авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |

«ГОСУДАРСТВЕННЫЙ КОМИТЕТ СССР ПО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ И КОНТРОЛЮ ПРИРОДНОИ СРЕДЫ ЗАКАВКАЗСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ ...»

-- [ Страница 5 ] --

Например, для района I характерны объемы переносимого за зиму снега менее 100 м 3 /пог. м, а для районов II, III, IV, V, VI и VII соответственно объемы 100—200, 200—400, 400—600, 600—1000, 1000—1500 и более 1500м 3 /пог. м. На основании сопо ставления объемов переносимого снега и показателей активно сти метелевых ветров найдены соответствующие градации этих показателей для выделенных районов (табл. 8.3). Отдельные районы (I и VII) разделе Таблица 8. ны на подрайоны, выделе Границы районов по градациям ние которых диктуется объема переносимого снега практикой. Например, орга и показателям активности метелевого ветра низация снегозащитных ме роприятий необходима для Градация районов, где объем перено симого снега превышает Номер по объему перено- по активности 50 м 3 /пог. м.

района симого снега, метелевого м /пог. м ветра Районы, выделенные по градациям показателя ак тивности метелевых ветров, 1А были сопоставлены с райо 50—100 10- нами, установленными по 100—200 20— Н 200- III 30- градациям объема метеле 400—600 50- IV вого переноса снега по 600-1000 100- V данным ТМ-1. Оправдывае 1000- VI 150- Vila мость такой оценки соста 1500-2000 200- 2000- VH6 300- вила 99%. Оправдывае VIIB мость выделения районов по градациям объема мете левого переноса снега, из таблиц Справочника по климату, ока залась низкой, порядка 74%. Это еще раз подтверждает на дежность использования показателя активности метелевых вет ров для количественной оценки объема метелевого переноса снега.

Высокогорная зона Кавказа (выше 2800—3000 м) характе ризуется мощным метелевым переносом снега (район VII).

Здесь имеются места, благоприятные для такого переноса. Это характерно прежде всего для ледниковых бассейнов, где коли чество объема переносимого снега достигает рекордных величин.

Так, в ледниковом бассейне ледника Гергети, по данным ст.

Казбеги, в/г (3656 м), максимальное количество переносимого снега составило 25 700 м 3 /пог. м (1964-65 г.), а минимальное — 1256 м 3 /пог. м (1935-36 г.), причем последние 18 лет (1960— 1977 гг.) отличаются чрезвычайно катастрофическим переносом снега, особенно в зимы повышенной снежности: 1960-61—1964 65, 1967-68—1970-71 и 1972-73 гг., т. е. всего 11 раз. В эти зимы • за каждый год вынесено! более 10 ООО м 3 /пог. м снега. На Эльбру се, по данным В. М. Котлякова [108], на уровне границы питания ледников проносятся В;

среднем 68 ООО т снега через каждый по гонный километр, а в зиму повышенной снежности 114 000 т (1962-63 г.).

На перифериях гляциональной зоны количество переносимо го снега уменьшается, но остается значительным. Так, на Мами сонском перевале, восточная приводораздельная часть которого;

характеризуется развитием мощных карнизов до 20/ м толщины, максимальное количество переносимого снега за период 1936:— 1976 гг. составило 38.55—3857 м 3 /пог. м (1956-57 и 1963-64 гг.), причем повторяемость зим с количеством переносимого снега 1000 м 3 /пог. м и более составила. 71 % за период наблюдения., Минимальное количество переносимого снега, здесь не было, ни ж е 261 м 3 /пог. м (1966-67 г.), а переносы объемом до 600 м 3 /пог. м повторились 4 раза...., Аналогичное положение имеем на Богосском хребте в Даге стане, где по данным ст. Сулак, в/г (2929 м), годовое количе ство переносимого снега составляет 1600 м 3 /пог. м, а в районе горы Арагац в Армении 700—1100 м 3 /пог. м с максимальными значениями соответственно 2300—2500 и 1500—2000 м 3 /пог. м.

Вся остальная нижележащая территория Кавказа характери зуется чрезвычайно сложным распределением метелевого пере носа снега, что вызвано особенностями распределения защищен ных и открытых участков. Встречаются районы с ограниченной площадью, где количество переносимого снега не уступает тако вому в ледниковых зонах Кавказа. Примером служит Мта-Са буети (1130 м), где максимальное количество переносимого снега достигло 5700 м 3 /пог. м (1941-42 г.) при среднем значе нии 2123 и минимальном 298 м 3 /пог. м (1966-67 г.). Подобные характеристики объема переносимого- снега сохраняются на пе ревальных участках хребтов. На Годердзском перевале (2025 м) максимальное количество переносимого снега составило 2692 м 3 /пог. м (1964-65 г.), минимальное 189 м 3 /пог. м (1961 62 гг.), среднее годовое 1229 м 3 /пог. м;

на Перевале Цхрацкаро (2466 м)—соответственно 1836 (1967-68 г.), 200 (1970-71 г.) и 533 м 3 /пог. м. На Марохотском перевале (432 м) среднее годо вое количество переносимого снега составляет 1400— м3/по.г. м, максимальное может достигать 2000—2500 м 3 /пог. м.

На Армянском и Южно-Грузинском нагорьях, Кельском плато и других максимальное количество переносимого снега составляет 300—700 м 3 /пог. м (Радионовка, Ефремовка, Ахал калаки, Бакуриани, Яных и др.), среднее годовое изменяется от 130 до 400 м 3 /пог. м (районы II и III). Зимы, когда снегопере носа может не быть, составляют 5—15%.

Большое распространение имеют районы, в которых среднее годовое количество переносимого снега изменяется от 50 до 100 м 3 /пог. м (районы 16), а в отдельные годы может достигать • 170—480м 3 /пог. м. Д а ж е на Крестовом перевале (высота 2395 м) максимальный перенос снега достигал всего лишь 164 м 3 /пог. м (1973-74 г.). К такой категории относятся станции Амасия, Д ж а д ж у р, М а з р а в Армении, Гойтх, Ачишхо, Ш а д ж е т м а з на Северном Кавказе.

В лесной зоне, защищенной от ветров, количественный пока затель объема метелевого переноса снега резко падает. Напри мер, на ст. Абастумани (1265 м), где снежный покров залегает в течение 110 дней, метелевый перенос снега практически от сутствует и в среднем составляет 0,2 м 3 /пог. м (сверхслабый перенос). Максимальный едва может достигать 2,77 м 3 /пог;

М.

(Шови, 1600 м) —8,99 м 3 /пог. м (Корульдаши, 1850 м), причем повторяемость зим с отсутствием метелевого переноса снега до ставляет более 50%.

Отдельно выделяется межгорная территория Закавказья (Колхидская низменность, Картлийокая долина, Кура-Араж синская низменность : и др.), где снегопереносы практически от сутствуют, но в отдельные годы объем переносимого снега мо жет достигать 40—50 м 3 /пог. м и более. Примером служит январь 1972 г., когда на Кура-Араксинской низменности наблю дались сильные переносы снега, до 350—450 м 3 /пог. м. Повторяе мость таких зим меньше 2—3%.

Со снегопереносами тесно связаны снегозаносы, объем их легко определяется из объема переносимого снега [136], т. е.

S0™=S0K, (8.13) где Sотл — объем снегоотложения при снегопереносе, м /пог. м;

S 0 — объем снегопереноса (м 3 /пог. м) при плотности снега 0,17 т/см 3 ;

К — п е р е в о д н ы й коэффициент, равный отношению плотности, снега р к плотности снега в отложении р0Тл К=р!Р „,,. (8.14) В качестве, р0тл, согласно исследованиям В. М. Михеля и др.

[136], надо принять плотность снежного покрова в данном райо не в декаду наибольшей его высоты. Так как в это время плот ность снежного покрова изменяется от 0,18 до 0,42—0,45 г/см (Бахмаро, Ачихшо), то переходный коэффициент К меняется от 0,40 до 0,90. В связи с этим в районах с большой плотностью снежного покрова объем отложившегося снега составляет 40— 60% объема снегопереноса ( З а п а д н а я Грузия и высокогорные районы в пределах 2000—3000 м ). Например, для ст. Б а х м а р о (высота 1926 м), где р о т л = 0,37 г/см 3, средний годовой объем отложившегося снега составляет 53 м 3 /пог. м, что в 2,2 раза меньше объема переносимого снега.. В остальных районах объем снегозаносов составляет 70—80% объема снегопереноса. Только в.межгорных низинах! З а к а в к а з ь я, где продолжительность зале ганйя устойчивого снежного покрова не превышает 20—25 Дней, объем снегозаноса почти равен объему снегопереноса. Аналог • гичное положение имеем в районах, где доминируют сверх. сильные метели. Здесь снежный покров полностью уносится ве тром, в связи с чем вновь образовавшийся снежный покров имеет низкую плотность. Например, на ст. Казбеги, в/г (высота 3656 м), где р 0 т л = 0, 1 9 г/см 3, средний годовой объем отложив шегося снега составляет 6878 м 3 /пог. м, что меньше среднего годового объема переносимого снега в 1,11 раза, т. е. во сколько р а з 0,17 м е н ь ш е р 0Т л.

8.2. Пульсации л е д н и к о в Кавказ богат ледниками. В период своего максимального развития в начале XIX столетия они занимали более 2200 км 2, С тех пор ледники уменьшаются — они потеряли в общем 590 км 2 (29%). Особенно интенсивное сокращение их проходило в 1945—1955 гг., когда отдельные ледники отступали до м/год. Вместе с тем в отдельные (1850—1860, 1885—1887, 1911—1913 и 1959—1977 гг.) периоды отступание ледников за медлялось. Особенно выделяется нынешний период (1959— 1977 гг.), который по продолжительности роста ледников значи тельно больше указанных выше и все еще продолжается. Начало нового периода активизации ледников и его особенности были впервые освещены в работах В. Ш. Цомая, а также В. М. Кот лякова [107], А. Н. Кренке [114], Г. Н. Голубева [65], О. Н. Ви ноградова [63], В. Д. Панова [150], где находим богатый материал об особенностях современного роста ледников Кав каза.-, Этот период охватывает относительно холодные и влажные годы. По данным ст. Казбеги, в/г (3656 м), в области фирновых бассейнов средняя температура воздуха за 4 месяца теплой по ловины года (июнь — сентябрь) в 1951—1975 гг. составила 1,6°С при средней за 40 лет температуре 1,8°С. Особенно низ кими температурами отличались 1956—1960 и 1966—1970 гг., средняя температура составила соответственно 1,4 и 1,3°С. Сред нее годовое количество осадков для тех ж е лет было равно 1306 мм при норме 1190 мм. Только период 1961—1970 гг. был сухим, среднее годовое количество осадков составило 908 мм, но период абляции этих лет, как видно из выше изложенного, был аномально холодным. Вместе с тем этому периоду предше ствовал 15-летний влажный период, когда осадков выпало на 25 % больше нормы.

