., Попов А.И., Голубев Г.Н., Мудров Ю.В., Тумель Н.В.

Опыт изучения гляциальных селей Большого Кавказа (на примере реки Герхожансу бассейна реки Баксан) // Инф. сб. о работах по МГГ. М. – 1966. – № 13, с. 5-106) высказана очень правильная мысль, что борьба с селевыми потоками возможна лишь там, где энергия селей ещё невелика, т. е. в зоне их зарождения, для чего и следует изучать в каждом конкретном случае механизм их формирования.

Например, в долине Адылсу не столько опасен прорыв приледниковых озёр, сколько возможность разрушения языка ледника ниже озера Башкара и образования водно-ледово-каменного потока, имеющего большую разрушительную силу. Следовательно, нужно постараться спустить воду из нижнего озера, расширив и углубив русло истока реки, вытекающей из озера.

Поскольку основным источником формирования катастрофических расходов воды в верховьях реки Каярты всё-таки являются погребённые льды, то в данном случае полезным было бы дренирование морены в зоне выклинивания линзы погребённого льда, не допуская, таким образом, накопление воды в пустотах, образующихся при таянии погребённых льдов.

В случае прорыва ледниковых озёр, образующихся в мёртвых льдах на северо-восточном склоне Эльбруса, и образования при этом селей, доходящих до минеральных источников Джылысу, напрашивается вывод о переброске стока из бассейна р. Бирджалы-су в бассейн р. Каракая-су. В этом случае сели будут проходить намного восточнее этих источников (Багов М.М. Возможный вариант защиты минеральных источников Джылу-Су от гляциальных прорывных паводков и селей. Материалы международной научной конференции «Гляциология в начале XXI века». 2009. М.: Университетская книга. 2009. С. 98Наконец, о возможном срыве оползня и подпруживании р. Кубасанты.

Идеальным решением была бы заблаговременная постройка защищённого водовода у правого борта долины, напротив оползня длиной 250-300 м, который не дал бы возможности накопления воды в подпрудном озере. В случае обрушения оползня при отсутствии такого водовода, по-видимому, следует предусмотреть оперативные взрывные работы для разрушения образовавшейся плотины.

Таким образом, на различных примерах мы показали, что можно значительно снизить опасность от катастрофических селей, не прибегая при этом к строительству дорогостоящих защитных сооружений.

Вероятность формирования и схода катастрофических селей гляциального генезиса в Приэльбрусье весьма велика. Деградация оледенения сопровождается образованием большого количества мёртвых льдов. Их таяние приводит к заполнению водой термокарстовых каверн, прорыв которых может приводить к формированию катастрофических селей. Примером могут служить очаги формирования катастрофических селей в ледниковом цирке Каярты в верховьях р. Герхожансу, откуда сели сходят на город Тырныауз и в верховьях р. Малки у окончания ледника Бирджалычиран, где происходит прорыв ледниковых озёр, в результате чего сели доходят доя горячих источников Джилысу. Весьма вероятен прорыв ледниковых озёр у ледника Башкара (бассейн р. Адыл-су), где сели формировались ещё в середине прошлого века.

