В статье приводится описание режима температуры, влажности воздуха, ветра, осадков и атмосферного давления. Наиболее продробно рассмотрен снежный покров: продолжительность его залегания, высота, плотность, водозапас, температурный режим, стратиграфия и абляция, а также климатические предпосылки возникновения опасных гляциальных явлений

Введение.

Район исследований расположен на западе Сибирской области субарктического климатического пояса, севернее полярного круга. Он находится под влиянием атлантических и арктических воздушных масс в пределах Азиатского антициклона. Климат района резко континентальный, основной характеристикой которого являются большие годовые амплитуды температуры воздуха, которые в 1979 году достигли 84°С.

Температура воздуха.

В течение холодного периода года в условиях субарктического климатического пояса температура воздуха, как и другие метеопоказатели, изменяется в значительных пределах вследствие чередования вторжений атлантических и арктических воздушных масс, а также перемещения Азиатского антициклона.

Устойчивый переход температуры воздуха в область отрицательных значений фиксируется, как правило, в конце сентября — начале октября. В это же время начинает формироваться снежный покров. На вершинах гор это происходит, как правило, на 3-5 дней раньше, чем в долине.

В октябре происходит резкое падение температуры, обуславливающее увеличение амплитуд абсолютных и среднесуточных значений по сравнению с теплым периодом. Наиболее холодным месяцем года является январь, хотя абсолютный минимум температуры зафиксирован в декабре (-55,5°С — М/С «Норильск» и -56,4°С — М/С «Дудинка»). Начиная с марта месяца, средние температуры воздуха начинают заметно возрастать. Особо интенсивно они растут в апреле, мае и июне. В этот же период значительно уменьшаются амплитуды колебания абсолютных и среднесуточных значений температуры. При этом внутрисуточные амплитуды растут, достигая максимума в апреле, на фоне увеличения продолжительности солнечного сияния (наличие суточного хода температуры), общей неустойчивости погоды и тенденции роста температуры воздуха. Стандартное отклонение суточных значений неуклонно падает, достигая своего минимума во второй половине лета. Переход температуры воздуха через 0°С в область положительных значений происходит в конце мая — начале июня, со значительной вариацией дат в многолетнем аспекте. Интенсивность и характер повышения температуры также неодинаковы год от года в зависимости от специфики атмосферных процессов.

Специфика проблемы изучения поля температур горных регионов определяется сложностью и многофакторностью природных связей, влияющих на его формирование. Главная его особенность — непостоянство высотного температурного градиента во времени. Так, в теплое время года, весной, осенью при положительных и небольших отрицательных температурах воздуха имеет место обычный тип изменения температуры с высотой — в среднем она уменьшается на 0,5°С на каждые 100 метров подъема. В наиболее холодные периоды года формируются инверсионные процессы, касающиеся распределения величин температуры воздуха в долине и на вершинах гор. Воздушные массы в долине застаиваются, подвергаются выхолаживанию, особенно в период полярной ночи. Возникает инверсия температур, все более заметная при уменьшении абсолютных значений температуры. По данным наблюдений снеголавинного стационара «Сабля» (абс. высота 561 м), имеющим продолжительность более 900 суток, и М/С «Талнах» (абс. высота 107 м), пороговым значением для изменения знака вертикального градиента стала величина температуры воздуха около -20°С. Наряду с фактом зависимости градиента от температуры выявлена и нелинейность изменения градиента (см. рис.).

Влажность воздуха.

Относительная влажность воздуха имеет ярко выраженный сезонный ход с максимумом в октябре, и минимумом — в июле. Верхний экстремум характеризуется значительным количеством выпадающих осадков, низким атмосферным давлением, свидетельствующем о высокой циклонической активности этого периода года.

В зимние месяцы влажность изменяется в меньших пределах, обуславливая уменьшение стандартного отклонения среднесуточных значений. Также заметно снижаются и их амплитуды. В марте-апреле, с первыми потеплениями, наблюдается рост (до 30%) амплитуд межсуточных колебаний относительной влажности. Еще более он значителен в мае-июне, когда амплитуды достигают значений 40-50%.

Ветровой режим.

Ветровые потоки, не встречая значительных препятствий для передвижения на равнинных участках НПР, в целом обнаруживают постоянство, подчиняющееся лишь законам глобальной циркуляции приземных слоев атмосферы. Вблизи горных хребтов ветровой режим локальных участков подчиняется весьма сложным законам.

