ПРИБАЙКАЛЬЕ, ЗАБАЙКАЛЬЕ И ДАЛЬНИЙ ВОСТОК
Названный район протянулся от оз. Байкал через Становое нагорье, Алданское нагорье и Становой хребет до хр. Джугджур возле Охотского моря, Байджальско-Джагдинского массива и хр. Сихоте-Алинь возле Японского моря. Совместное их рассмотрение побуждается лишь слабой изученностью лавинного режима; подавляющее большинство данных относится к трассе Байкало-Амурской железнодорожной магистрали (БАМ), проходящей приблизительно посередине названного района.
Первые оценки лавинной опасности по трассе БАМ были даны Г. К. Тушинским в 1947-1948 гг. В 1966-1975 гг. подробные исследования выполнены Проблемной лабораторией снежных лавин и селей МГУ (Лавинная и селевая опасность…, 1980). Собранные материалы были использованы также в монографии «Лавиноопасные районы Советского Союза» (1970) и при составлении одноименной карты.
В эти же годы изучение снежного покрова и лавин в горах Северного Забайкалья проводили совместно Институт географии СО АН СССР и Забайкальское УГМС. Полученные сведения отражены в монографиях о снежном покрове горно-таежных ландшафтов севера Забайкалья Э. Г. Коломыца, о лавинах хр. Удокан В. Р. Алексеева и соавторов. В 1976 г. метеостанция Наминга на хр. Удокан была преобразована в снеголавинную станцию. Несколько позже такая же станция была открыта на Байкальском хребте. Таким образом, на западном участке трассы БАМ в настоящее время есть, по крайней мере, два пункта с более чем 10-летними рядами режимных снеголавинных наблюдений. В период 1975-1980 гг. работы по обеспечению защиты трассы БАМ от лавин проводили совместно с САНИИ и ВГИ Госкомгидромета и лаборатория по борьбе со снежными заносами и лавинами Новосибирского института инженеров железнодорожного транспорта. Эти исследования отражены в ряде статей Л. А. Канаева, Н. Ф. Дроздовской, Ю. А. Марина и других и монографии «Лавины в районе трассы БАМ» (1984).
За пределами притрассовой полосы получены следующие основные сведения о снеголавинном режиме. В конце 1950-х годов при исследованиях горного оледенения хр. Кодар В. С. Преображенским, М. Н. Лаптевым, А. А. Лукашевым и другими была выявлена высокая лавинная активность в этом районе. В 1962 г. лавины были показаны В. П. Солоненко на карте инженерно-геологического районирования в Атласе Иркутской области. По данным Забайкальского УГМС и анкетным сведениям в Атласе Забайкалья в 1967 г. опубликована карта распространения лавин в Читинской области и Бурятии. Карты снежного покрова и раздел о снежных лавинах в пояснительной записке опубликованы в Атласе гидроклиматических ресурсов Амурской области в 1983 г. В Институте географии СО АН СССР А. Т. Напрасниковым, А. В. Кириченко и другими была составлена карта снежного покрова зоны БАМ масштаба 1:2,5 млн.
С 1976 г. Проблемная лаборатория снежных лавин и селей совместно с другими подразделениями МГУ проводит изучение опасных склоновых процессов в районах, прилегающих к БАМ. Для «Комплексной схемы охраны природы районов, примыкающих к БАМ, на период до 2000 г. составлены карты лавиноопасных районов зоны БАМ (1:2,5 млн.) и ее центрального участка (1: 1,5 млн.). Результаты отражены также в монографии о геологической среде центрального участка зоны БАМ как объекте хозяйственного освоения.
Удаленные от зоны БАМ хребты Джугджур, Сихоте-Алинь и другие по-прежнему не освещены прямыми наблюдениями за лавинами; частные сведения приведены в сообщениях В. Н. Голубкова, А. М. Короткого, А. В. Ратникова. Для этих районов, как и для всей рассматриваемой территории, наиболее крупным обобщением являются очерки Е. С. Трошкиной, Г. С. Константиновой и О. Д. Шлейните в монографии «Лавиноопасные районы Советского Союза» (1970).
Все названные материалы использованы в данном разделе вместе со справочными сведениями о рельефе, геологическом строении, климате и других, почерпнутыми во множестве источников.