Глава 6. КАРТОГРАФО-АЭРОКОСМИЧЕСКИЕ ТЕХНОЛОГИИ ПРИ

ИССЛЕДОВАНИИ ДИНАМИКИ КАТАСТРОФИЧЕСКИХ ЛАВИН

6.1. Деградация оледенения и катастрофические лавины Приэльбрусья Массовый сход катастрофических лавин в Приэльбрусье был отмечен в зимы 1967/68, 1975/76, 1986/87, 1992/93, 1996/97, 2001/02 (Богатиков О.А., Залиханов М.Ч., Карамурзов Б.С. Природные процессы на территории Кабардино-Балкарии. – М., 2004. – 239 с.; Залиханов М.Ч. Снежно-лавинный режим и перспективы освоения гор Большого Кавказа. – Ростов-на-Дону: Изд-во Рост. ун-та, 1981. – 370 с.). Причины возникновения таких лавин обычно связывают с многоснежными зимами. И лишь недавно одной из причин была названа деградация горного оледенения (Олейников А.Д., Володичева Н.А. Об увеличении лавинных катастроф в районах деградации горного оледенения // МГИ. – 2005. – Вып. 99, с. 89-93). Кары и ледниковые цирки, освободившись ото льда, превратились в снегосборные воронки, где формируются особо крупные, катастрофические лавины (рис. 6.1, 6.2). На наш взгляд, действует ещё одна причина – характер подстилающей поверхности. На крутых склонах, покрытых льдом, снег просто не мог накапливаться в больших количествах и сходил в виде небольших лавин, которые останавливались в пределах минерального конуса выноса. Обратим внимание на рис. 4.1, составленный Г. Абихом в 1849 г. во время малого ледникового периода. Долина р. Баксан полностью покрыта сосновым лесом без всяких лавинных прочёсов. На топографической карте г. прочёсы также отсутствуют (рис. 6.3). И лишь спустя несколько десятилетий катастрофические лавины выбили большую часть взрослого соснового леса (рис. 6.4, 6.5), место которого в настоящее время заняли молодые берёзы и ивы (Трошкина Е.С., Урумбаев Н.А. Редкодействующие катастрофические лавины в Приэльбрусье. В сб.: Лавины Приэльбрусья. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1980, с.

41-47).

Рис. 6.1. Цифровая ортофотокарта лавиносборов 9-11 на северном склоне г. Чегет (Приэльбрусье), составленная по материалам фототеодолитной съёмки в августе 2003 г.

Рис. 6.2. Совмещённый поперечный профиль линии А1–А2–А Рис. 6.3. Фрагмент карты 1887-1890 гг. долины р. Баксана Рис. 6.4. Долина р. Баксана. Фото Е.А. Золотарёва, 1969 г.

Рис. 6.5. Долина р. Баксана. Фото Е.А. Золотарёва, 1976 г.

Для борьбы с лавинами (выбор безопасного места для застройки или проведение противолавинных мероприятий) необходимо знать точные параметры лавин (их объём, скорость движения, дальность выброса и т. д.). С этой целью на Эльбрусской станции географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова в 70х-80х годах прошлого столетия нами проводились экспериментальные работы с целью применения фотограмметрического метода в исследовании лавин (Золотарёв Е.А. Изучение снега и лавин в Приэльбрусье фотограмметрическим методом // Лавины Приэльбрусья. М.: Изд. Моск. ун-та. 1980. С. 47-62). Нами определялись скорость сползания снега в лавиносборе, запасы снега в области накопления, объёмы лавин в зонах выброса, скорости движущейся лавины.

6.2. Экспериментальные исследования точности определения запасов снега на лавиноопасных склонах дистанционными методами На Эльбрусской географической станции МГУ автором в течение 1969гг. проводились систематические фототеодолитные съёмки лавиносборов с целью определения в них высоты и объёма снега. Экспериментальный материал, полученный в результате этих работ, позволил разработать новую методику определения высоты и объёма снега в лавиносборах, основанную на применении дистанционных методов.

В качестве изучаемого объекта были выбраны два лавиносбора, расположенные на северном склоне г. Чегет в верховьях долины реки Баксан:

1) лавиносбор № 2 (рис. 6.7), на котором измерялись высота снега в точках со средним удалением от базиса съёмки около 400 м (длина базиса 24 м);

Рис. 6.6. Лавиносбор №2 («Домашняя лавина»). Фото Е.А. Золотарёва, 1971 г.

2) лавиносбор № 11 (рис. 6.8) при удалении точек измерения от базиса в среднем на 1500 м (длина базиса 85 м).

Кроме того, в лавиносборе № 11 было измерено 5 точек при отстоянии съёмки в 2,2 км.

При выборе учитывалась сравнительно легкая доступность съёмочных базисов в зимнее время, а также возможность провести на изучаемом объекте маршрутную контрольную снегомерную съёмку для получения контрольных промеров высоты снега. Кроме того, разные отстояния при съёмке позволили оценить точность определения высоты снега при двух масштабах съёмки 1: и 1:5 000. Все точки базисов были закреплены в коренных породах стальными марками.

Съёмки проводились в сентябре 1969 г. (без снега), с января по апрель 1970 г. и в январе 1971 г. как после снегопадов и метелей, так и непосредственно после сходов лавин, чтобы иметь материал с различными мощностями снега и судить об относительной ошибке фотограмметрического метода определения высоты снега.