На М/С «Талнах» (см. рис.) в холодный период года преобладают ветры южного и юго-восточного направлений, на М/С «Кайеркан» — южных румбов от юго-восточного до юго-западного, на М/С «Норильск» (см. рис.) — от восточного до юго-восточного и северного. Роза ветров в этот период сильно асимметрична. В теплое время года наблюдается более равномерное распределение ветров по направлениям. Доля ветров южных румбов сильно уменьшается, а северных — увеличивается. Вследствие большей продолжительности холодного периода годовая гистограмма частот повторяемости ветров по направлениям, тоже асимметрична.

Средние скорости ветра по румбам также обнаруживают постоянство в многолетнем ряду наблюдений. В зимние месяцы скорости возрастают, в летние — снижаются.

Характерно, что картина распределения средних скоростей по направлениям в целом повторяет картину распределения повторяемости ветров, т.е. наибольшие скорости имеют те ветры, повторяемость которых выше, и наоборот.

Число штилей примерно одинаково в течение сезона. Начало холодного периода (октябрь-декабрь) отмечено возрастанием ветровой активности, средние скорости ветра остаются высокими вплоть до весенних месяцев (марта-апреля). В холодный период года возрастает как стандартное отклонение значений, так и среднее из суточных максимумов скорости ветра, в целом повторяя годовой ход средних значений скорости. Наиболее вероятны ветры ураганной силы (более 25 м/с) в начале и конце холодного периода.

Осадки.

Количество твердых осадков является одним из наиболее трудноизмеримых метеопараметров, особенно в районах со значительной ветровой активностью. По материалам прошедших сезонов можно сделать вывод о небольшой эффективности измерений количества выпавших твердых осадков стандартным осадкомером Третьякова в суровых условиях Крайнего Севера. Этим фактом, главным образом, объясняются низкие коэффициенты корреляции значений, полученных на различных площадках НПР.

Несмотря на то, что месячный максимум приходится на август и сентябрь, большая часть осадков выпадает в твердом виде вследствие значительной продолжительности холодного периода. Минимум осадков выпадает в июне. Наибольшие суточные суммы осадков фиксируются, как правило, в теплый период года (июнь-август), в холодный период года суточные суммы, чаще всего, не превышают 8-12 мм. Стандартное отклонение суточных значений в холодный период невелико из-за большой повторяемости метелей, поземков и сильных ветров, которые в значительной степени влияют на накопление снега в осадкомере. В теплый период точность измерения осадков возрастает вместе со стандартным отклонением суточных сумм.

Атмосферное давление.

Величина и динамика изменения атмосферного давления однозначно связана с перемещением различных барических образований.

Величина атмосферного давления не обнаруживает выраженного сезонного хода. Минимум приходится на октябрь, максимум — на месяцы холодного периода с января по апрель и сентябрь.

Амплитуды колебаний суточных значений давления, характеризующие устойчивость барических образований в районе исследований, достаточно плавно изменяются в течение сезона. Наибольшими амплитуды становятся в зимние месяцы, постепенно снижаясь до минимума в июне-августе.

Продолжительность залегания снежного покрова.

Снежный покров в районе исследований образуется, как правило, в начале первой декады октября. При этом в долинной части района первое выпадение твердых осадков в этот период формирует устойчивый снежный покров. Чаще всего, отклонения в датах его образования составляет несколько дней, в редких случаях достигая 10-15. Снежной покров на вершинах гор появляется на несколько дней раньше, чему способствуют более низкие температуры воздуха на этих участках.

Выпадение снега на вершинах гор происходит на промерзшие в результате осенних заморозков грунты. В долинной же части района грунты в первые декады снегозалегания остаются, как правило, не промерзшими. На склонах водотоки перемерзают, что в ряде случаев позволяет снежному покрову иметь подстилающую поверхность в виде льда.

В разные годы таяние и сход снежного покрова происходит в разное время и с разной интенсивностью. Таяние может неоднократно сменять снегонакопление. Все это определяется лишь характером погодных условий весенне-летних месяцев. Сход снежного покрова на различных участках происходит не одновременно, что обусловлено вариацией стандартного набора факторов абляции — температуры воздуха, количества солнечной радиации, ветрового турбулентного теплообмена, орографией, крутизной и экспозицией участков и др.

По данным долинных М/С, разрушение устойчивого снежного покрова происходит в среднем в первых числах июня, а его сход — к концу второй декады июня при несомненной субъективности определения этих дат. На вершинах гор отдельные снежники перелетовывают.