В рельефе рассматриваемой территории можно выделить горные системы:
— Прибайкалья (хребты Хамар-Дабан с высшей точкой 2371 м; Байкальский, 2572 м; Баргузинский, 2840 м и др.);
— Станового нагорья (хребты Верхнеангарский, 2608 м; Северо-Муйский, 2359; Южно-Муйский, 2665 м; Кодар, 2999 м; Удокан, 2467 м; нагорья Северо-Байкальское, 2578 м; Патомское, 1924м);
— Становой хребет (2412 м) с примыкающим с севера Алданским нагорьем;
— хр. Джугджур (1906 м) с западнее расположенным Юдомо-Майским нагорьем;
— горную систему, называемую ниже Байджальско-Джагдинской (хребты Байджальский, 2640 м; Буреинский, 2082 м; Ям-Алинь, 2505 м и др.);
— горную систему Сихоте-Алинь, состоящую из ряда параллельных хребтов (2078 м).
В тектоническом отношении все эти массивы отвечают сводово-глыбовым или глыбовым поднятиям, часто перекошенным и потому асимметричным (вокруг оз. Байкал, хребтов Джугджур и Сихоте-Алинь с крутыми приморскими склонами). Прибайкалье и Становое нагорье по оси поднятия разбиты крупными рифтами. Кроме того, все массивы расчленены множеством мелких, продольных и поперечных разломов. Сложены горы метаморфизованными породами разного состава и интрузивными гранитоидами. На хребтах Джугджур и Сихоте-Алинь развиты также покровы базальтов и диабазов.
В геоморфологическом отношении все эти массивы представляют собой низко- и средневысотные (преобладающие отметки менее 2000 м) возрожденные горы с выравненными водораздельными поверхностями и преимущественно водно-эрозионным расчленением. На Северо-Байкальском, Патомском, Алданском и Юдомо-Майском нагорьях эрозионная сеть сравнительно разрежена; господствуют среднегорного облика поверхности с отметками 1200-1700 м, в которые на 200-800 м врезаны крутосклонные долины. Горные хребты расчленены речными долинами почти сплошь, хотя и на их макросклонах встречаются плосковершинные водоразделы. Особенно велико расчленение приморских склонов хребтов Джугджура и Сихоте-Алиня.
Горно-ледниковый рельеф развит практически во всех районах, в том числе на Северо-Байкальском и Патомском нагорьях на отметках выше 1800-2000 м, на хребтах Станового нагорья — 1500-2000, на Джугджуре, Майском и Становом хребтах- 1500, на хр. Сихоте-Алинь — выше 1400-1500 м. На нагорьях ледниковые цирки, кары, троги размещаются по окраинам плато, на островерхих хребтах занимают все их наиболее высокие участки. Современное оледенение имеется лишь на хр. Кодар; здесь насчитывается 25-30 мелких, в основном каровых ледников общей площадью около 20 км2 при высоте снеговой линии 2200-2400 м на северных и около 2500 м на южных склонах. Но перелетовывающие карнизные и лавинные снежники встречаются в поясе горно-ледникового рельефа и на других хребтах.
В этом поясе и ниже весьма энергично протекает криогенная денудация, стремящаяся смягчить резкие скалистые выступы и выположить склоны. Она создала характерный гольцовый облик рельефа, свойственный большинству водоразделов, имеющих высоту ниже 2000 м над уровнем моря, и отличающийся мягкими очертаниями склонов, обилием каменных россыпей, курумов и др. Верхняя граница лесов на рассматриваемой территории расположена на отметках приблизительно от 1400- 1500 м в Становом нагорье до 700-1000 м на севере Сихоте-Алиня и на востоке Байджальско-Джагдинской горной системы. При таком ее высотном положении вертикальная протяженность гольцового пояса практически во всех горных районах превышает 500 м, а на Становом нагорье и в Байджальско-Джагдинской системе — и 1000 м. Нижняя часть этого пояса (приблизительно 200-300 м по высоте)-область распространения кедрового стланика, а на юге Дальнего Востока — и рододендрона. Лишь на юге Сихоте-Алиня леса поднимаются до отметок 1400-1500 м, занимая все пространство, за исключением отдельных вершин округлой, гольцовой формы.
Характер, размещение и густота сети лавинных очагов исследованы в ходе полевых работ и с помощью аэрокосмических снимков. В первом приближении оказалось удобным различать эти показатели в соответствии с типами рельефа, выделенными нами (с упрощением и уточнением высотных пределов) из числа приведенных в монографии «Геоморфологическое районирование СССР» (1980) для рассматриваемой территории следующим образом:
1) рельеф среднегорный ледниковый или с участками ледникового, со средними абсолютными высотами водоразделов 1600-2200 м и превышениями 700-1200 м;
2) рельеф среднегорный гольцово-эрозионный, с участками плато, 1100- 1600 и 500-800 м;
3) рельеф низкогорный эрозионный, местами гольцово-эрозионный, с участками плоскогорий и плато, 500- 1400 и 200-600 м.