Особенно тщательно соблюдалась при повторных съёмках идентичность всех элементов внешнего ориентирования. Основная задача при съёмке снега – получение негативов такого качества, которое позволяет уверенно визировать маркой измерительного прибора на ненарушенную снежную поверхность.

Визирование на поверхность сошедшей лавины обычно не вызывает затруднений благодаря её комковатой структуре (рис. 6.7). Зимняя съёмка проводилась при косом солнечном освещении, преимущественно в солнечные часы (9-11 ч.), в зависимости от высоты солнца в разные зимние месяцы.

Применялись фототеодолитные контрастные пластины с чувствительностью 1ед. ГОСТ. Выдержка обычно составляла 0,5-1 сек. Проявлялись экспонированные пластинки в метоловом проявителе Д-23. Время проявления 20-25 мин. Негативы, полученные при этом, мало чем отличаются по качеству от нормальных негативов летней съёмки. Ошибки визирования ( m px ) на снежную поверхность не превышали 0,01 мм при отстоянии до 4 км. Кроме того, проводились пробные съёмки в первые полчаса после захода солнца за горизонт, когда весь склон находился в тени и освещался отраженным светом при яркоголубом небе. При той же чувствительности фотопластинок выдержка составляла 3-4 сек., а время проявления до 30 мин. Качество негативов получается несколько хуже, чем в первом случае, но уверенное визирование на снежную поверхность осуществлялось при отстоянии до 2,5 км (предельные ошибки m px составили не более 0,015 мм). Следует заметить, что наличие неровностей на снежной поверхности улучшает её стереоскопическое восприятие и повышает точность визирования.

Для того, чтобы иметь возможность наиболее надёжно оценить реальную точность фотограмметрического способа определения высоты снега, необходимо иметь достаточное количество точек с контрольными промерами. Измерение высот снега контрольных точек в поле проводилось снегомерным щупом с сантиметровой шкалой. Отсчеты брались с точностью до 5 см. Для исключения грубых ошибок промеры делались трижды в пределах 30-40 см друг от друга. За окончательный результат принималось среднее из трёх измерений. В обоих лавинных очагах было промерено таком образом до 25 контрольных точек.

Высота снега колебалась в пределах от 1 до 5 м.

Так как при оценке точности фотографического метода высоты снега в этих точках принимаются за эталонные, то необходимо заранее оговориться, что точность промера высот снега щупом составляет не более 10 см, в основном изза невозможности строго отвесных измерений и неровностей подстилающей поверхности. Поэтому приведенные ниже цифры следует рассматривать как попытку оценить реальную возможность фотограмметрического способа в сравнении с маршрутной съёмкой, а не как средние квадратические ошибки измерения высот снега этим способом.

Измеренные в поле точки маркировались деревянными рейками высотой до 0,5 м, которые при данном отстоянии достаточно чётко изображаются на негативах. Сразу же после снегомерной съёмки проводилась фототеодолитная съёмка с соответствующих базисов, затем делались контрольные отпечатки и опознавались точки на фототеодолитных снимках.

Негативы обрабатывались на стереокомпараторе и стереоавтографе с целью сравнения возможностей аналитического и универсального способа.

Внешнее ориентирование летней и зимней стереопар производилось по одним и тем же контрольным пунктам, с ошибками до 0,1 м в плане и 5-10 см по высоте.

Для лавиносбора № 2 масштаб плана составлял 1:1 000, а для лавиносбора № 11 – 1:2 500 (масштаб модели 1:5 000). Высоты снега в маркированных точках вычислялись как разности абсолютных отметок зимней и летней стереопар соответствующих точек. В лавиносборе № 2 было обработано 18 точек из 25, а в лавиносборе № 11 – 24 точки. Остальные были либо не опознаны, либо оказались в «мёртвой» зоне для обработки.