На перифериях гляциальной зоны такое соотношение имеет иной характер^ Так, по данным ст. Мамисонский Перевал (2854 м), средняя температура воздуха за период абляции со ставляет 5,5 при норме 5,9°С, а среднее годовое количество осад ков 823 при норме 824 мм. Относительно холодными здесь, как и в фирновом бассейне, были 1966—1970 гг., средняя темпера тура- была равна 4,4°С, т. е. на 1,5°С ниже нормы. Такая же Д картина сохраняется и ниже гляциальных зон, что можно под твердить данными станций Корульдаши и Местиа (табл. 8.4).

Таблица 8. Средние годовые осадки (1-й строка) и средние температуры воздуха (2-я строка) за период абляции (VI—IX) по пятилётним периодам т о 3 О О Щ О оч та о\ OV Оч Оч Оч Os н 7 7 7 7 7 7 1 Станция о W) о 3 тг ЧО С\ о\ а OS Q\ са X 3653 1143 937 1463 1467 1526 908 Казбеги, в/г 1,3 1, 1, 2,2 2,2 1,4 1. ' Г, 8 1, 1943 1292 1259 Корульдаши 128 1270 1387 U 5 6 11,5 11,4 11,7 11,8 11.1 11,4 11,3 И, 915 1032 808 861 934 852 975 Местия 1441 14,9 15,7 14,8 14,6 14,8 16,2 14,6 14.1 14, 2854 824 893 812 772 756 966 834 Мамисонский 5,8 6,3 6.3 6,2 5.4 5,9 4,4 5, Перевал 6, Таким образом, за предшествующие 40—50 лет такое благо приятное для питания ледников сочетание холодных и влажных лет, как в 1951—1975 гг., не наблюдалось. Ледниковые бассей ны в 1951—1975 гг. находились в зоне, где осадков выпадало больше нормы, а температура воздуха периода абляции была ниже нормы.

Благоприятные метеорологические условия определили тот факт, что вещественный баланс ледников оказался положитель ным. Из фирновых областей на язык ледников поступают но вые и новые слои льда. За последние 7—10 лет поступающий слой льда на створах наблюдений составил на леднике Коруль даши 13,78 м, на леднике Гергети 34,7 м, на леднике Девдораки 37,39 м, на леднике Чалаати 38,14 м и на леднике Киртишо 40,87 м (табл. 8.5). Но эти волны, распространяясь вниз по те чению ледников, подвергаются переменным внешним воздейст виям от процессов абляции. На некоторых ледниках они про слеживаются до самого конца их языков. Примером служат лед ники Суатиси средний, Гергети, Абано и Девдораки, на створах наблюдений которых поверхности повысились на 375—569 см при суммарной абляции 23,54—32,1 м, и в результате их языки продвинулись вперед на 15—32 м.

На некоторых ледниках эта волна не достигает конца язы ков. При интенсивной абляции стаивает весь слой привноса льда и захватывается слой старого льда. Поэтому на этих уча стках происходит понижение поверхности ледников. Приме ром служат ледники Киртишо, Корульдаши и Чалаати, где по верхность половины языка, непосредственно прилегающая к области аккумуляции, повысилась на 76—484 см, а поверхность нижней половины опустилась На 104 см. Поэтому эти ледники по-прежнему отступают. Аналогичное положение и на ледниках • ю оо ю ю 00 о ю —_ св к см о •p s" о С П Ef с со" м 1 К Ч aj u --—' Я 5S се в §§ Сз со о ю см СП О« о се о Sк С" м Т" • р см et ю" to + л + + + 1 1 ч о о S Я о о о С О с о с » OS о со см ю Я СО тс rf ю СО тс С о, в 00 1Л о о S со ю оо о сп со я CJ СМ СО S се ю со т Н оо я« Tf Tf со + ю я се + + + + + Е! S «Я лЗ* w 'эин оо см ю ю со се - Ш1 В ИГ В СЭ Н 1И. со см ю со а — —~ 9 H U JJ H B X..

00 + + + + 1 «о о* яя о. я о о СП ом OS ю t-- се ее оо со t- sg о со 5 4 ( М со со со ^р со 1+ ю со о со со оо я а?- ю со ю о о о 00 см со со СО см со см аS со OS со CJ Е ч СО оg яЙ СО о СО ч te тс оо г- о тр со СП + Я* + + + + Оя О «Т со rf х СО Tf h ю и os С П as os С П г о оя о ЯИ " X О, X + С О 1Л со ю C Q СО со C D со со со С 17 OS С 3 сл СП »

— СП — СП • X' X X X' X1 X X — — — Э в о о о ю о и 'нинэгошдвн со о •ю оо со шгифойи вмэпд о о оо со со со со см см см см ц.я я о « N Я я я я о ее е я я в м се о се я et я В л н о.

S я о я- се ч о и н ее Е се Я га га ч а, си се ttи се о \о я С Е* Г и X Марух и Кельбаши. Здесь в области аккумуляции и на значи тельной части прилегающей к ней области абляции поверхность повысилась на 5—18 м, а поверхность нижней части опустилась на 3—8 м [63]. Но на этих ледниках волна соответствующих лет, характеризующихся, как было указано выше, лучшими усло виями питания ледников, дошла до их оконечности и вызвала замедленное снижение поверхности льда. Подтверждается это размерами отступания. Например, ледники Киртишо, Коруль даши и Чалаати отступают очень медленно, в 4 раза медленнее нормы. На больших ледниках эта волна в меньшей мере сказа лась на темпах их роста. Например, ледники ЦаНер и Лехзыр отступают соответственно на 17,5 и 29,8 м/год при норме 16,3 и 27,0 м/год, а в последние 5 лет соответственно на 14,0 и 26, м/год, что ниже нормы.

Как видно, размеры ледников изменяются в одном направ лении с некоторым опережением у одних ледников или запазды ванием у других, и эти колебания, вызванные климатическими факторами, называют вынужденными.

В годы роста ледников эти вынужденные колебания могут сменяться самовозбуждающимися, связанными с внутренним источником энергии самого ледника. Такие ледники резко отли чаются от ледников с вынужденными колебаниями. Здесь дли тельная фаза медленного движения часто чередуется с кратко временной фазой быстрого продвижения ледников, когда они движутся в 10—100 раз быстрее, чем при вынужденных колеба ниях. Такие ледники называют пульсирующими.

Сведения о пульсирующих ледниках Кавказа и последствиях их пульсации имеются с 1776 г. Много труда и энергии было з а трачено в XVIII и XIX вв. на борьбу с обвалами ледников Дев дораки, Абано и Майли. В 1863—1865 гг. на леднике Девдораки работала специальная экспедиция, изучившая причины казбег ских завалов на Военно-Грузинской дороге. Подробные планы оврага у устья ледника Девдораки, над которыми работала экс педиция, облегчали выбор необходимых дЛя предупреждения в будущем обвалов [188]. В 1864—1905 гг. появилось значитель ное количество^ исследований Г. К. Абиха [4], Д. Д. Пагирова [149], Б. И. Статковского [188], Г. С. Хатисова [207], Э. А. Ште бера [248] и др., в которых описываются причины ледниковых обвалов, а также явлений, предшествующих этому.

Обширное исследование А. И. Духовского [83] в 1909— 1913 гг. по существу заканчивает дореволюционный период изу чения причин ледниковых обвалов.

Значительное количество исследований ледников вообще и в частности пульсирующих появилось в советское время. Надо отметить исследования Л. А. Варданянца [38] в 1930—1935 гг., который впервые высказал мнение, что обвалы ледника Девдо раки и некоторых других близлежащих ледников обусловлены сейсмическими явлениями в массиве самого Казбека. Широкий • размах исследования пульсирующих ледников получили с 1960 г.

Они во многом были обусловлены пульсацией- ледника Мед вежий на Памире.

Возглавляемая Г. А. Авсюком советская школа гляциологов сформировала учение о пульсирующих ледниках в большую на учную, дисциплину, составляющую наиболее важный в научном и практическом отношении раздел гляциологии. Ключевой ба зой познания природы быстрой подвижки ледников являются работы П. А. Шуйского [249], А. Н. БожинскоГо и С. С. Григоря на [29], А. Д. Долгушина и Г. П. Осиповой [77,78], В. М. Кот лякова [107], К. П. Рототаева [169], В. Г. Ходакова [217], Г. Н.

Голубева [65], А. Н. Кренке [115] и других авторов. Они сыграли большую роль в широком внедрений единообразных и обоснован ных методов исследования пульсирующих ледников Кавказа.

Пульсирующих ледников в Советском Союзе насчитывают более 70 [77], но число ледников этой категории в результате выявления новых из года в год увеличивается. Только в 1977 г.

известно стало еще 5 пульсирующий ледников: Чекменташ, Ва ли, имени Дзержинского, Малый Саукдара и Сатсу Зоолайского хребта Памира. На Кавказе выявлено 8 пульсирующих "ледни ков (табл. 8.6), из которых 5 совершили свою пульсацию, ос тальные проявили признаки пульсации. Они расположены в разных районах Кавказа, как, например, в районе сильно раз витого (Казбекско-Джимарайский массив — 4 ледника), так и в районах слабо развитого оледенения. Таковы горы Базар-Дю зи в Дагестане, Арагац на Малом Кавказе. Следует отметить, что здесь некоторые ледники, языки которых сплошь покрыты мощным слоем моренных отложений, предохраняющих их от таяния, со временем могут перерождаться в пульсирующие лед ники или проявлять признаки пульсации. ;

Все ледники существенно отличаются по;

морфологии, но имеют очень много общего. Так, Колка и Муркар являются лед никами обвального типа, у которых фирновая область отделена от ледника скалистыми склонами. С этих областей спускающий ся снег и фирн в виде лавины падают на склоновый участок ледника и образуют зону аккумуляции, где наблюдается 5 рост мощности ледника (рис. 8.2).

К этой категории относятся и.некоторые из ледников горы Арагац, но здесь отсутствует фирн из-за большой крутизны склона северной вершины горы. Совершенно другую особен ность имеет ледник Девдораки, области.аккумуляции и абляции которого находятся в тесной связи между собой. В правой части области аккумуляции на высоте 3900 м имеется поперечный скалистый обрыв, известный под названием Щач-Охоч (в пере воде— лед падает) длиной 800 м, высотой 30—50 м. Через, этот обрыв ледник часто сбрасывает фирн.