Лавинные очаги при этом анализе рассмотрены по следующим типам:
1) очаги нулевого Порядка — плоские склоны;
2) очаги первого порядка — простейшие кулуары, эрозионные врезы и небольшие денудационные воронки без боковых ответвлений. Они могут быть обособлены, но могут также входить в очаги более высоких порядков. Обычно они наиболее круты и часто действующих, хотя дают лавины сравнительно небольших размеров;
3) очаги второго порядка — двух- или многокамерные, чаще всего денудационные воронки средних или, реже, больших размеров, разделенные скальными выступами на отсеки или имеющие мелкие притоки — очаги первого порядка. В районах развития ледникового рельефа к этой категории могут быть отнесены также небольшие деформированные кары, на склонах которых развита сеть очагов первого порядка. Лавины, которые возникают в отдельных частях-камерах, останавливаются в канале стока или в самой вершине конуса выноса, не выходя в долину. Однако при соответствующем состоянии снега возможен сход средних или крупных по объему лавин со всей площади снегосбора. Для большинства очагов второго порядка характерны вогнутые или выпукло-вогнутые продольные профили;
4) очаги третьего порядка — наиболее крупные, сложно-расчлененные снегосборы, включающие в себя очаги более чем одного из низших порядков. К этой категории относятся обширные денудационные воронки со сложным микрорельефом, деформированные кары с разветвленной сетью элементарных очагов по склонам, короткие крутые долины временных водотоков, по бортам которых развита сеть мелких лавинных очагов. Зоны зарождения лавин в очагах третьего порядка всегда находятся в пределах отдельных снегосборных камер с характерными для них прямыми или вогнутыми профилями. В центральной части основного очага профиль склона может быть существенно выпуклым, что способствует остановке мелких лавин на выположенном участке и приводит к значительному снегонакоплению непосредственно в канале стока. Как правило, очаги третьего порядка являются самыми редко действующими — в устьевых частях и на конусах выноса многих из них даже нет сохранившихся в ландшафте следов схода лавин. Однако в условиях экстремального снегонакопления или при бурном таянии они могут дать лавины очень больших размеров. Площадь очагов первого порядка измеряется 0,5-50 га, причем мелкие отвечают наиболее крутым и геоморфологически молодым склонам долин- ледниковым тропам или каньонообразным ущельям на участках прорыва крупных рек через горные хребты. Крупные же денудационные воронки простых очертаний приурочены к зрелым склонам. Площадь очагов второго и третьего порядков достигает 250-300 га, редко больше. Их доля нигде не превышает 1/4 общего числа лавинных очагов; однако именно они оказываются наиболее часто действующими. Так, по оценке В. Ф. Граковича для сравнительно многоснежного Байкальского хребта (Лавинная и селевая опасность…, 1980), здесь наиболее активны очаги площадью 150-250 га, в которых за зиму может наблюдаться до 10-15 лавин.
Для отмеченных выше типов рельефа на примере хребтов Кодар, Удокан, Станового и Джугджур с использованием топокарт, аэрокосмических снимков и полевых наблюдений получены следующие характеристики сети лавинных очагов.
На территориях с ледниковым рельефом (первый тип) развиты лавинные очаги всех категорий. На хр. Удокан из почти 1000 исследованных очагов к нулевому порядку относится около 30%, к первому — 45, ко второму — 25, к третьему — около 1%. Гляциальные формы рельефа (кары, цирки) и соответствующие им морфологические типы лавинных очагов тяготеют в основном к макросклонам северной и восточной экспозиции и встречаются выше 1300-1500 м над уровнем моря. Крутизна склонов разнообразна — от 15-17 до 55-60°, преобладающие углы наклона очагов 30-45°, густота сети лавинных очагов 5- 10 и более на 1 км долины.
В резкорасчлененном гольцово-эрозионном среднегорье лавиноактивными являются главным образом очаги второго порядка типа денудационных воронок, а в очагах первого порядка лавины формируются либо в глубоковрезанных эрозионных бороздах, заложенных по линиям тектонических нарушений, либо по стенкам редких деформированных каров. Это связано с тем, что плоские участки склонов и слабоврезанные денудационные воронки первого порядка на этих высотных уровнях бывают освоены лесной растительностью, а крупные воронки третьего порядка имеют развитую гидросеть, малые углы наклона и, вследствие этого, в большей степени являются очагами водоснежных потоков и склоновых селей, нежели лавин. Крутизна склонов 15-45°, наиболее крутые участки соответствуют глубоковрезанным отрезкам долин. Преобладающие углы наклона лавинных очагов 25-35°, густота сети очагов 5 и более на 1 км долины.