При аналитической обработке вычислялись высоты контрольных пунктов на летней и зимней стереопарах, чтобы определить среднюю поправку в высоту снега за несовпадение элементов внешнего ориентирования при повторных съёмках. Для лавиносбора № 11 она оказалась равной 0,09 м, а для лавиносбора № 2 – 0,00 м. Полученные результаты были сравнены с измеренными в поле, исключены систематические ошибки и вычислены средние квадратические ошибки измерения высоты снега фотограмметрическим способом, принимая измеренные в поле высоты за истинные. Оказалось, что ошибки высот, вычисленные аналитическим способом для отстояний 400 и 1500 м равны соответственно ±0,14 м и ±0,15 м, т. е. практически одного порядка с точностью маршрутной снегосъёмки. Ошибки высот снега, полученные на стереоавтографе, несколько выше и явно увеличиваются при уменьшении масштаба снимка.

Несколько точек, которые удалось измерить при отстоянии съёмки более км, дали среднюю квадратическую ошибку определения высоты снега в ±0,54 и при средней высоте снега в 1,5 м. Однако, небольшое количество измеренных точек делает эту цифру не слишком надёжной.

Всё же, полученные результаты свидетельствуют о том, что при средних отстояниях (масштаб снимков до 1:5 000) фотограмметрический способ определения высоты снега вполне может заменять маршрутную снегомерную съёмку, а с увеличением отстояния, при масштабе снимков около 1: ошибки определения высоты снега фотограмметрическим методом увеличиваются и могут быть соизмеримы, как это уже отмечалось выше, с высотой самого снежного пласта. Поэтому ранее примененная методика определения высоты снега, основанная на вычитании топографических поверхностей сравниваемых съёмок, непригодна для определения снегозапасов в лавиносборах, удаленных от места съёмки, как правило, на 2-4 км.

Изучение закономерностей распределения снега по поверхности лавиносбора безусловно имеет большой научный интерес. С практической же точки зрения на современном этапе гораздо более необходимо знание общего объёма снега в лавиносборе, так как эта величина даёт представление о количественных характеристиках возможных из данного очага лавин. Для вычисления объёма снега необходимо получить среднюю высоту снега в лавиносборе, которая затем умножается на площадь лавиносбора, определённую по топографическим картам, либо непосредственно по материалам тех же фототеодолитных съёмок. Очевидно, что для определения средней высоты снега на склоне вовсе не обязательно измерять на фототеодолитных снимках высоты представляется метод, когда бесснежная и заснеженная поверхности задаются независимо друг от друга пространственными цифровыми моделями рельефа местности. Цифровое моделирование рельефа земной поверхности в настоящее время является одной из важнейших задач картографирования, связанной с развитием машинных методов проектирования инженерных объектов и комплексной автоматизацией картографических работ. Наиболее распространёнными в настоящее время являются цифровые модели в виде сетки квадратов или прямоугольников, в узлах которой определяются значения высот. Нами применены модели именно такого рода, как наиболее простые (табл. 17).

Точность определения высоты и объема снега в зависимости от отстояния съёмки Здесь Y – отстояние съёмки, h0 – средняя высота снега, измеренная на стереоавтографе, h2 – на стекометре.

V0, V1, V2 – объёмы снега, полученные соответствующим образом. V1= V1- V0, V2= V2- V0, m1, m2 – относительные погрешности получения объёмов снега методами цифровой модели.

Прежде всего следует заметить, что не наблюдается увеличения погрешности с увеличением отстояния съёмки, и методы получения средней высоты и объёмов снега путем построения цифровых моделей на стереоавтографе и стекометре по материалам фотограмметрических съёмок дают примерно одинаковые результаты, отличающиеся в среднем на 5% и 6% от измеренных в натуре. Это доказывает возможность применения наземной фотограмметрической съёмки для оценки снегозапасов в лавиносборах. При выборе метода построения цифровой модели необходимо иметь в виду, что использование аналитического метода имеет смысл только при возможности проведения всех расчётов на ЭВМ, в то время как при использовании стереоавтографа все параметры можно рассчитывать вручную. В то же время применение стекометра и ЭВМ открывает возможность оперативной оценки снегозапасов в лавиносборах, необходимой для целей прогнозирования лавин.

Кроме того, промежуточные данные об hi в узлах сетки отражают характер распределения снега в лавиносборе. Достоверность получения была исследована путём измерения на стереокомпараторе высоты снега в точках, координаты которых соответствовали узлам сетки при измерениях на стекометре.