Троговые долины пульсирующих ледников являются Непо средственным продолжением их ледниковых " бассейнов и имеют • СО со «— Оч «8.. ffl.

3Я« 2о " ® я a я Я • 1V ' " ЛЛ ч л 4чо ю 5 Ои Сс Н Оо 5 S Я ст л рег О S лч fр С щ Чч Чз 0* •Е- оС_ Ч Ч ц С о — о• со и 'вйнон О О) от Tf со эинэжиогойц СО о С 00 ю о t-- Г, СП О f- оо 00 М со ю О) f-' оо 00 оо Tf О) оо со оо 1 С Tf "• • — ' —' -X оо г X — X — О) — 2 от с со с м м -о о см см см СТ) td а о Эч ) а SSО ^ Е.

Г н кл « «н а§ СО о 00 ю К S с.

о 2я„ н Xа о ю OS4S« О о Я о. чй* о. о со СМ иЯ о о о сз л со со оf S3 T о о со ю ю о о о " W^ =Е см ю оо см см см СТ) м S э К ВИ T Я ' Н И оf о о S о а. -lraif Е t qirBttoifo — см и л со ил 'вя С -HHffSIf B Hrf с З H if м t-" л Си о. о о та х в оа а е- ои я « я 5 «я 12 ой в" аа о. ою О! О. ьС S си оО ос ш Ют о и юс а) о мо oqbi Uи о, о И Ч О. ю 1 ю • с °5 ч « лQ ЧJ га I к Я ч я «• 2 чь 5и t-i 4U К е;

IЧ.

—и,ч О ) С-. cj о ооо ою о К ВНЛ 'Й О о о ю СО ООО ю со со ю со о см ю эинэжиагойц СП Tf СО СО СП СО ОО X X 05 о I СМ СМ о о СП tt) T^ 00 ОО XX 1 О) СП с X 00 (М I ю С — П.

СО О) 1 Tf м О) СО ю СЧ III 1835 СО a 1 7 00 X ОО СО 28 IX a.

СО ю СО см e О.Э С cu а л s JO* Tf Tf М и.§ sag о 1Л :s&ss о cs C M u:

S§"5 s a -. |кж 3g« ев о A о "О о о 86 - IQ 00 o я.

я Лю 3. 1 СО Tf -Л-..

4ge s О « х за и.о - я Чхч * s О ?* СО о СО о АЭ СО см ч СО о СО СО.с cs о см,ИН 'ВНИИ t-' -язи чг 1 г )в ш 1ц га о о.

ил "вя С М со Tf СО о" о ч о" -ИНЭИ EHHirff К СО* я аd О;

о га ч а га о СО v SГО 4B оа ^ f- 0) о сз CL О 0 \о « S;

П со 3 S 1 СО OV от" •я Си 5 о и и о U и оя Н а и О я а га О. я 'о ч Ч « с о '*ч и о 'Ы' З а к а з № 289 довольно большую длину. Исключение составляет, например, долина р. Муркар, которая через 500—600 м заканчивается по перечной долиной р. Тихицар, благодаря чему правый склон ее принимает на себя сильный удар ледника Муркар при его пуль сации, вызывая торможение, и. ледник с ослабленной скоростью продолжает свой путь вдоль главной. долины на протяжении всего лишь 250 м.

Рис. 8.2. Схематические планы пульсирующих ледников Муркар_(а), Колка (б), Девдораки (в) и № 9 (в).

Г р а н и ц а л е д н и к о в : / — в 1968 г.;

2 — л е д н и к а М у р к а р в 1901 г.;

3 — л е д н и к а М у р к а р в| 1938 г.;

4 — л е д н и к а К о л к а в 1969 г.;

5 — н и з к и е моренные в а л ы ;

6 — т е р р а с ы оседания:!

7 — б е р е г о в ы е морены;

8 — р е к а подо л ь д о м ;

9 — метки;

10 — ф и р н о п а д ы и л е д о п а - j д ы ;

11 — б е р г ш у н д ;

12 — у ч а с т о к л е д н и к а, испытавший пульсацию..

Совершенно другие особенности имеет троговая долина лед-;

ника Девдораки. З а широким полем залегания языка ледника ниже ледопада долина резко сужается, от 360 до 30—35 м, н| эта узкая щель глубиной 30—40 м со скалистым мысом Массах;

закрывает путь движению ледника вперед. В результате мощн ность льда увеличивается еще на 30—40 м, что нарушает устой чивое состояние ледника и приводит к его пульсации.

Имеемся мнение о том, что опасность, создаваемая ледником Девдораки, может быть вызвана лавинными завалами с правого склона в тех случаях, если оконечность ледника находится выше • района их действия [83]. В таких случаях материалы.лавинных выносов поступают в Ложе ледника, располагаются в нем более;

или менее значительными скоплениями, а иногда поперечными валами.' Во время наступления ледник, доходя до этих скопле ний, двигает их перед собой и задерживается у скалы Массах, образуя позади себя котловину, где скапливается вода. При этбм ледник может воздействовать на создаваемую таким обра зом запруду, еще более уплотняя ее. З а счет этого увеличи вается напор скопившейся воды, прорыв которой увлекает за собой часть ледника.

Таблица 8.6 показывает, что пульсируют в значительных пре-.

делах как большие, так и малые ледники, и размах этих пульса ций внушителен. Так, ледник Колка примерно в 10 раз меньше по площади ледника Медвежий, тем не менее он не уступает, если не превосходит леднйк Медвежий по результатам своей пульсации. Выявлен ледник с признаками пульсации, который по сравнению с другими ледниками, приведенными в табл. 8.6, очень мал.

Пульсация наблюдается как на отдельных участках, так и на всем протяжении ледников. На Девдораки, например, пульса- ;

ция захватывает только язык ниже ледопада, почти не затраги вая остальную его часть. Ледники же Колка и Муркар целиком захватываются подвижкой.

Вся движущаяся масса пульсирующего ледника оставляет впечатление кипящего льда;

при движении поднимаются громад ные глыбы башнями, треск льда наподобие грома и пушечных выстрелов слышен на десятки километров. Жители с. Куруши в 1960 г. по этим признакам заметили пульсацию ледника Мур кар на расстоянии более чем 15 км.

В результате подвижки на участке пульсации ледника на-, блюдается опускание его ледовой поверхности. Оно достигает 30—35 м на леднике Девдораки, 18—20 м на леднике Колка и 10—12 м — на Муркаре. Это опускание является результатом выноса за пределы прежних границ громадной массы снега, фирна, льда и обломочного материала горных пород. Только ледник Колка в 1969—1970 гг. вынес около 75—80 млн. м 3 этой массы, выбрасывает до 16—20, а Муркар — до 7 млн. м 3 [169].

Эти выбросы резко увеличивают длину ледников. В течение 5 месяцев 1969—1970 гг. ледник Колка продвинулся на 4,6 км.

В годы пульсации ледник Девдораки несколько дней продви гался на 2—3 км. Ледник Муркар в 1960 г. за несколько часов удлинился на 650 м, ледник Абано в 1909 г. за то же ' время удлинился на десятки метров.

Однако резкая подвижка ледников идет неравномерно. Лед ник Девдораки 23 ноября 1942 г. начал пульсацию со скоростью 300—500 м/сутки и 29 ноября остановился в 4,62 км выше Воен но-Грузинской дороги. 22 декабря ледник снова начал пульса цию и к 9 апреля 1948 г. продвинулся еще на 106 м.

• Ледник Колка в период пульсации 1965—1970 гг. имел ско рость продвижения фронта до 160 м/сутки [169].

Выброшенная в результате пульсации часть ледника в зоне выноса представляет собой «хаотически» раздробленную массу с наличием бессистемной сети поверхностных трещин, продоль ных разрывов вдоль бортов ^ выброшенных на береговую морену боковыми частями ледника, ледяных глыб и обломков различ ного размера, открытых и замкнутых пустот и др. Эти пустоты занимают до 20% обмена выброшенной части ледника.

Продвинувшийся после пульсации язык занимает дно доли ны реки, которая служит продолжением ледниковой долины.

Таковы ледники Колка, Девдораки, Абано. В отдельных случаях во время быстрого наступления ледник занимает дно долины другой реки. Классическим примером подобной ситуации явля ется ледник Муркар, который во время своей пульсации блоки рует долину р. Тихицар, левым притоком которой является до лина Муркар. В обоих случаях в результате продвижения лед ников резко нарушается течение рек.

Вода из-подо льдов то идет чрезвычайно сильно, неся боль шие глыбы льда, меняя цвет из белого на желтый и черный, то вдруг останавливается [188] и собирается в пустотах и тре щинах ледника (Колка, Девдораки, Абано) или в долине реки,выше блокированной части долины (Муркар, Девдораки, Кол ка), образуя подпруженные озера. Процесс накопления воды длится 7—15 дней и объем ее достигает 1,5—2,5 (Девдораки) и даже 3,5—4,5 млн. м 3 (Колка).

Накопление воды вследствие подвижки создает угрозу на воднений на реках. Но характер и причины накопления воды предопределяют и различную степень этой угрозы. Наиболее опасно накопление воды в теле ледника, который при этом Всплывает, и в результате прорыва воды образуется гляциаль ный сель. Таковы гляциальные сели ледника Девдораки в 1776, 1778, 1785, 1808, 1817 и 1832 гг. или Генадонская катастрофа вследствие подвижки ледника Колка в 1902 г., когда подвижка составила 12 км за 5 мин. Как видно, эти речушки тогда пере носили гляциальный сель со скоростью 40 м/с. Если учесть скромные параметры этих потоков — ширина дна долины 30 м, глубина потока 3 м — максимальный расход слоя составил бы, наверное, не менее 3600 м 3 /с. Прорывы каждый раз вызывали «воздушные волны», предшествующие завалу. Таким ураганом, например, часовой у блокгауза, находившегося в ущелье Терека, был сорван с места и отброшен на расстояние 40—45 м [188].

Селями тогда были захвачены долины рек Генальдон и Амели до 80—100 м высоты. Погибло много домашнего скота, был уничтожен курорт, Тменикау, имелись человеческие жертвы.

' Немалую опасность представляют подпруженные озера пуль- | сирующих ледников Муркар, Девдораки, Колка, которые в ре зультате прорыва вызывают гляциальные сели. Но часто резкая 1'Эб подвижка ледников не приводит к подобной катастрофе. Клас сическим примером служат подвижки ледников 1842, 1855 (Дев дораки), 1960 (Муркар) и 1969 гг. (Колка), что составляет 30% известных на Кавказе подвижек. Объясняется это следующим.

