CC BY
34
МЕТОДЫ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
УДК 551.578.42+УДК 551.321.7
В.Н. Голубев1, М.Н. Петрушина2, Д.М. Фролов3
МЕЖГОДОВЫЕ ВАРИАЦИИ СТРОЕНИЯ СНЕЖНОГО ПОКРОВА НА ТЕРРИТОРИИ РОССИИ
Рассмотрены закономерности формирования стратиграфии снежной толщи и возможность моделирования региональных вертикальных разрезов снежного покрова на основе стандартной метеорологической информации. На примере двух последовательных зимних периодов охарактеризованы межгодовые вариации метеорологических явлений, определяющих режим снегонакопления и интенсивность постседиментационных процессов. Разработан алгоритм составления региональных стратиграфических разрезов снежного покрова и представлены модельные и реальные стратиграфические разрезы снежного покрова.
Ключевые слова: снежный покров, физико-географические условия, осадки, температура, снегопады, оттепели, стратиграфия, дистанционные наблюдения.
Введение. Космическая съемка в видимом диапазоне и режимные наблюдения на сетевых метеостанциях служат основными источниками информации о распространении снежного покрова. Сведения о его водозапасе можно получить при микроволновой космической съемке территории в нескольких диапазонах. Поглощение снегом микроволнового излучения подстилающей поверхности зависит от волнового числа и регистрируется как изменение ее яркостной температуры в ячейках размером около 1000 км2 [4, 12, 17]. Для сухого снежного покрова, не содержащего текстурных неодно-родностей и залегающего на равнинных безлесных территориях, установлены эмпирические соотношения между величиной его водного эквивалента (водозапасом) и различием яркостной температуры. Показатели лесистости (тип растительности, сомкнутость древостоя) для основной части территории умеренных и высоких широт известны, ее влияние на яркостную температуру поверхности может быть учтено введением соответствующего коэффициента [12].
Воздействие снежного покрова на микроволновое излучение подстилающей поверхности зависит от его водозапаса, строения (наличия текстурных неоднородностей) и фазового состава (влажности). В частности, наличие в снежном покрове ледяных прослоев и жидкой влаги может стать причиной занижения водозапаса по сравнению с реальным значением, тогда как присутствие горизонта глубинной изморози приведет к завышенному результату [4, 17]. Особенности строения снежного покрова обусловлены региональными климатически-
ми условиями и их вариациями в текущий зимний сезон. Для большей части территории России доля текстурных неоднородностей в разрезе снежного покрова не может быть охарактеризована заранее, поэтому поступление соответствующей информации позволяет понизить уровень неопределенности при оценке водозапаса. Источником такой информации в настоящее время служат наблюдения на метеостанциях и специальные маршрутные наблюдения. Однако снегонакопление и соответственно толщина, плотность и строение снежного покрова в характерных ландшафтах региона могут отличаться в несколько раз [6], вследствие чего при региональной оценке его водозапаса реальные стратиграфические разрезы приходится трансформировать в некоторый осредненный вертикальный разрез.
Модели эволюции снежной толщи [11, 13, 16, 18, 19], разработанные для прогнозирования лавинной опасности, базируются на текущей метеорологической информации (температура и влажность воздуха, выпадение осадков, скорость ветра, солнечная радиация и пр.), анализе процессов, протекающих в снежной толще (уплотнение, перекристаллизация, таяние), и эмпирических соотношениях между рассчитываемой плотностью снега и его теплопроводностью, вязкостью и другими физическими свойствами. Модели удовлетворительно описывают эволюцию снежной толщи в условиях метеорологической станции, а отмечаемое неполное согласование модельных и измеренных значений объясняется неуниверсальностью эмпирических зависимостей, а также недостаточной изу-
1 Лаборатория снежных лавин и селей, географический факультет МГУ, вед. науч. сотр., докт. геогр. н., e-mail: [email protected];
2 Кафедра физической географии и ландшафтоведения, доцент, канд. геогр. н., e-mail: [email protected];
3 Лаборатория снежныгх лавин и селей, географический факультет МГУ, мл. науч. сотр., e-mail: [email protected]
ченностью процессов метаморфизма и различи-емландшафтных условий и соответственно условий снегонакопления и преобразования снежной толщи [10, 15].