На территориях с низкогорным эрозионным рельефом наиболее характерны очаги первого и второго порядков, причем доля последних значительно меньше и они имеют более простое строение и меньшие размеры, чем в районах с названными выше типами рельефа. Крутизна склонов до 25-30°, характерные углы наклона по осям лавинных очагов 17-20°. Лавинная сеть разрежена, около 1 и менее на 1 км долины.
Отдельно следует сказать о распределении лавинных очагов в областях плоскогорий, расчлененных лишь редкой сетью речных долин. Здесь все очаги сосредоточены на структурных сужениях долин, представляющихся часто ущельями с крутыми склонами высотой 200-500 м, иногда обрывистыми вверху с наклоном 25-40° в средней части. Густота сети лавинных очагов на таких участках обычно в пределах 1-5 и менее на 1 км долины. Очаги в основном первого и второго порядков.
В отношении распределения очагов по территории в различных районах Прибайкалья, Забайкалья и Дальнего Востока можно отметить следующие особенности. На наиболее крутых, ограниченных тектоническими разломами макросклонах хребтов Прибайкалья, Станового нагорья, Джугджур и Сихоте-Алинь на всей территории развита густая сеть мелких и средних по размерам лавинных очагов первого и второго порядков, типа денудационных воронок и эрозионных врезов по линейным тектоническим нарушениям. Крупные очаги третьего порядка отмечаются реже и по морфологическому типу относятся в осевых частях хребтов к деформированным карам, а в местах наибольшей тектонической раздробленности — к денудационным воронкам сложного строения. Значительная часть очагов полностью пересекает склоны и выходит непосредственно к днищам долин, где в лесной зоне хорошо видны лавинные прочесы. Участков с разреженной сетью лавинных очагов даже в краевых зонах хребтов мало, а в осевых частях они практически не встречаются.
Массивные плоско- и округловершинные гольцы обычно поднимаются к более высоким хребтам ступенями, для каждой из которых характерны постепенное увеличение густоты сети очагов и изменение их морфологии. На значительных площадях здесь отмечается средняя или даже разреженная сеть очагов, особенно на предгорных ступенях. В осевой части хребтов отмечается пестрота в распределении лавинных очагов по территории. Рядом с наиболее высокими участками резко расчлененного рельефа с густой сетью очагов встречаются выположенные склоны с малым количеством лавиносборов и даже пространства, полностью безопасные в лавинном отношении. Такое строение лавинной сети характерно для хребтов Удокан, Хамар-Дабан, Икатский, Зверева, Становой, Южно-Муйский, Каларский, высоких хребтов Байджальско-Джагдинского массива и др.
По распределению лавинных очагов свои особенности имеют также средне- и низкогорья с округлыми выположенными формами гольцов в осевых частях хребтов, а также высокие и средневысотные плато и нагорья. Здесь не наблюдается закономерной последовательности в распределении числа и размеров очагов, преобладает слабая и реже встречается средняя густота сети. К этим горным массивам относятся Лено-Ангарское плато, Северо-Байкальское, Патомское, Алданское и Юдомо-Майское нагорья, Витимское и Олекмо-Чарское плоскогорья, Олекминский Становик, хребты Тукурингра, Турана, западные склоны Буреинского и других хребтов Байджальско-Джагдинского массива, восточный склон Сихоте-Алиня, а также горные массивы Центрального и Южного Забайкалья.
Климатические условия лавинообразования в Прибайкалье, Забайкалье и на Дальнем Востоке складываются под влиянием Сибирского антициклона, центр которого располагается как раз в Забайкалье. В свободной атмосфере и на уровне вершин горных хребтов сохраняются устойчивые ветры западного, а в Амурской области — северо-западного направления. Приносимый ветрами воздух сух, но поднимает метели. В январе-марте на всей рассматриваемой территории выпадает лишь 10- 20 мм осадков в месяц. При ясной, наиболее солнечной в это время погоде происходит испарение снега, а то и радиационное оплавление поверхности снежного покрова, несмотря на сильные морозы. Средняя температура января на горных хребтах не выше -28-30°. Лишь на Сихоте-Алине эпизодические прорывы циклонов с Японского моря поднимают среднюю температуру января до -20-22°. Месяцами с положительной средней температурой воздуха для верхних участков гор оказываются июнь-август на Становом нагорье, июнь-сентябрь на Становом хребте, в Джугджуре и Байджальско-Джагдинском массиве, май-сентябрь в наиболее возвышенных районах Сихоте-Алиня. Продолжительность безморозного периода на Сихоте-Алине около 100 дней, в прочих районах менее 60 дней.
Снежный покров в горах устанавливается с наступлением холодов, обычно в октябре, хотя снегопады возможны уже в августе-сентябре. Стаивание снега на отметках 1500 м происходит в конце мая — первой половине июня, на отметках 2000 м и выше — в начале июля. Продолжительность залегания снега здесь 250-280 дней, а на более низких участках (хр. Сихоте- Алинь и др.) до 120-150 дней.