Сравнение событий 1902 и 1969 гг. на леднике Колка показы вает, что объем переместившейся массы льда в обоих случаях примерно одинаков, сходным было и изменение ледника перед 1902 и 1969 гг. Разница Же заключалась в том, что эти два явления проходили в разные месяцы и при. разных погодных условиях [169]. В частности, подвижка в 1969 г. происходила глубокой осенью при незначительном таянии ледника и вслед ствие этого при низком стоке талой воды. В разгаре лета 1902 г. скопление и прорыв воды возникали здесь неоднократно.

Не всегда подвижки летом угрожают наводнением. Так, при подвижке ледника Девдораки в июле 1855 г. вода быстро на шла выход к малым каналам, расположенным на границе лед ника и ложа, и вследствие этого угроза накопления воды от пала. Подобное явление наблюдалось и в 1960 г., когда ледник Муркар перегородил долину р. Тихицар ri началось образование озера, подпруженного водами этой реки со стороны ледников вого бассейна Тихицар. Однако вода нашла путь под ледником по ложу и угроза прорыва озера отпала.

Гляциальные сели своими громадными выносами достигают главной реки. Так было в 1776, 1778, 1785, 1808, 1817 и 1832 гг.

В 1832 г. в результате подвижки ледника Девдораки гляциаль ный сель завалил Дарьяльское ущелье. Этот завал известен в литературе к а к Казбекский завал. В 1832 г. он имел длину 2100—2200 мм, высоту 90—95 м, объем 15—16 млн. м3. Воды Те река были остановлены в 1832 г. почти на 8 ч, а в 1776 г. д а ж е на четверо суток. Образовавшееся озеро достигало глубины 80— 95 м, были затоплены расположенные на склонах населенные пункты. Под влиянием большого количества (около 2 млн. м при стоке р. Терек 70 м 3 /с) запруженной воды была прорвана ледяная плотина, и ринувшийся вниз поток в Дарьяльской тес нине и ниже уничтожил на пути следования дорожные соору жения, полотно шоссейной дороги, посевы и др.

Приведенные примеры показывают, что продолжительность периодов между последовательными пульсациями колеблется в больших пределах и неодинакова не только на различных лед никах, но и на одном и том же леднике. Например, ледник Дев дораки до 1855 г. имел короткий период пульсации, в пределах 7—12 лет. С тех пор прошло более 120 лет без пульсации. Лед ник Абано также не пульсировал с 1911 г. Но это вовсе не сви детельствует о том, что ледники закончили эпоху пульсации, на против,: она может повториться через определенное время. Дей ствительно, очередной цикл пульсации ледники Муркар и Колка совершили через 59 и 67 лет соответственно. Примеры убе ждают, что пульсации имеют закономерный характер, и это • позволяет наметить пути их прогнозирования [78]. Такой про гноз очередного продвижения;

ледника Медвежий в 1972—1974 гг.

на основании анализа его эволюции после 1963 г. оказался точным. Рассчитано время накопления критической массы лед-' ника Колка на основании решения системы уравнений, согласно' которой очередная пульсация здесь ожидается через 80, лет [217]. Точность расчета подтверждается продолжительностью последнего спокойного периода ледника Колка, равного 67 го дам. Д л я ледника Колка критическая масса льда, при которой начинается выброс льда, близка к 45-10 6 т [217].

На основании количественного анализа процессов внутрен него разогрева ледника прогнозировалось их скольжение. Фак ты показали удовлетворительное согласие этой теории с резуль татами наблюдений [29].

Можно привести немало примеров прогноза резкой подвиж ки ледников. Еще в 1832, 1842 и 1855 гг. местные жители за не сколько дней предсказывали Казбекские завалы и угоняли ског с пастбищ Девдоракского ущелья [188]. В 1968 г. в газете «За ря Востока» была опубликована статья автора об ожидаемом резком продвижении ледников Казбекского оледенения. Через 21 месяц прогноз оправдался. Точным оказался прогноз и в ок тябре 1969 г. о продвижении ледника Колка еще на 2—3 км.

При этом были использованы следующие аргументы.

Во всех выше рассмотренных случаях основной параметр прогноза подвижки ледника наиболее чувствителен к измене нию его толщины и угла наклона. Их взаимосвязь представлена на рис. 8.3, построенном на основании данных табл. 8.5 как для пульсирующих, так и для непульсирующих ледников. Из рис. 8. видно, что точки пульсирующих ледников занимают верхнюю границу полосы расположения точек, и эта граница является пределом пульсации ледника. Линия раздела имеет криволиней ный характер, уравнение ее можно представить в виде Н к р — 11700 а~2, (8.15) где Я„ р — критическая мощность ледника, при которой насту пает неустойчивое состояние ее, м, а — угол наклона поверхно сти ледника, град.

Формула (8.15) является частным случаем формулы Я к р = 172 а"2 (0,9 + р)° + (0,99 + р2)6 (8.16) при плотности льда р = 0,90 г/м 3.

Эта формула была предложена в 1968 г., с тех пор прово дятся ее испытания. Ограничимся здесь. приведением табл. 8.7, из которой видно, что ледники Колка, Медвежий, Абрамова и Дидал достигали критической мощности льда и находились в состоянии катастрофической подвижки. Остальные три ледника (Федченко, Северный Марух и ледник 31) не достигали крити ческой толщины льда и поэтому не были в состоянии катастро • фической подвижки за известный период, если не принимать во внимание состояние ледника Федченко в 1941 г., вызванное про цессами землетрясения.

Заслуживает внимания то обстоятельство, что ледник;

31 в 1957 и 1958 гг. находился в состоянии неравновесия. Действи Рис. 8.3. Зависимость критической мощности ледников Акр от крутизны их поверхностей.

/ — по д а н н ы м [2];

2 — по д а н н ы м т а б л. 4;

1 и 2— л е д н и к и не пульсировали;

3 — л е д н и к п у л ь с и р о в а л.

тельно в эти годы скорость движения ледника 31 увеличилась примерно в 1,7 раза по сравнению с другими годами;

кроме того, образовалось большое количество свежих трещин шириной 10— 40 см, расположенных через каждые 50—100 м.

Ясно, что схема расчета критической мощности ледников достаточно приближенная,- тем не менее она дает вполне удовле •, оо м я 2 я.

x ЩV « Р) оо ( U си™..

ffl ы ч га *я.

0) ч с s й ю и юf- ч о я о » к Я о и ч с оН Е • ^Я 3 га S* о оч С* XС.О о С та 03 U H if g-S.

3S 'Ч1эонев I* ю ис O « о С ВЛ В о.

Е О О СО G оо юю 1о о С ю Tf О -ээьихлвф см о С СО П ю с— м О) «оо ю О) со со мсм сю О) К и BBHiahoed С со со о Tf Tf СО М мс м Tf о.о йя й ю ОЗ О о оЗ оЗ о о о Во WO/j ' Н о оз О оз О) О B СТ -HHiraif qiDOHioifu ОО о о ооо о о X с ю to ю ю м со ^ ю S ^ ^ о о ю ю КП а jjkh С «о О -нЭ1гавс1иэи 2 ю со g о»

00 ОЗ СО » оз Tf о. я •в* S о UU JJ ^ О о jз вяеЫиои СО СО ч ( с о ю оО / со о со — С О со Винхэьэвй о о в оО О О оо ОоОз ю о о о а о t оf со о о о о оО о о И 'BHHHffSIf В И Г Н 1Й Tм СО X ю С X.

ОС О оО S ю ю— 00 со а см С со и СО BxHHiraif B H Hn ' Hdj о sr s ег® со ю со о со ю о о о о о н а о s о о qD HB iOed ю яя со о. со ю ю 0W см а: Tf »

я) •о -в- 05 ю •л Tf ю ю О о оО о о ю B H da B Xa »

со ю ю СО С Со о S fr" ю сЗ 00 с Ос ю О О Tf о Tf СО мм м со ю S о. а ию 0I са о о ок к О) о ю со о о f о о сt с мм со сО ом о оЗ « га оз оз — о со С о О 1« о. со со с с с м м мм см га 3ч м х Яя H U ig H Bf B о w га qj.0Bif9O в 2ч ~ л оа ч в- я с С О о 0 о о лин см а ю ю -Saif чээя о в ГО* о ч П в. яо Оя cd •Я о.

U 3 Я 1к я л « с л ч СО О о. tf р.

•я ь о я к 2т м о «я о •я я к ьз а си ( Ь • й о * и яо Cи О •в D в о.

) и яС CuS^ * Я ч ч ч •-Q. ч ч Я и О V O © (=( н с я •а»

• творительную сходимость с данными радиолокационных и гра виметрических измерений.

Вместе с тем заслуживают внимания результаты испытания формулы (8.16) по прогнозу катастрофической подвижки лед ника Колка в октябре 1969 г., когда после первой пульсации конец ледника находился у горячих источников и продвинулся тогда на 2300 м. Прогнозировалась возможность продвижения на 2—3 км. В расчет были включены следующие данные: сред ний уклон долины рек Колкадон и Гизельдон (11°) и средняя ширина ее (200 м). Объем выброса льда в период пульсации принят равным в среднем 45 млн. м3, а плотность пульсирующей массы 0,75 г/см 3. Соответствующая критическая мощность пуль сировавшей массы по формуле (8.16) равна 48 м. Мощность лед ника у горячих источников была 80—90 м, следовательно, он находился еще в неустойчивом состоянии. В связи с этим рас считана общая длина продвижения ледника Колка в резуль тате пульсации по формуле, W 45000000..

СОО 4 6 8 8 М 8Л 200 Х 48 - ' ) "Действительно, при второй пульсации ледник к 10 января 1970 г. продвинулся еще на 2200 м, т. е. всего на 4600 м [169], ;

что подтверждает большую точность прогноза.

На этом принципе составлен прогноз о том, что ледник Дев дораки находится в начальной стадии неустойчивого состояния.

Д л я прогноза использованы следующие данные. Средний уклон конца языка ледника, который пульсировал в предшествующие годы, составляет 16° 15', критическая мощность его в;

этой части при плотности льда 0,92 г/см 3 равна 50 м. Фактическая мощ ность в настоящее время 45 м (у конца языка). Если ледник достигнет скального мыса Масах и теснины, то в результате влияния подпирающего фактора мощность его увеличится и может, как раньше, достигать 75—80 м. При такой мощности всегда наблюдалась пульсация ледника. С учетом подпираю щего фактора критическая мощность ледника в этой части рав на 77,8 м, что соответствует данным фактических измерений.