Средняя продолжительность залегания снежного покрова составляет от 242 дней (М/С «Норильск») до 248 (М/С «Талнах») — 250 (М/С «Кайеркан») дней, на вершинах гор — на 20-30 дней больше.

Высота снежного покрова.

Накопление снежного покрова особенно интенсивно идет в начале и конце холодного периода. Максимальная высота снежного покрова наблюдается в апреле, когда первые оттепели еще не вызвали оседание и уплотнение снега. Амплитуды, как и стандартные отклонения суточных значений высоты снежного покрова имеют два максимума, приуроченных к его образованию и сходу в начале и конце холодного периода.

Плотность снежного покрова.

Плотность снежного покрова определяется характером ветрового режима в период снегонакопления и снегозалегания, хода процессов перекристаллизации в снежной толще, обусловленных особенностями тепло- и влагообмена с внешней средой, скорости оседания и уплотнения снега под действием сил гравитации. Поэтому в снежном покрове значения плотности, как интегральные, так и локальные, сильно варьируют во времени и пространстве.

Прослеживаются три общие закономерности распределения данной величины по площади района исследований. Во-первых, интегральная плотность снежного покрова в целом увеличивается в ходе развития снежной толщи, от осени к весне. За редким исключением, она достигает максимума в период снеготаяния в конце весны — начале лета, когда вся толща насыщается влагой. Ее значения могут превышать 0,65 г/куб.см.

Во-вторых, в вертикальном разрезе, как правило, плотность снега имеет максимум в средней части снежной толщи. Нижние слои, состоящие из округлых кристаллов наибольшего диаметра, а также кристаллов неправильной формы, более разрыхлены и менее плотны. Верхние слои, несмотря на то, что часто подвержены ветровому уплотнению, испытывают воздействие солнечной радиации, также более частые и значительные температурные колебания при изменении температуры воздуха, нежели нижележащие слои. Все это приводит к некоторому разрыхлению верхних слоев. В том случае, если снегонакопление в отдельные периоды сезона происходит при безветренной погоде, свежевыпавший снег резко уменьшает среднюю плотность верхних горизонтов и максимум ее значений приходится на среднюю часть снежной толщи. Такие периоды непродолжительны и сменяются ветровым перераспределением и уплотнением отложенных снежных масс.

В-третьих, наблюдается снижение интегральной плотности снежного покрова при переходе от открытых (наветренных) участков местности, перегибов рельефа к защищенным (подветренным).

Под воздействием ветрового уплотнения могут возникать локальные максимумы плотности внутри и на поверхности снежного покрова — уплотненные слои со следами ветровой слоистости и ветровые корки.

Водозапас снежного покрова.

Максимум водозапаса, как правило, достигается в конце апреля — начале мая, вслед за увеличением высоты снежного покрова и нарастанием его плотности от осени к весне. Итоговые снегосъемки для, скажем, гидротехнических расчетов, в районе исследований проводятся именно в это время.

Температурный режим снежного покрова.

Вариация значений температуры в снежной толще обусловлена главным образом изменчивостью температуры воздуха, особенностями стратиграфии снежного покрова и характером и температурой подстилающей поверхности.

Колебания температуры в снегу следуют за изменением температуры воздуха, охватывая большее или меньшее количество стратиграфических горизонтов.

Ход процессов перекристаллизации и метаморфизма в снежном покрове определяет возникновение характерных кристаллических структур, затрудняющих или облегчающих диффузию газов и водяного пара внутри снежной толщи, что увеличивает или уменьшает теплопроводность как отдельных слоев, так и всей толщи в целом. Характер контактов кристаллов также определяет интенсивность теплообмена.

Как показали исследования, характер подстилающей поверхности в нашем районе в значительной мере определяет и ход процессов метаморфизма снежной толщи и теплообмен внутри нее.

С приближением периода снеготаяния общая плотность снежного покрова увеличивается, усиливается неоднородность ее вертикального строения, вызванная хаотическим чередованием горизонтов разрыхления и более уплотненных слоев, наличием погребенных ветровых и радиационных корок, вторичных прослоек таяния. Это несколько затрудняет тепло- и влагообменные процессы в снежной толще. Вместе с тем увеличивается и теплопоток от поверхности грунта, вызванный воздействием все возрастающего количества солнечной радиации, проникающей сквозь снежный покров и поглощающейся подстилающей поверхностью. При этом возникает так называемый «парниковый эффект снеготаяния» — т.е. прогрев снежного покрова снизу даже при отрицательных температурах воздуха. Прогревание сверху связано с адвективным воздействием воздушных масс, выпадением жидких осадков и усилением радиационного таяния снега в связи с увеличением коэффициента экстинкции.