В статье рассмотрены закономерности формирования стратиграфии снежной толщи и возможность моделирования региональные вертикальных разрезов сезонного снежного покрова на основе стандартной метеорологической информации. Такие разрезы призваны представлять строение снежного покрова, характерное для текущего зимнего периода, т.е. согласованное с региональным режимом снегонакопления и интенсивностью постседи-ментационных процессов.
Основные положения. Стратиграфия снежной толщи (число и толщина горизонтов снегонакопления, ледяных, ветровых и радиационных корок, слоев разрыхления и глубинной изморози) формируется под воздействием комплекса метеорологических явлений. Анализ рядов метеорологических данных (атмосферное давление, температура, осадки, скорость ветра, толщина снежного покрова) позволяет установить частоту и периодичность возникновения синоптических ситуаций, когда интенсивность и продолжительность выпадения осадков (снегопады), ветра, оттепелей и резких перепадов температуры превышают некоторые критические значения. В этих случаях под воздействием перечисленных метеорологических явлений возникают характерные особенности строения снежного покрова.
Слои снегонакопления. При выделении слоев снегонакопления было принято, что два или несколько следующих один за другим периодов выпадения осадков с интенсивностью более 0,01 г/см2 в сутки образуют единый слой снегонакопления, если перерыв между выпадением осадков составлял не более 2 сут, температура воздуха в течение этого перерыва не превышала 0°С, а средняя скорость ветра — 10 м/с. При меньшей интенсивности выпадения твердых осадков формирование отдельного слоя маловероятно, поскольку во всех климатических зонах России такое количество све-жевыпавшего снега испаряется за срок менее суток [3, 5, 7]. Частота (число за сезон) стратиграфически значимых снегопадов и среднее количество выпавшего во время снегопада снега, выраженное в водном эквиваленте, определяют число и среднюю толщину слоев снегонакопления, являющихся основными элементами стратиграфии снежного покрова. Изменение толщины слоев снегонакопления происходит вследствие вязкого уплотнения снега под воздействием усилия, дискретно изменяющегося после очередного периода выпадения осадков [16, 18]. Слои снегонакопления отличаются от соседних структурой снега, плотностью и другими физическими свойствами. Разграничение слоев подчеркивается образующимися во время
или вскоре после седиментации текстурными неод-нородностями.
Текстурные неоднородности. При скорости ветра более 10 м/с на поверхности снежного покрова образуется слой из плотно упакованных обломков зерен (ветровая корка). Интенсивность уплотнения снега в ветровой корке составляет около 10% его первоначальной плотности за сутки ветрового воздействия [5]. При регулярном воздействии сильного ветра, что характерно для зон тундры и степи, средняя плотность снежного покрова может достигать 300—400 кг/м3. Ветровые корки толщиной 1—2 см сохраняются в снежной толще в течение всего зимнего сезона, подразделяя ее на горизонты, включающие один или несколько слоев снегонакопления.
В антициклональных условиях под воздействием солнечной радиации, подповерхностного таяния и последующего смерзания зерен, а также при кратковременном повышении температуры воздуха до 0°С на поверхности отложенного снега возникают тонкие слои смерзшихся зерен снега (радиа-ционно-режеляционные корки) [1].
Последующие снегопады захоранивают эти текстурные неоднородности, разграничивающие слои снегонакопления. Физические свойства корок (плотность, водо- и воздухопроницаемость, температуропроводность и др.) отличаются от свойств снега в слоях снегонакопления, вследствие чего корки часто служат причиной формирования в снежном покрове вторичной слоистости [7, 8].
Вторичная слоистость. Формирование эпигенетических текстурныгх неоднородностей внутри снежной толщи, таких, как фирново-ледяные корки и слои разрыхления, связано с термическим режимом — с высокими градиентами температуры, возникающими в снежном покрове при резких перепадах температуры воздуха в области отрицательных значений, и с оттепелями.
Различие теплопроводности снега и подстилающего грунта и зависимость теплофизических свойств снега от плотности являются причиной изменения интенсивности миграции водяного пара и формирования горизонтов разрыхления на подошве снежной толщи и на границах слоев с разной плотностью [2]. Значительные градиенты концентрации водяного пара, возникающие в снежном покрове при понижении температуры воздуха на 10—20°С за 3—4 дня, интенсифицируют эти процессы. Толщина горизонта разрыхления определяется средней зимней температурой воздуха и частотой резких перепадов температуры. При средней температуре снежной толщи —(7^12)°С и градиенте температуры в ней более 20 К/м интенсивность массопере-носа превышает 10-2 г/см2 -сут и слои разрыгхле-ния формируются за 6—30 дней, что может стать причиной более интенсивного поглощения микроволнового излучения [4, 6, 12, 14, 15].