Этот пример еще раз показывает, что формула (8.16) вполне приемлема для расчета критической мощности ледников и оцен ки их неустойчивого состояния.

Прогноз, безусловно, позволяет своевременно провести не обходимые мероприятия и тем самым существенно уменьшить разрушения и предотвратить гибель людей.

Мероприятия по предотвращению ледниковой катастрофы могут быть различными в зависимости от создавшейся опас ности.

Борьба с самими подвижками ледников еще не ведется. Наи более приемлемо периодическое уменьшение мощности ледни ков, когда она достигает своего критического значения, с целью • устранения, причин, обусловливающих возможности зарождения и формирования катастрофических подвижек. Это возможно путем увеличения периодов абляции льда методами воздейст вия, ведущими к уменьшению облачности и летних снегопадов в ледниковых бассейнах, и методами искусственного усиления таяния ледников — путем запыления их поверхностей тонким слоем темного материала. С этой целью необходимо проведение опытных наблюдений для оценки эффективности и возможности применения этих методов в условиях Кавказа и для конкретного ледникового бассейна, выработки основных требований;

для вы бора оптимального количества площадок и установления перио дически искусственного усиления таяния ледников для умень шения критической мощности ледника на 10—15%.

Были попытки предотвращения прорыва запрудных ледни ковых озер. Например, на ледники Морено (Америка, 1942 г.) и Медвежий (СССР, 1963 г.) сбрасывали авиабомбы, чтобы пробить каналы для спускания воды из запрудного озера. Но бомбордирование ледника из-за вязкости льда оказалось без результатным.

Еще в 1865 г. Б. И. Статковский [188] писал, что задача пре дупреждения Казбекского завала состоит единственно в том, чтобы дать свободный пропуск воды, чтобы р. Амали не была запружена обломками льда. В случае быстрого увеличения лед ника Девдораки и напирания его на бока ущелья необходимо послать рабочих Для расчистки русла, применять взрывание по рохом начавшееся образование запруда и дать таким образом свободный пропуск воды.

Наиболее эффективным является строительство объектов, обеспечивающих отвод и пропуск воды из запрудных озер. Д л я разных ледников в зависимости от размеров их опасности, ме стных особенностей строения и состава долины эти объекты могут быть разными и могут быть построены на разных участ ках.

Д л я ледника типа Муркар достаточно иметь отводный канал,!

пробитый на правом склоне долины р. Тихицар у впадения | р. Муркар. • ' Д л я ледника Девдораки, как одного из пульсирующих и опасных для народного хозяйства ледников Кавказа, сбросные сооружения для отвода воды необходимо иметь как у истока, так и у устья р. Амали. У истоков сооружения могут служить для отвода воды р. Амали в случае очередной подвижки ледни ка Девдораки в целях устранения причин зарождения и форми рования запруженного озера, а впоследствии его зарождения л формирования гляциального селя. У устья р. Амали сооружения будут служить для отвода воды р. Терека в случае перегоражи вания ее течения при очередном Казбекском завале, чтобы устранить причины зарождения и формирования запрудного озера, а впоследствии его зарождения и формирования катаст • рофического паводка на р. Терек. В качестве таких сооружений могут служить каналы или тоннели (вдоль Военно-Грузинской дороги). Есть опасения в том,что канал у истока р.Амели будет забиваться льдом. Поэтому водокачки и трубы-сифоны будут дополнительными средствами для отвода.и пропуска воды р. Амали в случае его загромождения при ожидаемой пульсации ледника Девдораки.

Сложнее обстоит дело для ледников типа Колка и Абано, выбросы которых распространяются на большое расстояние.

Д л я таких ледников необходимо строить объекты у конца язы ков. Но во всех случаях требуется детальная изыскательская работа по определению размеров возможных выбросов льда, на копления воды в запрудных озерах и связанных с ними павод ков, а также изучения местных условий применительно к требо ваниям проектирования, строительства и эксплуатации объек тов для отвода воды из запрудных озер в случаях их образова ния при ожидаемой подвижке ледников.

Ледниковая служба существовала еще в 1832—1870 гг. в районе ледника Девдораки и оповещала административные ор ганы о случаях Казбекских завалов на Военно-Грузинской до роге. Такая служба и сейчас для района ледника Девдораки, к а к наиболее опасного для народного хозяйства ледника Кав каза, была бы очень актуальной. Задачами службы являются:

— проведение гляциогидрометеорологических наблюдений с применением методов авиаразведки, аэрофотосъемки и космиче ской съемки с целью получения гляциогидрометеорологических характеристик, необходимых для совершенствования сущест вующих и разработки новых методов расчета и прогноза подви ж е к ледников;

— проведение опытов по увеличению периодов абляции с целью уменьшения критической;

мощности ледников;

—прогнозирование гляциальных явлений (неустойчивого состояния ледников, пульсации и подвижки ледников и др.);

— оповещение административно-хозяйственных органов о катастрофических подвижках ледников с целью своевременного привлечения к оперативному обслуживанию административно хозяйственных органов по предотвращению опасности;

— своевременное проведение первоочередных мероприятий по обеспечению нормальной работы объектов, построенных спе циально для отвода воды из запрудных ледниковых озер.

.Благодаря постоянной работе ледниковой службы и всей системы предупредительных мероприятий можно свести к мини муму катастрофы в горах. Такая система предупредительных мероприятий намечена в районе ледника Девдораки.

9. Снежные лавины Сильно расчлененный высокогорный рельеф Кавказа и обильные снегопады способствуют широкому распространению здесь снежных лавин. Лавины нарушают нормальную работу промышленных объектов, высокогорных трасс, линий электро передачи, крупных баз отдыха и т. д., приводят к значительным разрушениям и даже к человеческим жертвам. Поэтому изуче ние снежных лавин, установление особенностей их образования и режима и выявление лавиноопасных районов являются важ ными в практическом отношении задачами научного исследова ния., Население Кавказа с древних времен имело представление о таком грозном природном явлении, как лавины, поскольку для -установления торговых и культурных связей с соседними наро дами приходилось пользоваться кратчайшими дорогами через горные перевалы, трудности пути через которые еще более ос ложнялись снежными обвалами в зимнее время. Упоминание о лавинах встречается уже в древнейшем грузинском сказании «Аадирани», где герою эпоса наряду с пожеланиями силы, лов кости желали и быстроту лавины.

В началеXVIII в. известный грузинский ученый и обществен ный деятель Сулхан-Саба Орбелиани в Толковом словаре гру зинского языка дает четкое определение лавины. Он поясняет, что лавина есть снежный оползень, который сходит тогда, когда склоны гор не в состоянии удержать обилие снега и снег низ вергается.

Первые сведения о сходе лавин относятся к 1804 г., когда началось 1 регулярное движение по Военно-Грузинской дороге.

С 1912 г. в Кавказских календарях систематически помещаются сведения о сходе лавин и прекращении движения по Военно Грузинской дороге, а также описываются происшествия, свя занные со снежными лавинами в разных районах Кавказа.

Научное исследование лавин начинается с 30-х годов XX в.;

Появляются работы, в которых рассматриваются вопросы усло • вий.равновесия снега на склонах, движения снежных лавин, ме тодов их прогнозирования и мер противолавинной борьбы [142, 176].

С 50-х годов большие исследовательские работы На Кавказе ведут МГУ, Высокогорный геофизический институт (ВГИ) и З а к Н И Г М И. Это работылю исследованию особенностей образо вания снежных лавин, режима, динамики, географии и возмож ности прогнозирования их схода. По инициативе З а к Н И Г М И в планы работ горных и высокогорных гидрометеостанций и по стов, а также снегомерно-гидрографических партий УГКС включены наблюдения над сходом снежных лавин. Ежегодно на гидрометеостанции и посты высылаются анкеты для сбора сведений о- случаях схода лавин. Лавины фиксируются на всех снегомерных маршрутах и во время летних экспедиционных об следований.

Сбор материалов о лавинах в УГКС республик Закавказья принимает массовый характер. Широко вошли в практику об следования лавиноопасных районов по заявкам народнохозяйст венных организаций, проводимые З а к Н И Г М И с 1964 г.

В связи с этим разрабатываются мероприятия по борьбе с лавинной опасностью согласно требованиям проектирования, строительства и эксплуатации горных предприятий, баз отдыха и горно-лыжного спорта, линий электропередачи, перевальных дорог и т. д. Работы ученых института обогатили имеющиеся сведения о лавинной деятельности в различных районах Боль шого и Малого Кавказа [226, 233].

Исследования снежных лавин в разные годы велись с раз личной степенью подробности. К числу очагов с длительными периодами наблюдений относятся очаги в районе ст. Крестовый Перевал, где имеются сведения с 1812 г. с перерывами в 1866— 1886, 1896—1934 и 1937—1956 гг. и тем не менее эти сведения ценны Для характеристики режима лавин по данному району за столь большой период наблюдений. При этом в основном вы деляется три вида наблюдений: стационарные наблюдения, экс педиционные исследования и спорадические сведения. При ис следовании районов для оценки возможности их хозяйственного использования очень важны экспедиционные исследования.

Большая часть их характеризует лавинные явления за послед ние годы. Поэтому для получения картины многолетних измене ний режима лавин в том или ином районе они не могут быть использованы с достаточным приближением, хотя дают ясное представление о географии лавин и степени лавинной опас ности.

Наилучшим способом изучения снежных лавин являются стационарные наблюдения. Они позволяют установить особен ности лавинообразования в различных районах. Эти материалы с успехом используются для разработки методики прогноза схода и установления режима лавин.

•... • Однако -экспедиционными и стационарными наблюдениями охвачена далеко не вся территория Кавказа, поэтому для опре деления распространения снежных лавин в неизученных райо нах использовались также материалы сетевых наблюдений гидрометеостапций, постов, снегопунктов, а также, крупномас штабные карты. На основе имеющихся по отдельным районам сведений о лавинах для каждой гидрометеостанции, поста и сне гопуикта района были установлены преобладающая крутизна,.относительная высота склонов, максимальная толщина снежно го покрова, создающие условия для возникновения лавин. Стан ции, посты и снегопункты в неизученных районах с аналогич ными условиями отнесены к пунктам возможного схода лавиш При расчете критической толщины снежного покрова для различных углов наклона склонов были.использованы извест ные формулы А. Г. Балабуева, Г. К. Сулаквелидзе [16] и Д. Н.