Трудность анализа распределения температур внутри снежного покрова в весенний период сопряжены с крайней неоднородностью поля температур, обусловленной различиями экспозиции, крутизны, абсолютной высоты, мощности снежного покрова. Особенно трудно произвести измерения в лавиносборах, где высота снега достигает 5-8 и более метров, а любой пункт-аналог, имеющий меньшую мощность снежного покрова, будет не репрезентативен.

В долинной части района, где имеет место растительный покров, в весенне-летний период прогревание снежной толщи происходит как сверху, так и снизу. На вершинах гор, на осыпях и скалах, прогревание снизу незначительно или не наблюдается вовсе.

К началу периода снеготаяния по всей толще температура выравнивается, градиенты уменьшаются до сотых долей градуса на сантиметр. Впервые нулевые температуры в снежной толще фиксируются, как правило, в долинной части района в третьей декаде мая. Полностью вся толща прогревается к концу мая или в начале июня. На вершинах гор эти процессы задерживаются в среднем на 5-10 дней.

Стратиграфия снежного покрова.

Стратиграфические особенности развития снежной толщи определяются погодными условиями в период залегания снежного покрова в каждой конкретной точке района. Все пространственные различия связаны с вариацией метеопараметров в зависимости от местоположения точки.

Интенсивность метаморфизма зависит от скорости миграции молекул воды в виде жидких пленок и пара в снежной толще под воздействием температурных и влажностных градиентов, а также сил межмолекулярного взаимодействия и сил гравитации. При достижении значительной толщины снежного покрова и большого температурного различия между поверхностью снега и нижними горизонтами, начинается общий рост размеров кристаллов в нижней части разреза снежной толщи. Именно эти слои наиболее опасны в лавинном аспекте, поскольку имеют пониженную прочность и устойчивость при приложении разного рода нагрузок.

В районе исследований существуют значительные пространственные стратиграфические различия снежного покрова, обусловленные ходом процессов перекристаллизации на участках с разной подстилающей поверхностью и температурным режимом снежной толщи.

В долинной части преобладают, как правило, травы, мхи, лишайники и кустарнички. Первые признаки перекристаллизация снежной толщи проявляются здесь уже на 20-30 день с начала периода снегозалегания. Значимый слой кристаллов диаметром более 2 мм (крупнозернистый снег) образуется лишь на 60-100-й день, в зависимости от погодных условий сезона. Особенно быстро растут кристаллы вблизи пустот, образованных травянистой и моховой растительностью, но формирующиеся при этом слои малы по мощности и сильно смерзаются. Значительное разрыхление снежной толщи в нижних горизонтах происходит чаще всего не ранее чем на 100-й день от начала сезона, хотя в отдельные годы появление крупных кристаллов и прослоек разрыхления может наблюдаться значительно раньше — на 40-50-й день. Максимальной мощности этот слой достигает в марте-апреле — до 2/3 общей мощности снежного покрова. Характеризуется он пониженной по сравнению с другими горизонтами плотностью (от 0,27 до 0,35 г/куб.см) и наличием крупных кристаллов различных форм диаметром более 2 мм и кристаллов глубинной изморози. При этом средняя часть снежной толщи представлена средне- и мелкозернистым снегом. На протяжение сезона в верхней половине разреза под воздействием радиации, изменчивости ветрового и температурного режима формируются прослойки разрыхления, при их разрушении верхние горизонты могут заметно оседать (см. рис.).

На вершинах гор прослеживаются несколько иные закономерности процесса перекристаллизации. Как правило, в верхних частях склонов процессы конструктивного метаморфизма и образования крупных кристаллических структур и глубинной изморози несколько сглажены из-за более суровых температурных условий внутри снежной толщи и на поверхности почвогрунтов. Выхолаживание подстилающей поверхности достигает значений -15 и более °С, обуславливая с одной стороны низкие температурные градиенты, с другой — низкие средние температуры снежной толщи (как известно, конструктивный метаморфизм практически затухает при понижении температур до -18-20°С) (см. рис.).

