galakhov_kolebaniya_lednikov

Рис. 2. Матрица абсолютных высот района моделирования при подходе воздушных масс с северо-запада. Условные обозначения:

1 - менее ОД 5; 2 - 0,15-0,2; 3 - 0,2-0,4; 4 -	0,4-0,6;
5 - 0,6-0,8; 6 - 0,8-1,0; 7 - 1,0-1,5; 8 - 1,5-2,0;	9 - 2,0-2,5;

А - более 2,5 км. Шаг сетки (сторона ромба) - 35,4 км

Рис. 3. Направление движения воздушных масс в слое 0,5 км при подходе к району исследований с северо-запада.

Условные обозначения: 5 - воздушный поток не переваливает через орографический барьер. Воздушный поток движется:

6 - с юго-запада на северо-восток; 7 - с севера на юг; 8 - с северо-запада на юго-восток; 9 - с запада на восток

И

Рис. 4. Направление движения воздушных масс в слое 1,0 км при подходе к району исследований с северо-запада.

Условные обозначения: 5 - воздушный поток не переваливает через орографический барьер. Воздушный поток движется:

б - с юго-запада на северо-восток; 7 - с севера на юг, 8 - с северо-запада на юго-восток; 9 - с запада на восток

Рис. 5. Направление движения воздушных масс в слое 1,5 км при подходе к району исследований с северо-запада.

Условные обозначения: 5 - воздушный поток не переваливает через орографический барьер. Воздушный поток движется:

6 - с юго-запада на северо-восток; 7 - с севера на юг; 8 - с северо-запада на юго-восток; 9 - с запада на восток

12

Заметим, что, по исследованиям (Дубровина JI.C., 1982), со­ временные атмосферные фронты осенью имеют мощность облаков около 2 км и наиболее насыщена влагой нижняя часть. Причем JI.C. Дубровина (1982, с. 41) отмечает:

«...В период развития циклонической деятельности образуются фронтальные облака. По-видимому, их верхняя граница в основном расположена ниже 3 км, в редких случаях (2,5%) она распространя­ ется выше».

Очевидно, более западные потоки не успевали за время своего движения над Мансийским озером насытиться влагой, для того чтобы значительно влиять на снегонакопление. Воздушные массы, продвигавшиеся более восточней и успевавшие насытиться влагой, оказывали решающее влияние на снегонакопление Кузнецкого Алатау, Шапшальского хребта, Западного и Восточного Саяна в период существования озера.

На конкретном примере рассмотрим, насколько должно было увеличиться снегонакопление, например в верховьях Хемчика, чтобы в соответствии с современными представлениями ледники «соответствовали» климату.

В соответствии с нашими разработками (Галахов В.П., 2003) современная локальная снеговая граница в этом районе расположе­ на на высоте от 2,9 до 3,1 км (рис. 6). Современную величину абля­ ции-аккумуляции на высоте данной локальной снеговой границы можно оценить в 125-100 г/см2 (Галахов В.П., Мухаметов P.M., 1999). Депрессия снеговой границы соответственно настоящей аб­ ляции-аккумуляции на этой высоте в период последнего похолода­ ния должна равняться 0,40-0,45 км. Естественно, что подобные величины не могли обеспечивать распространения оледенения со­ ответственно исследованиям Н.А. Ефимцева (рис. 7). Для того что­ бы депрессия снеговой границы была равна 600 м (по Н.А. Ефимцеву), уровень абляции-аккумуляции должен быть равным 200 г/см2, что соответствует морскому климату, а не резко континенталь­ ному. При подобной величине снегонакопления на ледниках, учи­ тывая разницу между положением снеговой границы на склонах южной и северной экспозиций (150 м), принимая толщину древних ледников 200 м, учитывая поправку при переходе от локальной к региональной снеговой границе (150 м), древнее оледенение будет примерно соответствовать исследованиям Н.А. Ефимцева (рис. 8).

13

Хотя можно отметить, что полученная нами схема последнего мак­ симума оледенения в верховьях реки Хемчик отличается от схемы Н.А. Ефимцева.

Рис. 6. Высота современной локальной фирновой границы (1) на отдельных ледниках и группах ледников на Сумультинском, Курайском, Шапшальском хребтах, в районе массива Куркуребажи и в бассейнах рек Башкауса и Чулышмана, км (Галахов В.П., 2001)

Более близкую к полученной нами картине распространения оледенения в период максимума последнего похолодания (с точки зрения планового положения палеоледников) можно найти в моно­ графии «Геоэкология горных котловин» (1992, с. 116):

«Анализ гляциогеоморфологической ситуации в верховьях р. Хемчик и ее притока - р. Чоон-Хем, свидетельствует о том, что во время последнего позднеплейстоценового оледенения (второго мегастадиала, по П.А. Окишеву; второго позднеплейстоценового, по Е.В. Девяткину) ледники Верхнего Хемчика не сливались в еди­ ный сложный древовидный ледник. Они существовали в виде про­ стых долинных ледников (Малый Хемчик, Хемчик, Ары-Хем и др.) с несколькими короткими ледниковыми притоками в верхних час­

14

тях. Только в долине р. Чоон-Хем формировался более сложный долинный ледник благодаря большим абсолютным высотам об­ ширных выровненных второстепенных водоразделов и пригребневых частей. Однако и ледник верховьев р. Чоон-Хем, вероятно, не соединялся с Куль-Хемским ледником. Конечные морены, которые Н.А. Ефимцев (1961) считал стадиальными, являются моренами максимальной стадии последнего позднеплейстоценового оледене­ ния и соответствуют депрессии снеговой границы 720—770 м».