-Гонгадзе [68]. Сопоставление фактических толщин снежного покрова с критическими, вычисленными по формулам вышеука занных авторов, показало, что на проанализированных нами горных гидрометеорологических станциях, постах и снегопунктах толщина снежного покрова соответствует расчетной критической и, следовательно, районы, прилегающие к этим пунктам, явля ются лавиноопасными. В табл. 9.1 приведены сведения о крутизне - Таблица 9. Число пунктов с различной толщиной снежного покрова и крутизной склонов Всего пунктвз Крутизна склоноз, град Толщина снега, см % 35-40 40 число 20-25 25-30 30- 10-15 15- 7 5. 7 8 20— 13, 3 26 1 26 16 30— 28, 42 41 31 5 36 50— 157 21. 23 38 1 13 100— 27 13, 23 1 17 18 150— 8. 14 15 11 1 4 200— 8 8, 14 I 250. Всего пунк 147 тов 8. 88. 13,8 20,3 21, 14, 12,1 16, % 1. лавиноопасных склонов, толщине снежного покрова и коли честве пунктов, расположенных в районах возможного схоДа лавин.

Лавиноопасные, склоны с крутизной более 30° характерны д л я 56% всех пунктов';

31% приходится на пункты с крутизной лавиноопасных склонов 20—30° и всего 1,1% с крутизной скло нов 10—15°. Большая крутизна (35—40 и40°) характерна Для • высокогорных районов, а крутизна склонов менее 20° встречает ся в низкогорных районах и на Джавахетско-Армянском на горье.

Наибольшее количество пунктов характеризуется максималь ной толщиной снежного покрова 50—100 см (28,7%) и 100— 150 см (21,7%). Только 5,7% всех пунктов расположено в зоне, где толщина снежного покрова составляет 20—30 см. Несмотря на небольшие толщины снежного покрова эти пункты отнесены к лавиноопасным, так как в районе их снежный покров на под ветренных участках нередко достигает большой мощности, что подтверждается фактическими данными [221].


Приведенные данные характеризуют лавинную опасность в основном в среднегорных районах, на которые приходится более 54% всех пунктов (табл. 9.2). Около 15% пунктов относится к низкогорным и чуть более 30% к высокогорным районам.

Таблица 9. Распределение пунктов по высотным зонам (%) Высота местности, м 5 0 0 5 0 1 — 1 0 0 1 — 1 5 0 1 — 2001— 2501— 3000 Всего 1000 1500 2000 2500 Количество пунктов 21 92 173 236 149 75 6 %.... 2,8 12,2 23,0 31,4 19,8 10,0 0,8 В результате проделанной работы были установлены лави ноопасные районы на территории Закавказья и Дагестанской АССР и нижняя граница распространения лавин. Д л я установ ления нижней границы распространения лавин в остальных районах северного склона Большого Кавказа использованы дан ные М. Ч. Залиханова. Она поднимается до 550 м в западной, 1000 м — в центральной и 1450 м — в восточной части. На юж ном склоне Большого Кавказа эта граница проходит на высоте 50—100 м в западной, 850 м — в центральной [2] и 1400 м — в восточной частях. Нижняя граница распространения лавин на Малом Кавказе проходит соответственно на высотах 100—• 1200—1400 м.

Горные районы, расположенные выше этих отметок, отнесе ны, к лавиноопасным. Однако следует отметить, что лавины ха рактеризуются далеко не одинаковым распространением по тер ритории. Д л я примера можно сравнить распространение лавин в отдельных речных бассейнах. Так, в долине р. Байдара зафик сировано 32 лавинных очага и на каждый километр приходится в среднем 5—б мест схода лавин. В долине р. Клыч зарегистри ровано 116 лавинных очагов, на каждый километр приходится в среднем 12—13 мест схода лавин, Подобных примеров множество.. Различная густота лавинных очагов в отдельных районах территории обусловлена различия ми крутизны и залесенности склонов. По направлению уменьше ния крутизны склонов или по направлению увеличения залесен • ности ^территории уменьшается лавиноопасность. Д л я количест венной характеристики введен коэффициент лавинной опас ности, представляющий отношение площади лавиноопасных участков к общей площади территории, выражается он в долях единицы или в процентах [228]. Коэффициент лавинной опасно сти для каждых 100 м 2 площади рассчитан для Закавказья и Дагестана, для остальной территории северных склонов Боль шого Кавказа расчеты проведены М. Ч. Залихановым с исполь зованием предложенной З а к Н И Г М И методики [87].

Согласно расчетам, наибольшей лавинной опасностью харак теризуется высокогорная зона Большого Кавказа с типично альпийским рельефом. Она охватывает гребневую часть Водо раздельного и Бокового хребтов и отдельные места их отрогов.

Коэффициент лавинной опасности зоны достигает 75—80%. Это значит, что в пределах 75—80% занимаемой территории лавины являются постоянно действующим фактором. Интенсивная ла винная деятельность здесь определяется большой крутизной склонов, обилием снежного покрова и отсутствием лесов. Ла вины наблюдаются в течение всего года. Они выносят большое количество снега на поверхность ледников, играя существенную роль в их питании, способствуют образованию снежников-пере леток в затененных ущельях. Ввиду отсутствия в зоне населен ных пунктов и промышленных объектов лавины представляют опасность в основном для альпинистов и любителей горных вос хождений.

В торных районах, расположенных ниже рассматриваемой зоны, значение коэффициента лавинной опасности заметно уменьшается с понижением абсолютной высоты местности, что связано с увеличением лесистости и уменьшением крутизны склонов. Так, коэффициент лавинной опасности более нижней зоны составляет 50—75%. Эта;

зона занимает сравнительно вы сокогорную часть территории, охватывая в основном геоморфо логическую зону древнего оледенения и верхнюю часть геомор фологической зоны нормальной эрозии. На Большом Кавказе она создает сплошную полосу, захватывая как южные, так и се верные склоны. В районе Закавказского нагорья зона представ лена отдельными пятнами в районах Базумского, Памбакского, Варденисского, Зангезурского, Муровдагскаго хребтов и в вер ховьях р. Тертер. В зоне встречается комплекс гляциальных форм рельефа (цирки, деформированные кары, углубления ни вального происхождения), которые в зимнее время служат сне госборными бассейнами и способствуют образованию мощных лавин, низвергающихся по эрозионным врезам и лоткам. Здесь распространены систематические лавины, частой повторяемости которых способствуют отвесные склоны троговых ущелий. Сход систематических лавин повторяется 3—4 раза за зиму в зависи мости от метеорологических условий. Продолжительность лави ноопасного периода колеблется от 6 до 8 месяцев. Лавины На • носят серьезный ущерб, уничтожая линии электропередачи,, раз рушая перевальные дороги, населенные пункты.

Зона с коэффициентом лавинной опасности 25—50% распо лагается ниже предыдущей. Она тянется сравнительно узкой полосой на Большом Кавказе, охватывает восточные районы Закавказского нагорья и Талышские горы. Большая часть тер ритории этой зоны является потенциально лавиноопасной. Вы рубка и сокращение площади лесов могут увеличить лавинную опасность зоны.

Лавины, зарождающиеся в субальпийском поясе, уничто ж а ю т лесной покров и тем самым в некоторых районах снижают верхнюю границу леса. Повторяемость лавин в этой зоне в ос новном невелика, но они наносят огромный ущерб ввиду боль шой хозяйственной освоенности территории.

В особо снежные зимы здесь возникают катастрофические лавины. Такие случаи имели место 3—14 февраля 1932 г., 3— 11 февраля 1971 г. и 12—20 января 1976 г. В 1976 г. катастро фические лавины охватили низкогорные районы северных и юж ных склонов центральной части Большого Кавказа.

Катастрофические лавины, подобные сошедшим в январе 1976 г. в результате снегопадов, не наблюдались около полу тора веков. Об этом свидетельствует возраст деревьев, уничто женных лавинами (130—140 лет). Особенно большой ущерб ле сам лавинами причинен в бассейнах правых притоков р. Ингу ри-Ненокра и Накра. Так, в бассейне р. Накра было уничтоже но 240 га лесных массивов, а в бассейне р. Ненскра 306 га [107].

Наибольшую часть территории занимают лавиноопасные районы со значениями коэффициента лавинной опасности 0— 25%. Зона охватывает в основном предгорные и низкогорные районы, а также значительную часть среднегорья, преимущест венно на Малом Кавказе. В зоне наблюдаются в основном спо радические лавины, сходящие очень редко (один раз в 5 лет и реже). Они обычно возникают там, где лавины не наблюдаются, поэтому место и время схода их всегда неожиданны, тем самым наносится большой материальный ущерб народному хозяйству, нередко бывают человеческие жертвы. Редкому распростране нию лавин здесь способствуют мягкие очертания рельефа, леси стость и малая повторяемость обильных снегопадов.

• Как известно, лавины представляют собой продукт комплек са природных условий, а наиболее мощным фактором изменения природных условий горных районов является высотная зональ ность. Вследствие этого с высотой изменяются все основные ха рактеристики лавинного режима (частота схода лавин, продол жительность лавиноопасного периода, повторяемость отдельных видов лавин), о чем наглядно свидетельствуют данные табл. 9.3, в которой приводится число случаев схода лавин по месяцам и высотным зонам. Под случаем следует понимать сход лавин при данных метеорологических условиях. Количество же сошедших • Таблица 12. Распределение лавин по месяцам (%) в отдельных высотных зонах Количест во лавин Высотные Всего, v X XI XII I п ш IV VI VII V зоны, м % 4, До 1000 25 1.2 1,6 1, 13, 1000-1500 78 0,7 2,0 6,2 0, 4,5 27, 1500—2000 158 0,5 3,3 5,0 6,3 11,5 1, 0,3 54. 2000—4000 310 0,3 2,5 5,2 6,3 0, 17,8 10,0 1, 10, 100.0 Всего лавин 571 0,3 3,0 9,2 0, 14,5 2 2, 9 37,1 1,0 0, 11, за один случай лавин может быть довольно значительным (бо лее 1000, как это было 11—18 января 1976 г. при обильных сне гопадах).

Наименьшее число случаев схода лавин наблюдается в низ когорных районах (до 1000 м над ур. м.). Сход лавин в этой зоне может наблюдаться в течение трех месяцев (январь — март), причем повторяемость их почти одинаковая, с высотой количе ство случаев схода лавин увеличивается, увеличивается и лави ноопасный период. Наибольшее количество зарегистрированных лавин (54,1%) приходится на высокогорные районы (2000—4000 м над ур. м.). Правда, территория выше 2500 м в лавинном от-, ношении исследована еще недостаточно, и здесь мы располагаем скудными сведениями о сходе лавин, по данным станций Мами сони, Казбеги, в/г и Сулак, в/г. Однако имеющиеся данные сви детельствуют о том, что на высот© 2400 м лавины могут наблю даться уже в течение 8 месяцев (октябрь — май). Повторяе мость схода лавин на одном и том же месте в зависимости от погодных условий составляет 4—10 случаев и более.