При годовых суммах осадков на верхних участках наветренных склонов (западных на пространстве от оз. Байкал до Станового хребта и восточных в приморьях) до 1000-1300 мм на холодное время года приходится лишь 20-30%. Снег выпадает преимущественно в переходные сезоны, когда после лета еще не совсем ослабла западная циклоническая и тихоокеанская муссонная циркуляция (сентябрь-ноябрь) или когда она возобновляется весной (апрель-май). Наибольшие значения высоты снежного покрова достигаются именно в конце зимы и начале весны. Лишь обращенный к морю склон Сихоте-Алиня может получить много снега в любой месяц зимы.
Закрытые горами котловины получают мало снега. На дне котловин и долин вдоль трассы БАМ наибольшая декадная высота снежного покрова не превышает в среднем 30 см. Здесь снег почти не затрагивается метелями, претерпевает глубокую перекристаллизацию и сохраняет плотность в общем до 0,3 г/см3. На наветренных микросклонах повсеместно накапливается существенно больше снега. По оценке Н. Л. Кондаковой, среднемноголетние значения максимальной декадной высоты снежного покрова превышают 100 см на Хамар-Дабане, Байкальском, Баргузинском, Кодарском, Удоканском хребтах и на наиболее возвышенных участках Сихоте-Алиня, причем в первых пяти районах она может превышать и 150 см. На остальной горной территории высота снежного покрова не менее 50-70 см. От дна долин к вершинам хребтов высота снежного покрова увеличивается в среднем на 10-15 см на 100 м подъема. В целом к достаточно снежным для возникновения лавинной опасности относятся все горы выше 1000-1500 м.
Снежный покров верхнего пояса гор (выше 1500 м) претерпевает существенное метелевое перераспределение и уплотняется местами до 0,5 г/см3. Хотя на подветренных макросклонах осадков существенно меньше, чем на наветренных, благодаря метелям снежные надувы достигают наибольшей толщины на подветренной стороне гребней (до 2-3 м, снежные карнизы до 10 м и более). Число дней с метелями в пригребневых участках всех гор не менее 50, а в Прибайкалье и на восточных склонах Джугджура и Сихоте-Алиня значительно больше. В двух последних районах довольно часты такие следствия циклонических вторжений, как сильные снегопады и оттепели. Чередуясь с холодными периодами и метелями при ясной погоде, они придают снежному покрову весьма сложное строение, со многими разрыхленными и уплотненными слоями.
Способ расчета параметров снежного покрова по климатическим показателям с учетом рельефа применительно к районам Забайкалья и Дальнего Востока разработан в Институте географии СО АН СССР А. Т. Напрасниковым и соавторами. С его помощью в масштабе 1:2,5 млн. построены карты распределения высоты снега 5 и 50% обеспеченности, водозапаса, плотности и характерных дат формирования и схода снежного покрова. Построенные карты откорректированы с учетом существующих мелкомасштабных карт Атласа Забайкалья и других и динамики границ снежности, определявшейся по космическим снимкам. Они показывают следующие особенности распределения снежного покрова.
Во-первых, наблюдается закономерное уменьшение снежности с запада на восток до центрального участка зоны БАМ, а затем некоторое увеличение в сторону Тихоокеанского побережья. При этом на каждом хребте сохраняется отчетливая зависимость количества зимних осадков от экспозиции склонов к направлению движения влагонесущих воздушных масс, отмеченному выше.
Во-вторых, до определенного высотного предела происходит увеличение с высотой, как средней толщины снежного покрова, так и толщины ветровых надувов в пониженных частях склонов. Выше этого предела, обусловленного общим влагосодержанием атмосферы, средняя толщина снега может оставаться почти неизменной или даже несколько понижаться в связи с ветровым перераспределением, но его количество в лавиносборах тем не менее, повышается в связи с усилением метелевого переноса.
Эти положения могут быть проиллюстрированы некоторыми данными метеонаблюдений. Так, на метеостанции Кунерма (западный склон Байкальского хребта, абс. высота 635 м) сумма твердых осадков за пять зимних месяцев составляет 212 мм, на перевале Даван (995 м) -296, а на станции Гоуджекит (восточный склон 676 м) — только 121 мм. В бассейне р. Ангаракан (западный склон Северо-Муйского хребта) снегонакопление почти вдвое меньше, чем в бассейне р. Кунерма, а в долине р. Муякан (восточный склон) — на треть меньше, чем на Ангаракане. Аналогичная тенденция прослеживается и далее к востоку, хотя и с меньшими абсолютными различиями в величинах снегонакопления в связи с общим ослаблением западного переноса и уменьшением влажности воздушных масс. При этом по наблюдениям в бассейне р. Кунерма толщина снега в лавиносборах восточного, подветренного склона почти в четыре раза выше, чем на западных склонах (Лавины в районе трассы БАМ, 1984). Кроме того, толщина снежного покрова на подветренных склонах непрерывно увеличивается с высотой, а на водоразделах, с которых происходит снос снега, она остается практически неизменной от 1000 до 1800 м абс. высоты.