Разумеется, в настоящее время следует применять цифровые методы обработки материалов фототеодолитной или аэросъёмки для определения высоты и объёмов снега на лавиноопасных склонах. Цифровые методы намного точнее. Здесь точность впрямую зависит от качества негативов. Однако, случаются такие ситуации, когда их применение исключено. В этом случае будут полезны данные разработки.

6.3. Оценочное картографирование катастрофических лавин в Приэльбрусье с применением дистанционных методов Одной из самых больших лавин была катастрофическая лавина в Приэльбрусье, которая сошла 6 декабря 1973 г. в 8 часов утра из лавиносборов № 9 и 10 северного склона г. Чегет и полностью перекрыла долину реки Азау на протяжении 800 м (рис. 6.8). Воздушная волна, возникшая при сходе этой лавины, дошла до пос. Терскол и выбила стекла в одном из строений на расстоянии 1100 м от места остановки переднего фронта. Лавина уничтожила взрослый сосновый лес на дне долины на площади 3,7 га (Трошкина Е.С., Урумбаев Н.А. Редкодействующие катастрофические лавины в Приэльбрусье. В сб.: Лавины Приэльбрусья. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1980, с. 41-47) в районе моста через реку Гарабаши на дороге Терскол-Азау (рис. 6.9).

Рис. 6.8. План катастрофической лавины, сошедшей 6 декабря 1973 г.

Рис. 6.9. Воздействие воздушной волны лавины, сошедшей 6 декабря 1973 г. в лесной зоне.

На другой день, 7 декабря 1973 г. была произведена фототеодолитная съёмка этих лавиносборов с целью определения некоторых количественных параметров этой лавины. Съёмка производилась со специально закреплённого на противоположном борту долины базиса, который служил для проведения окончательно установилась и лавинная опасность стала минимальной, непосредственно с лавинного конуса № 9 была произведена досъёмка переднего фронта лавинных отложений, невидимых со стационара. По результатам этой съёмки, а также предыдущих летних и зимних съёмок был подсчитан объём лавины и кроме того получено распределение лавинного снега в зоне отложений.

Линия отрыва лавины прошла по самой верхней части висячего ледника под вершиной г. Чегет, по отметке 3700 м, что значительно выше (на 200-300 м) линий отрыва систематически сходящих лавин. Форма линии отрыва обусловлена рельефом лавиносбора и напоминает перевернутую букву W (рис. 6.10). Длина её составляет приблизительно 1 км. На линии отрыва по материалам фототеодолитной съёмки было измерено на стереоавтографе точек толщины оторвавшегося снега, которая колебалась от 0,8 до 7,6 м.

Средняя толщина снега на линии отрыва составляет 3 м. При общей площади оторвавшегося пласта около 70 га объём снега, сошедшего из лавиносбора, составляет 2,1 млн. м3. Основная масса снега сошла из цирка левее скального массива, составляющего вершины г. Чегет. Здесь средняя толщина снега на линии отрыва около 4,5 м.

Рис. 6.10. Форма линии отрыва лавины 6.12.73. Цифрами указана толщина снега на линии отрыва, измеренная фотограмметрическим методом Превышение лавинного очага над дном долины составляет 1490 м.

Средний угол наклона склона в пределах лавинного очага равен 32°. Общий путь лавины (в горизонтальной проекции) составляет около 3,3 км. Лавина перекрыла долину и ударилась о противоположный борт, поэтому это был орографически обусловленный предел дальности распространения лавинного снега.

В зоне выброса фотограмметрическим методом была измерена высота лавинного снега в 200 точках, которая колебалась от 1 до 7 м. Средняя высота лавинного снега равна 3 м, общий объём лавины на конусе выноса составляет 1, млн. м3. Изолинии равных высот снега в лавине проведены на карте через 1 м.

Кроме того, на карте для ориентирования показаны некоторые элементы топографии местности. Карта предназначена для дальнейшего анализа с целью выявления возможного пути лавины в случае отсутствия препятствия.

6.4. Определение максимально возможного пути катастрофической лавины катастрофической лавины (рис. 6.11) показал, что:

1) наибольшая высота снега от 6 до 7 м сосредоточена в тальвегах конусов выноса, которые, вероятно, дали общее направление движению основной массы снега;

2) характер распределения участков с одинаковой высотой снега подтверждает предположение о наличии в движущейся лавине нескольких снежных потоков;

Рис. 6.11. Толщина снега в зоне отложений лавины, сошедшей 6 декабря 1973 г.