В зоне распространения ледников лавины могут сходить в летние месяцы.

В зависимости от метеорологических условий на территории Закавказья установлено два основных вида лавин: снежные ла вины, сход которых наблюдается во время снегопадов, при тая нии снежного покрова, во время выпадения дождя на поверх ность снежного покрова;

и лавины, наблюдаемые при сильных ветрах и резких похолоданиях [222].

Анализ более 400 случаев схода лавин по всей рассматри ваемой территории показал, что 50% из них сходит при снего падах (табл. 9.4). Они наблюдаются в продолжение всего лави ноопасного периода и почти во все эти месяцы преобладают над лавинами других видов. Лишь в апреле и мае их повторяемость несколько уступает повторяемости лавин, сходящих при таянии снега и выпадении дождя. Наибольшее число случаев схода лавин из свежевыпавшего снега приходится на январь, февраль Таблица 12. Повторяемость лавин по видам и по месяцам п XII Условия схода лавин X XI I III V Всего IV VI VII 0, 3 2, 8 5, 0 11.7 11,3 15,0 3, 0 0, 3 0, 3 0, 3 50, В о время снегопада 0, 8 1.7 2. 2 4, 4 8, 3 4, 7 0, 3 22, В о время таяния снега 0,6 0.8 2,0 2,2 5,3 0,6 0,3 11, При метелях При резких похолода 0,8 0,3 1,4 2,Ь 9, 1.6 2, ниях 0, В о время д о ж д я 0, 3 1,1 1,6 2, 5 0, 6 6, 0,3 5, Всего 8,1 117,8 2 1, 8 3 1, 6 13,3 1,2 0, 3 0, 6 100, и март', составляя 38% всех случаев, а остальные 1 2 % — н а другие месяцы.


Лавины, сходящие при таянии снега, составляют 22,4% всех случаев схода лавин. Преобладающее количество их прихо дится на февраль, март и апрель, составляя соответственно 4,4;

8,3 и 4,7%.

Лавины, сходящие в период сильных ветров и метелевого пе реноса снега, составляют 11,8% общего количества рассматри ваемых случаев.. Они наблюдаются во все зимние месяцы, с но ября по апрель, но чаще — в январе (2,0%), в феврале (2,2%) и марте (5,3%). Наименьшее число случаев приходится на ноябрь и апрель (до 0,6%)..

Лавины, связанные с резким понижением температуры воз т духа, в многолетнем разрезе составляют 9,4% общего числа со шедших лавин и могут наблюдаться в продолжение всего хо лодного периода года. Чаще всего они встречаются в высоко горных районах и р е ж е — в среднегорье.

- Наименьшее число лавин сходит в период выпадения дождя на поверхность снега. Повторяемость их составляет 6,4%. Наи более часто они сходят в марте и апреле (1,6—2,5%), а наи меньшая повторяемость, их приходится на декабрь и январь (0,3%).

С высотой местности изменяется не только общая повторяе мость лавин и продолжительность лавиноопасного периода, но и повторяемость лавин по метеорологическим условиям их схо да. Это подтверждается результатами анализа условий схода лавин по высотным зонам.

В низкогорной зоне (до 1000 м) лавины могут сходить в ян варе, феврале и марте, в основном в период снегопадов (1,1%), выпадения дождя на поверхность снега (1,8%) и снеготаяния (0,4%).

,. В зоне 1000—1500 м кроме отмеченных видов наблюдают ся лавины, сходящие в периоды резких похолоданий. Они со ставляют небольшой процент (0,8%) и с-ходят в самый холод ный период зимы — в январе и феврале. Преобладающее боль шинство лавин в зоне приходится. на периоды снегопадов (6,7%), с декабря по март, но наиболее часты они в феврале (2,0%). Лавины, связанные с дождем и снеготаянием, наблю даются здесь почти в продолжение всего лавиноопасного перио да, с декабря по апрель;

повторяемость этих видов лавин состав ляет 2,0—3,1% соответственно.

В зоне 1500—2000 м лавины имеют место с ноября по ап рель. Кроме отмеченных выше видов лавин наблюдаются также лавины из метелевого снега, которые составляют 1,6% общей повторяемости лавин и характерны в основном для наивысшей части зоны и Джавахетско-Армянского нагорья, т. е. для райо нов, лишенных лесной растительности. В зоне сравнительно увеличивается число лавин, сходящих при резких похолоданиях в январе, феврале и марте, что объясняется более продолжи тельным холодным периодом.

Большой процент лавин приходится на сходящие в период снеготаяния, с декабря по апрель;

они составляют 0,4% в янва ре и 6,6% в марте.

Лавины, формирующиеся при выпадении дождя на поверх ность снежного покрова, наблюдаются только в марте и апре ле, составляя 1,1% общего количества лавин.

На зону выше 2000 м приходится около 5%. случаев схода лавин;

заметно увеличивается сход лавин при сильных ветрах вследствие метелевого переноса снега (9,6%) в продолжение всего лавиноопасного периода и даже в летние месяцы в наибо^ лее высокогорной части зоны. Лавины этой категории здесь господствуют в марте, составляя 5% общего количества лавин.

Заметно увеличивается также число лавин, сходящих вслед ствие резкого похолодания с ноября по апрель. Общая повто ряемость лавин этой категории в зоне составляет 5,0%, но наи-^ более часты они в феврале (2,1%) и марте ( 1, 7 % ). Значитель ное количество лавин в зоне приходится и на периоды снего таяния (11,0%), но наибольший процент их связан с радиаци онными оттепелями. Лавины, связанные с выпадением дождя на поверхность снега, наблюдаются только на нижних отмет ках рассматриваемой зоны в продолжение трех месяцев — в марте, апреле и мае (0,4, 1,7 и 0,4% соответственно).

Наиболее распространены в зоне, как и по всей исследуемой территории, за исключением низкогорной зоны, лавины из свеже т выпавшего снега. Они составляют более 20% общего количест ва лавин и наблюдаются в основном в марте.

В результате изложенного можно сделать следующие вы воды:

1. Лавины наблюдаются во всех горных районах исследуе мой территории с высот от 50—100 м (Западная Грузия) до са мой высокой точки Кавказа.

2. Лавиноопасные районы отличаются друг от друга стеле • нью лавйнной опасности. Значительной лавинной опасностью характеризуется высокогорная зона Большого Кавказа. С пони жением высоты местности в связи с увеличением лесистости и преобладания пологих склонов степень лавинной опасности уменьшается.

3. Частота схода лавин в лавиноопасных районах меняется в значительных пределах. Д л я низкогорных и среднегорных районов характерны в основном спорадические лавины, для вы сокогорных — систематические.

4. Зона распространения спорадических лавин наиболее за селена и освоена в хозяйственном отношении. Поэтому сход ла вин здесь причиняет особенно большой ущерб.

5. Сход лавин находится в тесной связи с метеорологически ми условиями. Наиболее распространены лавины, вызванные снегопадами.

6. Лавины в течение зимы распределяются неравномерно, особенно часты они в я н в а р е — м а р т е, составляя 71,2% всех случаев схода.

•7. При продолжительных и интенсивных снегопадах лавины носят катастрофический характер. Они выходят далеко за пре делы обычных границ действия и наносят огромный ущерб на родному хозяйству, уничтожая на больших площадях лесные массивы, вызывая' человеческие жертвы.

10. Паводки и наводнения На территории Кавказа протекает множество горных рек и ручьев, берущих свое начало на южных и северных склонах Главного Кавказского хребта, большие площади которого заня ты ледниками и вечными снегами. Весной и летом в периоды интенсивного таяния в высокогорной зоне, где русла загромож дены крупными валунами и рыхлообломочными материалами, реки превращаются в бурные пенящиеся потоки из-за значи тельных уклонов с большой стремительностью пробиваются вниз, к выходу их на низменность. Осенью, в периоды обильных и интенсивных дождей, реки также заполняются водой, и уро вень их нередко превышает уровень весеннего половодья.

Если в некоторые годы из-за наличия в речных бассейнах небольших запасов снега или выпадения незначительных осад ков паводки на реках проходят спокойно, то в отдельные годы, а местами ежегодно подъем уровня воды настолько велик, что талые воды выступают из берегов, затопляя населенные пункты и прибрежные пространства, занятые сельскохозяйственными угодьями.

В зависимости от условий формирования паводки могут быть: а) талого происхождения весной, достигая катастрофи ческих размеров при интенсивном нарастании температуры воз духа и при обильных дождях в период снеготаяния: б) ливне вого характера в летне-осенний период при высокой интенсив ности осадков;

в) после продолжительных осенних обложных дождей, охватывающих большую территорию речных бассейнов или г) кратковременных, но интенсивных дождей зимой в при брежных районах Черноморской и Прикаспийской низменностях.

Наводнения могут быть вызваны метеорологическими фак торами (температура воздуха, запасы снега в речном бассейне, количество и интенсивность осадков, ветер), гидролого-морфо метрическими условиями (количество воды в реке, скорость течения, заторно-зажорные образования, подпор со стороны во доемов и крупных рек, очертания русла в плане, пропускная • способность русла, высота берегов), а также отсутствием на дежных противопаводковых инженерных сооружений, прорывом запруд, обвальными и оползневыми явлениями и каменными осыпями.

Как правило, не все из ежегодно наблюдаемых половодий и паводков приводят к разрушительным последствиям, многие из них не вызывают наводнений. Катастрофический характер половодья или паводка может быть обусловлен чрезмерной ин тенсивностью снеготаяния, усугубляемой выпадением дождей, накладывающихся на талые воды, или в результате выпадения летом или осенью кратковременных ливневых и интенсивных дождей. В обоих случаях в руслах рек не вмещаются скопивши еся со всего водосбора воды, которые прорывают берега или переливаются через них, затопляя прибрежные пространства и нанося зачастую серьезный материальный ущерб народному хо зяйству.

Катастрофические паводки на реках Кавказа, вызывающие наводнения, отмечались довольно часто в прошлые годы, когда почти вовсе не проводились капитальные инженерные мероприя тия по защите берегов от разливов паводковых вод, не уме щающихся в стесненных руслах или в руслах с низкими бере гами. Одной из важных причин частых катастроф являлось и отсутствие службы информации и предупреждения о наступле нии паводков и половодий, а также прогнозирования этих.яв лении. Действительно, отсутствие предупреждения о надвига ющейся опасности лишало население возможности своевремен но принимать соответствующие меры, чтобы сйасти имущество и избежать человеческих жертв.