Таяние поверхностных слоев снега во время оттепелей происходит с интенсивностью, соответствующей 0,3 г воды на градусо-день положительной температуры. Инфильтрация талой воды в слои снега, имеющие отрицательную температуру, и формирование при ее повторном замерзании пористой ледяной породы (ледяных корок) ведут к уплотнению снежного покрова и резкому уменьшению его толщины (оседанию) [7, 8, 12, 14, 20]. Толщина таких фирново-ледяных прослоев зависит от количества талой воды, а плотность может превышать плотность снега более чем в 3 раза. Первичные текстурные неоднородности во многом определяют распределение ледяных корок, поскольку ветровые корки в силу их мелкозернистости имеют более высокую водоудерживающую способность, чем соседние снежные горизонты, а радиа-ционно-режеляционные корки могут задерживать сток небольших объемов талой воды, способствуя тем самым формированию более массивных ледяных корок [7, 8, 20]. При длительной оттепели, способной прогреть всю снежную толщу до 0°С, возможен сток части талой воды в грунт, величина которого определяется как разница между объемом талой воды и водоудерживающей способностью снежного покрова.
Многолетние изменения климатических условий сопровождаются их межгодовыми вариациями, обусловленными периодической сменой преобладающего типа атмосферных циркуляционных процессов [10]. Во второй половине XX столетия положительный тренд температуры холодного периода на территории Северной Евразии составил 0,032°С/год, суммы зимних осадков — 0,8 мм/год, толщины снежного покрова — 0,12 см/год. Средние значения межгодовых вариаций температуры в этот период были равны 1,5°С, осадков — 10 мм, толщины снежного покрова — 2 см. Максимальные значения аномалий достигали 3°С, 30 мм и 7 см соответственно, что более чем на порядок превышает величину трендовых изменений. Соотношения между трендовыми изменениями температуры воздуха и суммы осадков, толщины снежного покрова и их межгодовыми вариациями имеют один порядок величины, что позволяет рассматривать межгодовые аномалии характеристик сезонного снежного покрова в качестве прообраза возможной реакции его на грядущие климатические изменения. Трендовые и межгодовые изменения температуры воздуха, суммы осадков предполагают соответствующие вариации частоты снегопадов и сильных ветров, перепадов температуры и оттепелей, что находит свое отражение и в ежегодных изменениях толщины и строения снежного покрова.
Обсуждение результатов. Моделирование региональных вертикальных разрезов сезонного снежного покрова может базироваться на картографических материалах, интерполирующих данные метеостанций
о температуре, осадках, толщине снежного покрова, интенсивности и частоте снегопадов, оттепелей, сильных ветров, перепадов температуры и пр. Вариации климатических условий и толщины снежного покрова на территории России в зимние периоды (ноябрь—март) 2004/05 и 2005/06 гг. относительно средних многолетних значений охарактеризованы по информации 37 метеорологических станций с непрерывными рядами данных в период 1961—1990 гг., который был выбран для оценки средних многолетних значений. Показанные на рис. 1 отклонения средней зимней температуры (а и б), суммы зимних осадков (г и д) и толщины снежного покрова (ж и з) от средних многолетних за 1961—1990 гг. и различия их в анализируемые зимние периоды между собой (в, е и и) были на уровне стандартных вариаций.
Выбранные станции расположены на территории России в разных географических зонах (со средним расстоянием между ними около 5° по широте и 8° по долготе), что позволяет использовать эти данные для создания необходимого картографического материала и последующего моделирования характерных стратиграфических разрезов снежного покрова.
Вариации температуры. Зимние периоды 2004/05 и 2005/06 гг. характеризовались на большей части России положительными аномалиями температуры воздуха по сравнению со средним многолетним значением. Наиболее высокие положительные аномалии отмечены на побережье Северного Ледовитого океана. Однако в центральной части европейской территории России (ЕТР), в южной части Западной и Средней Сибири и на Дальнем Востоке в эти годы отклонения не были зафиксированы или происходило похолодание (рис. 1, а, б, в).