б – карта толщины снега в зоне отложений. Масштаб оригинала 1:5 000.

толщина снега в м: 1 – 0-1; 2 – 1-2; 3 – 2-3; 4 – 3-4; 5 – 4-5; 6 – 5-6; 7 – 6-7; 8 – более 7; 9 – тальвеги по пути схода лавин; 10 – граница лавины; 11 – шоссе остановилась на самом минеральном конусе, дойдя до реки Азау. Можно предположить, что это была самая тяжёлая часть лавины, насыщенная каменными обломками и обладавшая меньшей скоростью (Золотарёв Е.А., Салова Т.А., Трошкина Е.С. Оценка аккумулятивной деятельности катастрофической лавины в Приэльбрусье // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 1979. – № 5, с.47-53);

4) основная часть лавины (до 70% объёма) шла по очагу № 9, захватив пространство между лавиносборами № 9 и № 10. Её отложения образовали в зоне выброса почти правильную дугу, обращенную выпуклой стороной вверх по долине.

Если принять это во внимание, то окажется, что лавина ударила в противоположный склон не под прямым углом, а по касательной, примерно под углом 25-30°. На это указывает и направление поваленных деревьев. Такое предположение объясняет и тот факт, что воздушная волна (снего-воздушное облако) пошла по узкому коридору шириной 30-50 м между склоном и лесом.

Фактически направление воздушной волны было задано ещё во время движения лавины.

(1,2 млн. м3) снега, названное нами коэффициентом уплотнения, равно ~ 1,7.

Принимая во внимание параметры съёмки, а также сами измеряемые величины, следует заметить, что измерение объёма снега в лавиносборе имеет вероятную погрешность ±10%, а в зоне выброса ±5%. Тогда соотношение объёмов сорвавшегося и отложившегося снега может варьировать в пределах 1,5-1,8. Этот коэффициент следует вводить при прогнозе максимальных объёмов лавин по площади лавиносбора и данным о высоте снега в нем, при условии срыва лавин со всей поверхности лавиносборов.

Ввиду того, что данная лавина была редкой повторяемости (уничтожен лес 200-летнего возраста) и приближалась по своим параметрам к максимально возможным для данного очага (снег оторвался не менее чем с 90% площади лавиносбора), то она могла бы служить эталоном для расчётов. Однако, как уже отмечалось выше, лавина ударилась в противоположный склон, поэтому её возможный путь при отсутствии преграды оставался неизвестным. С целью выявления этого неизвестного был построен интегральный профиль распределения лавинного снега по пути движения лавины (рис. 6.13), а затем произведена экстраполяция этого профиля до пересечения с воображаемой линией продолжения днища лавины. Из рис. 6.12 следует, что в случае отсутствия преграды лавина прошла бы не более 150-200 м. Вероятно, следует предположить, что удар лавины в противоположный борт долины пришелся уже в то время, как основная масса лавинного снега в виде конечного вала отложилась в 100 м от подошвы склона (на рис. 6.12 – пик свыше 4 м).

Рис. 6.12. Распределение лавинного снега в зоне отложений катастрофической лавины, сошедшей 6 декабря 1973 г. в Приэльбрусье: 1 – интегральный профиль поверхности пути лавины; 2 – интегральный профиль толщины лавинного снега; 3 – гипотетическое продолжение днища долины; 4 – экстраполируемая толщина лавинного снега Таким образом, с учётом вероятного пути лавины в случае отсутствия преграды, общий путь лавины от линии отрыва до точки остановки составляет 3450-3500 м. Ни одна из использующихся в практике лавиноведения расчетных удовлетворительных результатов. Совершенно очевидно, что существующее представление о факторах, определяющих общий коэффициент сопротивления движению подобных лавин, не соответствует действительности.