Первые сведения в печати о выдающихся паводках, вызвав ших наводнение, относятся к 1839 г.

Газета «Кавказ» сообщает, что вышедшими из берегов р. Куры во дами была затоплена наиболее низкая местность в г. Тбилиси — Пески, что ниже моста им. Бараташвили. Надо заметить, что этот район очень часто, почти ежегодно затоплялся паводковыми водами, также затоплялся при ве сеннем половодье низкий левый берег. (После того, как район Пески был реконструирован, построена набережная с высокими стенками в 30-тых го дах XX столетия, затопления прекратились.) 25 июля 1853 г. в результате проливных дождей в верховьях уровень р. Куры к 11 ч значительно повысился, продолжал повышаться до 4 ч ве чера;

конечно, Пески были затоплены.

При наводнении 28—29 августа 1858 г. разлив воды на Песках был на столько внезапным, что расположившиеся на берегу приехавшие из сел кре стьяне стали его жертвами. Утонуло 13 человек, унесено 10 буйволов, 38 бы ков, 23 арбы, 16 верблюдов, сено, лошади и другое имущество, снесено 4 мельницы.

Один из наиболее катастрофических паводков был отмечен в 1896 г^ Грузинская газета «Иверия» сообщала, что по значительной территории бас сейна почти ежедневно идут проливные дожди;

причем в течение дня по года резко менялась — утром ясное небо, а затем дожди. В результате уровень воды в Куре непрерывно повышался. Газета предупреждала об угрожающем положении и возможном выходе реки из берегов и затоплении • низменных участков. 5 мая уровень поднйлся настолько, что была снесена часть Мадатовского острова, был снесен дом на правом берегу, по Песков-' ской и Десимоновской улицам шли потоки воды, движение конки прекра тилось, люди переплывали улицы на лодках,' нижние этажи домов и под валы были залиты.

10 мая уровень воды в. Куре немного уменьшился, а ночью вновь под нялся;

были целиком затоплены Пески, ортачальские сады, снесены распо ложенные на левом берегу лесопильные заводы и унесены лесоматериалы.

6 мая 1915 г. наблюдалось аналогичное наводнение, несколько уступаю щее описанному выше (1896 г.).

Вообще на всем протяжении р. Кура каждый ее существенный паводок отличался катастрофичностью, затопляя талыми и дождевыми водами при брежные земли и особенно населенные пункты, нанося тем самым огромный материальный ущерб народному хозяйству.

Особенно катастрофические последствия имел паводок в апреле 1968 г.

на территории Грузинской ССР. Бюро Погоды УГМС Грузинской ССР забла говременно дало прогноз паводка, и поэтому он не застал врасплох населе ние. Своевременно были проведены необходимые мероприятия по эвакуации населения и тем самым предотвращены человеческие жертвы.

Как сообщала «Правда» от 24 апреля 1968 г. под водой местами ока зались колхозные и совхозные угодья. Временно прервано железнодорожное и автомобильное сообщение с курортом Боржоми и другими райцентрами республики. Принятыми Правительственной комиссией мерами были ликви дированы последствия наводнения.

В этом же году в результате резкого потепления, вызвавшего стреми тельное таяние снега в горах, и ливневых дождей воды рек Арпа и Нахи чеваньчай затопили села, поля и дороги. Значительно поднялся уровень и на р. Чорохи.

Реки Кура и Араке, выйдя из берегов весною, в нижнем течении раз ливаются на огромном пространстве Кура-Араксинской низменности, обни мающей Муганскую, Мильскую и Ширванскую степи. С целью огражде ния жилищ и посевов от затоплений жители возводили по берегам охрани тельные валы, которые часто прорывали паводки.

На р. Кубань, на участке от впадения р. Лаба до Темрюка, значитель ные площади, огражденные береговыми валами, находились под угрозой наводения. В ряде случаев река при больших паводках не вмещалась между валами и прорывала их. Наиболее показательны паводки в июле 1931 г. и в марте 1932 г., вызвавшие затопление от 108 до 137 тыс. га ценных сельско хозяйственных угодий.

На р. Терек почти ежегодно проходят катастрофические паводки с на воднениями, к числу которых относятся наводнения 1845, 1863, 1884, 1900, 1914, 1931 гг. и др., причем одним из самых сильных было наводнение,1884 г., когда валы прорвались в 15 местах у станиц Щербинская, Каргалин ская Старогладковская, Новогладковская и др. Было затоплено с- Хама мат-юрт вместе с садами, 115 дворов в с. Карлвузен, а также поля и сено косы других селений, а жителей пришлось переселить.

Сохранились сведения о крупном наводнении на р. Сулак в 1895 г., когда пострадали селения Лшатлы и Темираул, а в 1918 г. в результате про рыва реки в районе хутора Неверовский было затоплено и в 1933 г. нахо дились еще под водой до 20 тыс. га земель.

Газета «Правда» от 30 июля 1975 г. сообщала, что ночью в реках Бак саиского ущелья резко повысились уровни воды, что вызвало сильное навод нение в Приэльбрусье. В результате интенсивного таяния ледников от не обычайно жаркой погоды и ливней были переполнены ручьи и малые реки.

Поток высотой в несколько метров мчался вниз, сметая деревья, столбы, раз рушая мосты.

Немедленно городским штабом по борьбе с наводнением были приняты меры по укрощению разбушевавшегося Баксана. В короткий срок была мо билизована необходимая техника и люди, которые ликвидировали последст вия наводнения.

• Катастрофические паводки 4 июля 1903 г. прошли на малых реках чер номорского побережья между Сочи и Хостой. В результате «страшного»

ливня вздулись реки и затопили прибрежные земли, а в г. Сочи, уничтожена большая часть пляжа. На протяжении 14 верст поток глубиной около од ного метра завалил шоссе стволами деревьев и камнями в 20—30 пудов. Обилием осадков, суровостью и исключительной для данного района продолжительностью была зима 1911,г., когда с 3 января до 4 февраля не прерывно падал снег, достигший в отдельных местах высоты около 4 м.

Большие и малые реки покрылись льдом. 4 февраля в связи с резким на ступлением оттепели выпадение снега прекратилось и пошли дожди. В ре зультате талые и дождевые воды пёреполнили русла рек, воды вышли из берегов, затопив слоем воды местами до 2—3 м прибрежные земли в райо нах Поти, Чаладиди, Цхакая и др. Скорость течения рек достигала 4 м/с.

Жители спасались на крышах домов и деревьях, много скота погибло!

В ночь на 11 февраля на Потийском участке Закавказской дороги ввиду размыва в нескольких местах полотна дороги движение было прервано.

Газета «Кавказ» №. 165 в 1903 г. сообщала, что 22 июня около 6 ч.

30 мин. после сильного ливня нахлынувшая с гор вода заполнила весь Даба ханский овраг (р. Легвтахеви, протекает в Ботаническом саду г. Тбилиси);

Аналогичный случай повторился 5/Х-1955 г. в результате проливного дождя.

Вследствие скопления большой массы песка, веток деревьев русло реки на некоторое время было запружено, и воды, прорвавшись, хлынули по одной из улиц, выходящей к Куре, затопили баню. Жертв не было. Расход воды в реке, по расчету автора, составил 100 м 3 /с [213].

Катастрофические явления могут быть • вызваны не только ливнями и талыми водами, но и заторными образованиями льда и шуги на реках. Так, в феврале 1964 г. русло р. Араке в Имишлинском районе, у Баграмтапинской плотины на протяжении около 35 км было забито льдом и шугой, местами достигающими высоты 3 м. Уровень воды повысился на 1,5 м против мак симального. В результате большого скопления льда и шуги затор прорвал старый земляной заградительный вал. От хлынувшей воды создалась угроза затопления предприятий и строений поселка и др.

Аналогично описанным выше случаям можно привести ещё множество примеров катастрофических паводков, прошедших на описываемой территории, однако и перечисленных достаточ но для представления размеров самих паводков и наносимого ими материального ущерба.

Систематическое изучение гидрологического режима кавказ ских рек началось с 20-х годов. З а истекший период наблюде ния проводились на сотнях рек с различными площадями во досборов, а общее количество пунктов, действующих в настоя щее время и существовавших ранее, превысило 1000.

По количеству пунктов и * продолжительности наблюдений на них выделяются главным образом большие реки: Кубань, Терек, Сулак, Кура, Араке, Самур, Риони, Цхенисдкали, режим которых наиболее полно освещен наблюдениями более чем за 40—50 лет. В несколько меньшей степени изучены малые гор ные реки с площадью водосбора до 100 км 2 [215].

Уровенный режим горных рек, истоки которых расположе ны в области ледников и вечных снегов, характерен наличием одного летнего половодья от талых вод, а на реках, зарождаю щихся в предгорьях Кавказа, двух паводков — весной от снего вых вод и летом от выпадения ливневых дождей. " • Несколько своеобразен режим рек Черноморского побе режья и Прикаспийской низменности, где по условиям субтро пического климата паводки, обусловленные интенсивными дож дями [166], возможны и зимой.

Интенсивность подъема уровня воды в период высоких дож девых паводков составляет 35—70 см/сутки, достигая на реках Черноморского и Каспийского побережий 180—200 см/суши:

В связи с резкими подъемами уровней при дождевых павод ках и низкими их значениями в межень годовая амп'литуда колебания уровня за многолетний период достигает значитель ных величин. Так, на р. Мзымта у пос.'Кепш за 28 лет она. со ставила 496 см (1956 г.);

на р. Ингури у с. Хубери за 15 лет 404 см (1967 г.);

на р. Дзирула у с. Цева за 38 лет 455 см (1955 г.);

на р. Арагви у с. Жинвали за 46 лет 453 см (1953 г.);

на р. Кубани у с. Усть-Лабинск за 14 лет 425 см (1944 г.), а у г. Краснодара за 22 года 479 см (1959 г.);

на р. Афипс у стани цы Смоленская за 33 года 697см(1940 г.);

на р. Терек у с. Каз беги за 19 лет 348 см (1953 г.), а у станицы Каргалинская;

за 23 года 303 см (1958 г.);

на р. Баксан у с. Усеньги за 24 года 207 см (1959 г.) [165, 166].,V На реках Малого Кавказа амплитуда уровня за многолетний период характеризуется следующими значениями: на р. Араке у с. Маркара за 15 лет 486 см;

на р. Нахичеваньчай у с. Кара баба за 17 лет 401 см;

на р. Акера у с. Абдаляр за 15 лет 214 см [166].



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.