В зимний сезон 2004/05 г. средняя температура воздуха на территории России превысила многолетнее значение почти на 1,5°С, а в 2005/06 г. — только на 0,8°С, понизившись относительно предыдущей зимы 2004/05 г. на 0,7°С. Положительные аномалии средней зимней температуры в регионах "потепления" в среднем не превышали 1,5—2°С, но увеличивались до 5°С на севере Восточной Сибири. Отрицательные аномалии в районах "похолодания" составляли около 0,5°С, достигая 1,5°С на восточном побережье Камчатки и Чукотки. Области повышения и понижения температуры в 2005/06 г. находились там же, где и в 2004/05 г. Однако площадь территорий, охваченных похолоданием, увеличилась в несколько раз, при этом на ЕТР температура понизилась относительно средней многолетней на 0,5—1°С, а в Средней Сибири и на Дальнем Востоке — на 2°С. Площадь областей, где тенденция к потеплению сохранилась, сократилась почти вдвое, а значения положительных аномалий понизились на 0,5—1,5°С. Область максимальных положительных аномалий по-прежнему
AT, °C Г~1
-(4+2,5) -(2,5-1,5) -(2,5-1,5) -0,5-0,5 Ш 0,5-1,5 ■ 1,5-2,5 — 2,5-4 >4
станции
I <50
I -(504-25) | -(25-l~
AP, MM [77] -10-10 ПТП 10-25 1ГТТТТП 25-50 Ml >50 • станции
ЦЦ -(25-15) В -(15-5) АН, см [—]
Ш5-15 ] 15-25 ] >25 станции
Рис. 1. Аномалии средней температуры (I), суммы осадков (II) и толщины снежного покрова (III) в зимние периоды 2004/05 г. (а, г, ж) и 2005/06 г. (б, д, з) относительно
многолетних значений и межгодовые изменения этих показателей (в, е, и) на территории России
находилась на севере Восточной Сибири, но ее площадь и сами аномалии также уменьшились.
Вариации осадков. В 2004/05 г. сумма зимних осадков на территории России в среднем была выше многолетних значений на 11 мм. В 2005/06 г. средняя по России сумма зимних осадков, как и средняя зимняя температура, была выше многолетней, но превышение составило лишь 7 мм, т.е. было на 4 мм меньше, чем в сезон 2004/05 г. Максимальные значения положительных аномалий (до 40—60 мм) отмечались в центральной и северной части ЕТР, на части Западной Сибири, а также на побережье Охотского моря. Отрицательные аномалии в 20—50 мм были приурочены к районам "похолодания" (юг Западной и Средней Сибири) (рис. 1, г, д, е).
В целом зимний сезон 2005/06 г. был более холодным и менее снежным, чем сезон 2004/05 г. Распределение зон, в пределах которых отклонения современных климатических условий от многолетних значений имели разный знак ("потепление" и "похолодание"), можно охарактеризовать как чередование долготно-меридиональных секторов, совпадающих в основном с расположением крупных форм рельефа. Однако величины и даже знак межгодовых изменений в пределах секторов "потепления/похолодания" не были одинаковыми.
В холодную зиму 2005/06 г. средняя температура воздуха на значительной части ЕТР, Западной и Средней Сибири, в Приморье и на Дальнем Востоке понизилась на 0,5—3°С относительно теплой зимы 2004/05 г. Вместе с тем на побережье Северного Ледовитого океана, а также на части Восточной Сибири и Приуралья температура воздуха повысилась даже по сравнению с предшествовавшей теплой зимой на 0,5—3°С.
В зонах межгодового похолодания сумма зимних осадков уменьшалась относительно 2004/05 г. на 25—60 мм, а в зонах потепления повышалась почти на такую же величину. Зимой 2005/06 г. зоны похолодания занимали по сравнению с зимой 2004/05 г. большую часть территории России, что и нашло отражение в понижении средней зимней температуры (на 0,7°С) и суммы осадков (на 4 мм). При этом суммы зимних осадков в холодную зиму 2005/06 г. возрастали относительно многолетних при отрицательных аномалиях температуры в регионах, где средние многолетние значения составляли 0^—5°С, а также при положительных аномалиях в зонах со средней многолетней температурой ниже —10°С.
Вариации толщины снежного покрова. В 2004/05 г. толщина снежного покрова в максимум снегонакопления уменьшалась по сравнению с многолетней на 5—15 см на побережье Северного Ледовитого океана, в Приуралье и на большей части ЕТР. Полосы увеличения толщины снежного покрова на 10—30 см находились в полярных и умеренных
широтах Восточной Сибири, на Камчатке и юге Западной Сибири (рис. 1).