Анализ серий космических снимков позволил для некоторых районов Забайкалья и Дальнего Востока проследить динамику сезонных границ снежного покрова и уточнить карту распределения снежности по этой территории, выделив центры длительного залегания снега, как правило, соответствующие наибольшему снегонакоплению. Выяснилось, что в условиях большого разнообразия типов рельефа и сложного взаимодействия орографических барьеров с сухими холодными континентальными и влажными океаническими воздушными массами фиксируемые на снимках различия в характере рисунка и высоте снеговой линии, а также в распределении центров длительного залегания снега (до 240-260 дней) определяются географической широтой места, ориентировкой и высотой хребтов, крутизной, густотой и глубиной расчлененности склонов.
Первые обильные снегопады здесь связаны с вторжением осенних циклонов, охватывающих сразу большие территории. Снегонакопление начинается почти одновременно по всему району и приурочено к определенной высотной зоне. Снеговая граница имеет резкий и сложный контур, повторяющий рисунок расчленения склонов. В это время ее уровень на Становом хребте отмечается на высоте около 1000 м, как на северном, так и на южном макросклоне. На расположенном севернее Алданском нагорье она снижается на 300-400 м. В то же время на субмеридиональном участке хр. Джугджур наблюдается асимметрия высоты снеговой границы. На западном склоне она располагается, как и в Алданском нагорье, на высоте около 600 м, а на восточном макросклоне, подверженном отепляющему влиянию незамерзшего еще моря, находится выше 800 м.
В ходе весеннего снеготаяния контуры снеговой границы существенно отличаются от осенних. Перераспределение снега зимними метелями определяет мозаичность расположения центров длительного залегания снежного покрова. В субширотно расположенных хребтах Станового нагорья наиболее заснеженные участки весной смещены в сторону северных макросклонов.?
На Ложных быстрый сход снега обусловлен как таянием, так и испарением в условиях повышенной сухости воздуха. Когда в Токинском Становике снеговая граница находится уже выше 1200 м, на северных участках Алданского нагорья она лежит на высоте около 800 м. На субмеридиональном отрезке хр. Джугджур наблюдается асимметрия снежности, обратная той, что была видна на осенних снимках. По западному континентальному склону снеговая линия отмечается на высотах 700-800 м; на восточном склоне граница сухого снежного покрова лежит на высоте около 400-500 м, а тающий снег — даже на морском побережье. Залеживание снега здесь объясняется как большими снегозапасами, обеспеченными циклонами юго-западных румбов, так и охлаждающим влиянием покрытого льдом Охотского моря.
Границы снежности в период снегонакопления за ряд лет однотипны по очертаниям и лишь несколько различаются по площади и высоте снеговой границы. Это дает возможность, во-первых, выявить среднее многолетнее положение границы распространения снежного покрова и, во-вторых, сопоставляя ее с ежегодной площадью снежного покрова после первых снегопадов, судить об их интенсивности. В период весеннего снеготаяния границы снежности существенно различаются по годам, что не позволяет построить единую среднемноголетнюю картину. Изменения границы зависят от количества зимних осадков, интенсивности и преобладающего направления метелевого переноса снега и характера снеготаяния — солярного или адвективного. Решая обратную задачу, по рисунку и площади заснеженных территорий можно судить о совокупном воздействии указанных причин либо определить, хотя бы качественно, роль одной из них, используя дополнительные данные сетевых метеонаблюдений.
Изменения снежности в весеннее время существенно влияют на продолжительность лавиноопасного периода и на общее число лавин. Например, на хребтах Удокан (бассейн р. Наминга) и Кодар (бассейн р. Средний Сакукан) обычно сход мокрых лавин заканчивается в мае, а их доля от общего количества в среднем 40%. В многоснежные же годы твердые осадки продолжают выпадать в мае-июне, сход лавин продолжается и в начале июля, доля мокрых лавин значительно повышается, как и общее число дней с лавинами за год. При среднем числе дней с лавинами около 15 максимальное их количество превышает 30, минимальное — меньше 10. Пределы колебаний этого показателя для районов регулярных наблюдений в зоне БАМ (Лавинная и селевая опасность…, 1980; Лавины в районе трассы БАМ, 1984; и др.)