Интенсивное ветровое воздействие, переметание снега, нарезка и перемещение застругов при смене направлений ветра обуславливают повышенную плотность и прочность верхней части снежной толщи. Вместе с тем, высокая плотность сама по себе затрудняет миграцию молекул и связанную с ней перекристаллизацию.

В этом кроется причина устойчивости снежного покрова (исключая свежевыпавший) склонах в холодный период года.

Коснемся экспозиционных различий, изучавшихся на склонах горы Сабля. Горизонты средне- и крупнозернистого снега в верхних частях склонов оказались наиболее развиты при южной и западной экспозиции, несколько менее — на восточной, и, наконец, совсем незначительно — на северной. Здесь, вероятнее всего, сказываются различия температурного режима снежного покрова, связанные с характером поступления солнечной радиации. Особых стратиграфических различий, связанных с положением склонов по отношению к наиболее часто повторяющимся и сильным ветрам (ЮВ и Ю румбы) выявить не удалось. Но средняя плотность снежного покрова на подветренных склона оказалась в среднем на 0,03-0,05 г/куб.см ниже, чем на наветренных. Температурный режим в шурфах различных экспозиций в период полярной ночи не подчиняется каким-либо определенным закономерностям. Но начиная с марта месяца, температуры внутри снежного покрова на южных склонах на несколько градусов выше, а на северных — ниже, чем на западных и восточных.

В весенние месяцы внутри снежного покрова получают развитие многочисленные уплотненные горизонты и ледяные корки различного происхождения. В период снеготаяния вся снежная толща прогревается до нулевых значений температуры и в результате процессов метаморфизма и просачивания воды приобретает однородную крупнозернистую структуру. Ее плотность достигает значений 0,65 г/куб.см и более.

Абляция снежного покрова.

Проводились некоторые вычисления, касающиеся абляции снежного покрова в весенне-летний период. Так, приближенное уравнение линейной регрессии для суточных значений абляции (A, мм в/э) и среднесуточных значений температуры (t, град.С) записывается в следующем виде:

А = 20,58 + 4,73 • t.

Естественно, уравнение должно использоваться после достижения всеми горизонтами снежной толщи нулевых значений температуры.

В результате расчета суммарной за теплый период абляции для среднемноголетних значений по данной формуле, получены следующие результаты:

• для М/С «Талнах» (абс. высота 107 м) значение абляции составит 7340 мм в/э,

• для СЛС «Сабля» (абс. высота 561 м) — 5420 мм в/э.

Расчеты водозапаса снежной толщи мощностью 840 см и плотностью 0,65 г/куб.см дают результат — 5460 мм в/э. Следовательно, в районе исследований снежник, находящейся на высоте 500-700 м и имеющий ту же или большую мощность и плотность, может из года в год перелетовывать.

Верность расчетов подтверждает существование нескольких многолетних снежников в верховьях реки Талнах и на других сходных участках. Значит, даже при существующем климате возможно развитие небольших ледников при благоприятных орографических условиях.

Климат и режим опасных явлений.

В районе исследований выявлены многолетние климатические флуктуации, которые, возможно, проявят себя в изменчивости режима возникновения и развития опасных явлений.

Продолжительность специализированных наблюдений в НПР много меньше продолжительности метеорологических, поэтому проследить четкие взаимосвязи не удается. Все же некоторые выводы сделать можно.

Постепенное повышение температуры холодного периода со временем приведет к усилению процессов перекристаллизации снежного покрова, что снизит его устойчивость. Повышение температуры мая-июня сулит некоторую интенсификацию процессов прогревания снежного покрова и его таяния.

Понижаются скорости ветра. Это тоже будет способствовать усилению перекристаллизации снежного покрова и повысит вероятность образования лавин свежевыпавшего и метелевого снега. Все же ослабление ветровой деятельности в последние годы практически не происходит, наименьшие за 33-летний период скорости зафиксированы в 70-х и начале 80-х гг.

Годовые и сезонные суммы осадков снижаются, что ведет к общему уменьшению снегозапасов и снижению объемов сходящих лавин холодного периода. Увеличение сумм осадков и температуры мая-июня указывает на возрастание доли и количества жидких осадков в этот период. Этот факт, несомненно, увеличит повторяемость и количество мокрых лавин и водоснежных потоков.

Рассмотренные климатические аспекты, безусловно, играют роль в формировании межгодовой изменчивости режима опасных явлений. Но, все же, основным фактором их образования в районе исследований является текущая метеобстановка.