6.5. Исследование дальности выброса катастрофических лавин в определения максимальной дальности выброса лавин, однако, большинство исследователей склоняются в пользу способа С.М. Козика (Козик С.М. Расчет движения снежных лавин. – Л.: Гидрометеоиздат, 1962. – 76 с.), как самого простого. При этом применяют переменную величину минимального коэффициента сопротивления движению лавины rmin, во многом зависящую от морфологических и морфометрических особенностей лавинных очагов.

Оценка морфометрических параметров лавинных очагов для расчёта дальности Одним из основных морфометрических параметров лавинных очагов, оказывающих значительное влияние на величину дальности выброса лавин, справедливо считается площадь лавиносбора, определяющая объём лавины (Аккуратов В.Н., Красносельский Э.Б., Иткин В.Л. О расчёте максимальной дальности выброса снежных лавин. В сб.: Снег и лавины Хибин. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967, с. 349-356).

Для районов Средней Азии Ю.Д. Москалёв (Москалёв Ю.Д. Динамика снежных лавин и снеголавинные расчеты // Труды САРНИГМИ.– Л.:

Гидрометеоиздат, 1977. – Вып. 36 (117). – 231 с.) для расчёта величины rmin предлагает формулу где F – площадь лавиносбора в м2, замечая при этом, что в физическом смысле правильнее связывать величины rmin не с площадью лавиносборов, а с их функцией – объёмами лавин.

Для района Хибин В.Н. Аккуратовым (Аккуратов В.Н., Красносельский Э.Б., Иткин В.Л. О расчёте максимальной дальности выброса снежных лавин. В сб.: Снег и лавины Хибин. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967, с. 349-356) установлена прямая связь площади лавиносборов с величинами максимально возможных объёмов лавин, выражающаяся уравнением где К – постоянная величина, представляющая собой высоту снежного покрова, накапливающуюся в однородных лавинных очагах. В среднем, для района Хибин, эта высота принимается равной 2 м.

По мнению С.М. Мягкова (Мягков С.М. Аккумулятивные лавинные формы рельефа в Хибинах и пути использования их характеристик для определения границ лавиноопасных зон. В сб.: Снег и лавины Хибин. – М.: Издво Моск. ун-та, 1967, с. 15-96), прямая связь максимальных объемов лавин с лавиносборов, площадь которых не превышает 15-20 га, а для более крупных лавинных очагов вероятность одновременной разгрузки всей площади лавиносборов очень мала, вследствие чего наблюдается ослабевание связи между площадями лавиносборов и максимальными объемами лавин. Однако поскольку катастрофические лавины, которые мы считаем по своим размерам близкими к максимально возможным для данного очага – это лавины редкой повторяемости, то пренебрегать возможностью одновременной разгрузки крупных лавиносборов нельзя. В качестве примеров сошлёмся на рекордную по объёму (1,1 млн. м3) для района Хибин лавину 10 февраля 1971 г., вызванную минометным обстрелом, когда снег одновременно сошёл с площади 75 га, а также на лавины района Призльбрусья, исследованные автором в 1973 г. – 2,1 млн. м3 (70 га) и в 1976 г. – 1,3 млн. м3 (90 га).

Поэтому для катастрофических лавин в принципе возможно вычисление зависимости (2,5) и величины возможного максимального снегонакопления по метеорологическим данным.

Используя эмпирическую формулу дальности выброса В.Н. Аккуратова (Аккуратов В.Н., Красносельский Э.Б., Иткин В.Л. О расчёте максимальной дальности выброса снежных лавин. В сб.: Снег и лавины Хибин. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967, с. 349-356) для Хибин, Ю.Д. Москалев предлагает следующую зависимость общего минимального коэффициента сопротивления движению лавин от их объёма (W):

где К= 0,48-0,55 для лотковых лавин.

Однако фактические данные по сходу крупных катастрофических лавин не подтверждают такой тесной зависимости дальности их выброса от объёма.

Так, в работе Л.А. Канаева, Л.Е. Языкова (Канаев Л.А., Языков Л.Е. Анализ условий массового схода лавин в западной Тянь-Шане в феврале 1976 г. // Труды САРНИГМИ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – Вып. 53 (134), с. 114-118, с.117), указывается, что «...материалы наблюдений за лавинами катастрофических размеров в условиях Западного Тянь-Шаня не дают однозначного ответа о связи Ю.Д. Москалев, отмечая, что «...в ряде случаев лавины Средней Азии имеют В.Н. Аккуратова» (Москалёв Ю.Д. Динамика снежных лавин и снеголавинные расчеты // Труды САРНИГМИ.– Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – Вып. 36 (117). – 231 с., с. 181).