Рис. 7. Схема соотношения площадей конечных морен и ледниковых бассейнов в верховьях р. Хемчик (Ефимцев Н.А., 1961):

1 - ледники последнего оледенения; 2 - кары; 3 - конечные морены; 4 - стадиальные конечные морены; 5 - флювиогляциальная терраса

К сожалению, и у Н.А. Ефимцева, и у группы авторов моно­ графии «Геоэкология горных котловин» отсутствуют датировки морен, поэтому судить о максимальном продвижении палеоледни-

15

ка долины реки Хемчик в максимум последнего похолодания до­ вольно сложно. Мы остановились на мнении Н.А. Ефимцева в силу того, что он первый описал эти моренные комплексы.

Рис. 8. Схема распространения ледников в бассейне р. Хемчик в период максимума последнего оледенения. Построено

по упрощенной модели при абляции-аккумуляции на высоте фирновой границы в бассейне М. Хемчика 200 г/см2,

в бассейне Чоон-Хема 150 г/см2. Выделены фирновые бассейны палеоледников.

Если следовать разработкам М.Г. Гросвальда, при деградации последнего оледенения на севере Западной Сибири, т.е. при исчез­ новении Мансийского озера, климат поменялся от морского до рез­ ко континентального, величина зимней аккумуляции изменилась почти в два раза, поэтому ожидать стадиального сокращения лед­ ников (как это наблюдалось на Центральном Алтае) не приходится. Ледники должны были «омертвевать» и интенсивно разрушаться. Причем, в соответствии с М.Г. Гросвальдом, поскольку спуск Ман­ сийского озера наблюдался в два этапа, в ледниковых долинах За-

16

падного Саяна должна наблюдаться лишь одна стадиальная морена, что мы и имеем, например, в долине Хемчика (рис. 9).

Рис. 9. Схема распространения стадиальных ледников

вверховьях р. Хемчик (Н.А. Ефимцев, 1961):

1- ледники; 2 - стадиальные морены, 3 - площадь распространения озерно-ледниковых отложений; 4 - кары и крутые склоны трогов;

5 - ледниковые озера

В соответствии с исследованиями М.Г. Гросвальда (1983) уро­ вень Мансийского озера лимитировался высотой Тургайского про­ гиба, т.е. площадь озера при более ранних подобных ситуациях не изменялась. А в соответствии с исследованиями колебаний уровня Мирового океана (Взаимодействие..., 1987) подобная ситуация

17

(арктическое покровное оледенение) могла наблюдаться примерно 75 тыс. лет назад. Следовательно, в данном регионе должно наблю­ даться минимум два оледенения, что и отмечает Н.А. Ефимцев в соответствии с ледниковыми отложениями. Причем оба этих оле­ денения должны быть примерно равнозначны, поскольку они опре­ делялись в основном переходом от резко континентальных условий снегонакопления к морским, а не термическим режимам, как в Центральном Алтае.

Вторым моментом, который говорит в пользу панарктического оледенения, являются исследования А.Ф. Ямских (1993). В соот­ ветствии с его исследованиями в бассейне Енисея, а точнее как раз в том регионе, который должен был испытывать влияние Мансий­ ского озера:

«...Пойменная фация в разрезах террас представлена двумя разновидностями. Образование одной из них (обычно это песча­ ные осадки небольшой мощности, залегающие на русловых га­ лечниках) отражает фазу формирования нормальной аллювиаль­ ной свиты. Перигляциальный аллювий представляет вторую раз­ новидность пойменной фации, формировавшуюся при значитель­ но больших амплитудах уровней в отличной фациальной обстанов­ ке. Наиболее интенсивная его аккумуляция осуществлялась на про­ тяжении большей части ледниковых похолоданий» (Ямских А.Ф., 1993, с. 36-37).

«...Большая часть отложений плейстоценовых террас сформи­ рована в холодные климатические фазы за исключением нормаль­ ных аллювиальных свит, составляющих обычно меньшую долю террасовой толщи. В седиментационные паузы, связанные с потеп­ лением климата, выравнивался речной сток по сезонам, а склоно­ вый смыв сдерживался растительным покровом, постепенным тая­ нием снега. В потепления, при усилении воздействия Сибирского антициклона, происходило уменьшение количества зимних осадков и снижение половодных уровней, что подтверждается одновремен­ ным почвообразованием на разноуровенных поверхностях в реч­ ных долинах» (Ямских А.Ф., 1993, с. 49).