По расчетам Е. С. Трошкиной, в зоне БАМ в среднем ежегодное число дней с лавиноопасными ситуациями равно при снегопадах до 6, за счет перекристаллизации снега — до 8-10, за счет весеннего снеготаяния — 4-6, в целом же — от 10 до 25; для хребтов Джугджур и Сихоте-Алинь суммарное число дней с лавиноопасными ситуациями должно быть выше, причем роль перекристаллизации снега скорее всего уменьшается.
На Байкальском хребте (Лавинная и селевая опасность…, 1980) при снегопадах сходит около 30% лавин, при метелях — около 20, при таянии — около 20%. Остальные лавины относятся в основном на счет перекристаллизации снежной толщи. Осенние снегопады и метели возбуждают сход многочисленных мелких лавин уже в ноябре и декабре. Их сход может участиться в январе, поскольку начинает действовать фактор перекристаллизации снега. Главный же период действия этого фактора — март и апрель, когда на подготовленные к обрушению пласты снега ложится дополнительный груз при учащающихся снегопадах и метелях. Лавины весеннего снеготаяния появляются в мае и отмечаются вплоть до июня. Это наиболее крупные лавины. На период до конца января приходится около 13% зарегистрированных лавин, на февраль-14,5, март-16, апрель-38,5, май и июнь-17,5%. Общая продолжительность лавиноопасного периода до 6 месяцев.
При продвижении далее к востоку все большее значение среди факторов лавинообразования начинают приобретать процессы перекристаллизации снега. Это связано с отмечавшимся выше уменьшением толщины снежного покрова при устойчиво низком температурном фоне зимнего периода. Если в бассейне р. Кунермы величина коэффициента перекристаллизации (отношение толщины слоя глубинной изморози к общей толщине снега) колеблется в пределах 0,15-0,25, то в центральной части хр. Удокан на тех же примерно высотах она изменяется от 0,39 до 0,60 в зависимости от экспозиции склона и характера подстилающего грунта. Необходимо отметить, что температурная инверсия, ветровое уплотнение снега и ряд других факторов значительно затрудняют формирование глубинной изморози на высотах более 1700 м. Здесь величина коэффициента перекристаллизации не выходит за пределы 0,10-0,15, а лавины, сходящие по слою глубинной изморози, возникают при дополнительной нагрузке снежного покрова. Массовый сход таких лавин наблюдается в горных районах Забайкалья и Дальнего Востока весной при усилении метелей.
Оттепели в Забайкалье — явление чрезвычайно редкое, поэтому здесь нет связанных с ними лавин. Они начинают проявляться как фактор лавинообразования в Джугджур-Становом районе, на северо-востоке Буреинского хребта, в горных массивах Сихоте-Алиня.
В конце апреля — начале мая в связи с весенним снеготаянием практически повсеместно наблюдаются мокрые лавины. Первые лавины весеннего таяния отличаются небольшими объемами и относятся к инсоляционному типу. Часто при возвратных заморозках подтаявший слой снега превращается в ледяную корку, по которой вновь начинают сходить метелевые лавины. После прогревания и промачивания всей снежной толщи на некоторое время за счет оседания происходит ее стабилизация на склонах, но затем весь пласт снега переходит в неустойчивое состояние. В этот период мокрые лавины достигают наибольших объемов и сходят по грунту, вынося большое количество каменного материала.
Таким образом, на всей рассматриваемой территории, как и в Байкальском хребте, выделяется поздне-зимне-весенний пик повторяемости лавин смешанного генезиса (с перекристаллизационной подготовкой) и снеготаяния. Осенний и раннезимний периоды схода лавин свежевыпавшего и метелевого снега, характерные для Байкальского хребта, в центральных районах Забайкалья выражены лишь в многоснежные годы. На Северо- и Южно-Муйском хребтах в обычные зимы лавиноопасный период начинается лишь в марте и длится около 3 месяцев. На крайнем востоке вероятен приблизительно такой же ход повторяемости лавин в течение зимы, как на Байкальском хребте, но с более равномерным распределением, что обусловлено относительно большим числом зимних интенсивных снегопадов и оттепелей на приморских склонах.
Изложенные закономерности горизонтальной и вертикальной дифференциации главных факторов лавинообразования послужили основой для составления соответствующей карты.