Эти факты приводят к выводу о том, что по достижении лавиной некоторого критического объёма её движение приобретает катастрофический характер; при этом дальнейшее увеличение объёма уже не оказывает определяющего влияния на дальность выброса, а решающее значение имеет морфология пути движения. Рассмотрим особенности пути катастрофической лавины 6 декабря 1973 г. в Приэльбрусье из очагов 9-10 (рис. 6.9). После выхода из лавиносбора крутизной 32°, где оторвался пласт снега площадью около 70 га и средней высотой снега на линии отрыва 3 м, лавина прыгает с обрыва высотой около 80 м и попадает в 5 лотков, имеющих глубину вреза 20-25 м, ширину 25м и многочисленные повороты. Изучение следов этой лавины показало, что во время своего движения перед выходом в долину лавина шла не только по лоткам, но и заняла всё пространство между ними шириной около 400 м. Эта особенность отмечается и В.Н. Аккуратовым (Аккуратов В.Н., Красносельский Э.Б., Иткин В.Л. О расчёте максимальной дальности выброса снежных лавин. В сб.: Снег и лавины Хибин. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967, с. 349-356) у рекордной по объёму для Хибин лавине 10 февраля 1971 г. из лавиносборов №№ 115, 116, а также наблюдалась у лавины 18 января 1976 г. в Приэльбрусье (сев.

склон г. Чегет, лавиносборы 11-14). Длина пути лавины 1973 г. в горизонтальном проложении составила 3500 м. Превышение верхней точки на линии отрыва над точкой остановки равно 1490 м. Таким образом, минимальный коэффициент общего сопротивления движению лавины rmin составляет 0,425.

Рассчитанный по формуле В.П. Благовещенского (Благовещенский В.П. Прогноз максимальных дальностей выброса лавин на основе статистического анализа видимых границ действия лавин. В сб.: Снежные лавины (прогноз и защита). – М.: Изд. Моск. ун-та. 1974, с. 32-38) для Западного Кавказа rmin =0,467, а по формулам (6.7 и 6.9) Ю.Д. Москалёва, предложенным для Средней Азии соответственно – 0,28 и 0,27. В последнем случае, когда расчёт производился с учетом объема лавины, принимался во внимание фактический объём лавины, измеренный непосредственно на конусе выноса – 1,2 млн. м3, а коэффициент К брался равным 0,55. Ближе всех к истинному значению оказались расчёты, проведённые по формуле В.П. Благовещенского, однако с учётом величины превышения склона над дном долины это даёт ошибку около 300 м в сторону занижения от фактической величины выброса лавины. Коэффициенты, полученные по формулам Ю.Д. Москалёва, наоборот, дают намного завышенные значения дальности выброса. Очевидно, что в данных формулах всё же не полностью учитываются все факторы, влияющие на движение катастрофических лавин.

Но, как следует из вышеприведенного описания катастрофических лавин, даже визуальное наблюдение следов схода лавин приводит к убеждению, что на их движение сопротивление среды оказывает существенно меньшее влияние, чем на движение малых или средних по размерам лавин. Такие лавины буквально затопляют склон, не считаясь с мезо- и микрорельефом поверхности, по которой они движутся. Исходя из этого, вполне логичным выглядит предположение, что на дальность выброса катастрофических лавин влияют лишь основные морфометрические характеристики пути схода, к которым можно отнести: H – превышение верхней границы лавиносбора над днищем долины и cр. – средний угол наклона склона в пределах лавиносбора. Первая величина определяет размер потенциальной энергии лавины (совместно с её объёмом), а вторая – скорость по пути движения и потерю кинетической энергии во время движения по склону и во время торможения при выходе на днище долины (последнюю часть расхода энергии определяет характер профиля пути – угол сопряжения склона и днища долины). Именно средний угол наклона склона в пределах лавинного очага, в значительной мере определяя потерю кинетической энергии движущейся лавины, и оказывает существенное влияние на величину rmin – общего сопротивления движению лавины.