В соответствии с исследованиями А.Ф. Ямских (1993) наиболее значительные колебания уровней («амплитуды уровней реки») на­ блюдались на Среднем Енисее в период 26-10 тыс. лет назад (рис. 12, с. 53), т.е. в период существования панарктического ледникового по­ крова, а значит и в период существования Мансийского озера.

18

Рассмотрим, в результате изменения каких составляющих вод­ ного баланса и в какие периоды могут происходить значительные колебания уровней. Для этого воспользуемся исследованиями по бассейну р. Локтевки (бассейн р. Чарыш) по замыкающему створу Курья, площадью 1020 км кв. (Галахов В.П., Белова О.В., 2002). Вы­ бор бассейна обусловливался наличием исходной гидрометеороло­ гической информации и ненарушенностью бассейна с точки зрения антропогенной трансформации.

Обычно для рек с четкими границами водоразделов водный баланс рассчитывается по формуле (Чеботарев А.И., 1970):

X - Е - Y = W,

(1)

где X - средние по бассейну осадки; Е - среднее по бассейну испа­ рение; Y - сток; W - изменение влагозапасов в бассейне.

Для оценки стока в зависимости от изменения метеорологиче­ ских характеристик нам необходимо разработать такой алгоритм, в котором сток зависел бы от выпадающих осадков, температуры воздуха (определяет испарение) и какой-то внутренней характери­ стики бассейна, влияющей на сток.

Отличительной чертой горных водосборов Алтае-Саянской горной страны является то, что на них, как правило, отсутствует поверхностный сток. Вода поступает либо из подповерхностного слоя, либо из глубоких горизонтов (Виноградов Ю.Б., 1988). Сток за зимние месяцы весьма мал по сравнению с суммой влаги, посту­ пившей на водосбор за гидрологический год (не более 10%). Гор­ ный водосборный бассейн можно представить как пористую систе­ му или систему резервуаров, сток из которых зависит от скорости поступления влаги в эту систему или от напора в каждом резервуа­

ре (Solomon S.J., Qureshi A.S., 1972; Sugawara М. et al.,	1974).
В этом случае можно сказать, что:
Yi = f(Wi + X I- E i),	(2)

где Yj, Wi, Xj, Ei - сток, влагозапасы, осадки и испарение за расчет­ ный период (i). Причем влагозапасы расчетного периода (i) зави­ сят от влагозапасов предыдущего расчетного периода (i —1) и оп­ ределяются с помощью кривой истощения (Соколов Б.Л., Сарки­ сян В.О., 1981).

Сток в начале гидрологического года (апрель) зависит от мак­ симального снегонакопления ХсН.(конец марта) и поступления влаги непосредственно за апрель. Сток за май-октябрь рассчитывался по зависимости 2, сток за зимние месяцы - по кривой истощения.

19

Зависимости максимальных снегозапасов от среднемноголет­ них осадков за холодный период были построены по результатам непосредственных наблюдений для низкогорья, отдельно для на­ ветренных и отдельно для подветренных склонов. Использовались зависимости вида (Галахов В.П., 2003):

Хс„. = f(L),

(3)

где L - расстояние до орографического барьера. Переход от сред­ немноголетних снегозапасов к ежегодным проводился при помощи коэффициентов снежности, определяемых по опорным метеостан­ циям за конкретный год. Поля осадков за теплый период определя­ лись методом интерполяции по данным опорных станций.

Расчет испарения в бассейне проводился по графикам П.С. Ку­ зина (Апполов Б.А., 1963) с использованием высотных градиентов температуры и экспозиционных поправок (отдельно для зимнего и отдельно для летнего периодов) к расчетным формулам, полу­ ченным для горных территорий (Соседов И.С., Филатов Л.Н., Киктенко О.В. и др., 1983; 1984). Полученные поля испарения сравни­ вались с расчетными полями осадков. Если испарение было мень­ ше осадков, за реальное испарение принимались вычисленные ве­ личины. Если испарение было больше осадков, испарение прирав­ нивалось выпавшим осадкам.

Если в апреле и мае графики Кузина для расчета испарения можно применять без каких-либо поправок, то в летне-осенний пе­ риод необходим учет региональных особенностей бассейна. В теп­ лый период, кроме испарения с земной поверхности, необходимо учесть транспирацию, задержание влаги на растительности и ее дальнейшее испарение. Зависимости на смачивание и дальнейшее испарение с растительности и транспирацию растительностью (Е потерь) получились различны для лета (июнь-август) и осени (сентябрь-октябрь).

Проверка разработанного алгоритма на материалах, неисполь­ зованных в его разработке, дала удовлетворительные результаты. Ошибку расчета зимних осадков можно оценить в 25-30% от ре­ альных максимальных снегозапасов. Ошибку определения жидких осадков (за минимальный расчетный период в качестве которого выбран календарный месяц) также можно оценить в 25-30% (Гра­ ни гидрологии, 1980; Литвинов И.В., 1980). Суммарная макси­ мальная ошибка расчета потерь влаги бассейном (за месяц) может

20