Средняя многолетняя повторяемость лавин в очаге средней интенсивности построенных по общей методике с учетом значений высоты снежного покрова по упомянутой ранее специальной карте Забайкалья и Дальнего Востока масштаба 1:2,5 млн. При этом контуры малой (менее 0,1 в год), средней (0,1-1) и высокой (более 1 в год) повторяемости проведены с учетом следующих особенностей распределения снега в лавиносборах. Малые ресурсы снега значительно снижают повторяемость лавин даже в осевых частях средне- и низковысотных хребтов на юге Забайкалья, которые показаны на карте как районы малой повторяемости лавин. Однако при высокой снежности и густой сети лавинных очагов в низкогорных хребтах отмечается средняя и высокая повторяемость (например, в Ульинском хребте на побережье Охотского моря). В то же время на Северо-Байкальском и Алданском нагорьях, где высота снежного покрова достигает 100 см, повторяемость лавин отнесена к малой и средней в связи с большой залесенностью и малой крутизной склонов и равномерностью распределения снега. На хребтах выше 1500 м, попадающих в пояс интенсивных метелей, коэффициент неравномерности распределения снега (отношение средней высоты снега к максимальной, которая имеет место в лавиносборах), достигает 0,1-0,3. Поэтому в гольцовом поясе даже при средней высоте снежного покрова менее 100 см повторяемость лавин может быть высокой. Эти соображения позволили построить для Забайкалья и Дальнего Востока схему повторяемости лавин в очаге средней активности с учетом абсолютной высоты лавиносборов. Эта схема, была использована для построения соответствующей карты.
Имеющиеся данные прямых наблюдений на хребтах Байкальском, Удокан позволяют охарактеризовать повторяемость лотковых лавин разных размеров следующим образом. На Байкальском хребте (Лавинная и селевая опасность…, 1980) 40% лавин не доходят до конуса выноса, 35% останавливаются в верхней части конуса и лишь 6% выходят за видимые границы конуса. Наиболее активны (до 10-15 лавин за зиму) лавиносборы высоких порядков с площадью 150-250 га. На хр. Удокан число лавин за зиму в очагах высоких порядков достигает 10 — 20; при этом наибольший разовый объем лавин измеряется немногими тысячами кубических метров, эти лавины не выходят на дно основной долины.
Крупные же лавины, выходящие в долины или перекрывающие их, наиболее часто возникают в очагах второго порядка типа денудационных воронок, площадь которых не превышает 50-60 га. В лавиносборах первого порядка, как правило, формируются лавины малых объемов, достигающие днища долин только при крутизне склонов более 25°, прямом или вогнутом профиле очага и прямолинейном канале стока. В крупных очагах третьего порядка крупные лавины сходят только при экстремальном снегонакоплении или очень интенсивном таянии. По дендрохронологическим оценкам М. Н. Лаптева, в последние 100 лет лавины сходили из очагов первого порядка ежегодно, хотя не в каждом из них одновременно. Массовый, сход средних и крупных лавин (выходящих далеко на дно основной долины) отмечается в среднем один раз в 10-20 лет. Гигантские лавины сошли шесть раз за последние 350 лет.
Карты средних многолетних суммарных за зиму объемов лавин в очаге среднего размера составлены по стандартной методике и с использованием упоминавшийся выше карты снежности Забайкалья и Дальнего Востока.
Что же касается результатов прямых оценок объемов лавин, к приведенным выше сведениям о довольно малых размерах большинства из них можно добавить предельные: лавины объемом более 100 тыс. м3 (до 280 тыс. м3) регистрировались на многих участках зоны БАМ, а также в низкогорье северных отрогов хр. Сихоте-Алинь.
К особенностям лавинной опасности Прибайкалья, Забайкалья и Дальнего Востока, не упомянутым выше, можно отнести вероятность схода «сверхмокрых лавин» — лавиноподобных водоснежных потоков. Сухость климата низкогорных территорий и межгорных котловин оттесняет пояс их образования на отметки выше 1500-2000 м. Здесь многочисленные следы таких потоков встречаются в очагах второго и третьего порядков на хребтах Кодар, Зверева, Становом, Джугджур и др. Ниже, вплоть до днищ межгорных котловин, возможны лишь редкие селеподобные водоснежные потоки, образующиеся при прорыве снежных плотин в руслах ручьев, вздувшихся вследствие экстремально быстрого снеготаяния и (или) обильного дождя (Селеопасные районы…, 1976).
Важной особенностью является большая залесенность потенциально лавиноопасных территорий. Какое следствие может принести неосмотрительная вырубка леса, показывает опыт железной дороги между Комсомольском-на-Амуре и Советской Гаванью. Она пересекает северные отроги Сихоте-Алиня, едва поднимаясь до 1000 м над уровнем моря; но ежегодно с декабря по март находится под ударами обламывающихся снежных карнизов и лавин, сходящих с плоских склонов.
География лавин /Под ред. С.М.Мягкова, Л.А.Канаева — М.,изд-во МГУ, 1992