В более холодную зиму 2005/06 г. почти на всей территории умеренных и полярных широт России толщина снежного покрова уменьшилась на 10—30 см. Особенно значительным снижение толщины было на севере Приуралья, в Восточной Сибири, на Камчатке и побережье Охотского моря. Полоса увеличения толщины снежного покрова в зиму 2005/06 г. сместилась к югу Сибири с максимумом до 30 см в Дальневосточном регионе (рис. 1, ж, з, и).
Положительные и отрицательные аномалии толщины снежного покрова в эти зимы находились в секторах и похолодания и потепления, что указывает на зависимость толщины снега не только от суммы зимних осадков, но и от других факторов, прежде всего от температуры. Так, при повышении температуры интенсивность оседания снежного покрова возрастает вследствие большей интенсивности вязкого уплотнения снега и частичного таяния его [7, 8, 13, 16, 18].
Текстурные неоднородности. Теплой зимой 2004/05 г. частичное таяние снежного покрова на большей части ЕТР привело к увеличению доли ледяных корок в разрезе снежной толщи, что сопровождалось уменьшением толщины снежного покрова при одновременном повышении суммы осадков.
В зимний период 2005/06 г. межгодовое понижение температуры, суммы осадков и толщины снежного покрова происходило практически на всей территории России, за исключением юга Сибири и Дальнего Востока. На большей части Западной и Восточной Сибири одновременное уменьшение суммы осадков на 10—50 мм, толщины снежного покрова на 10—30 см и понижение средней зимней температуры на 1—3°С привело к увеличению градиентов температуры в снежном покрове, интенсификации перекристаллизации снега и к формированию горизонтов разрыхления и глубинной изморози.
Стратиграфия снежного покрова. Максимальные значения водного эквивалента (до 30 мм) снегопадов, их частоты (до 21) и соответственно числа слоев снегонакопления приурочены к зонам активной циклонической деятельности (широкая полоса от побережья Баренцева и Балтийского морей к югу Западной и Средней Сибири, побережье Северного Ледовитого океана, регионы Камчатки и Дальнего Востока) (рис. 2, а, б, в). В зонах преимущественного развития антициклональных условий (регионы Восточной Сибири) частота снегопадов, их водный эквивалент и число слоев снегонакопления уменьшаются вдвое. При одинаковом межгодовом изменении суммы осадков на 20—50 мм в зимы 2004/05 и 2005/06 гг. частота снегопадов в Западной Сибири уменьшалась от 16—18 до 10—12, а в Приуралье увеличивалась с 12—14 до 20. При этом среднее по России число снегопадов, их
Рис. 2. Частота снегопадов (I), оттепелей (II), резких изменений температуры (III) и отношение частоты оттепелей к снегопадам (IV) в зимние периоды 2004/05 г. (а, в, д, ж) и 2005/06 г. (б, г, е, з) и межгодовые изменения частоты снегопадов (и) и оттепелей (к)
средняя продолжительность и водный эквивалент практически не изменились, составляя 14—15 снегопадов за сезон при продолжительности снегопада около 2 дней и водном эквиваленте 9,5 мм. Анализ процесса снегонакопления в эти зимние сезоны позволяет охарактеризовать распределение снегопадов по диапазонам водного эквивалента (0—5, 5—10, 10—15, 15—25, >25 мм) следующим выражением:
щ = Л^-т,
где пI — доля снегопадов в 1-м диапазоне с водным эквивалентом Л — региональный коэффициент, зависящий от суммы зимних осадков; т — показатель степени, равный 1—1,5.
Суммарная продолжительность интервалов без выпадения осадков зимой 2004/05 и 2005/06 гг. достигала на территории России в среднем 70% зимнего периода с максимумом в 85—90% в Восточной Сибири. Суммарные потери на испарение в эти интервалы составляли не менее 1—1,5 г/см2, но могли на порядок увеличиваться при средней скорости ветра более 6 м/с. Средняя продолжительность интервалов между снегопадами составляла 10 сут, и на поверхности снежного покрова за этот период могли формироваться радиационно-ре-желяционные корки толщиной 1—2 мм. Такие корки, как и ветровые, сохраняются в снежной толще, подразделяя ее на горизонты, включающие один или несколько слоев снегонакопления.
Число дней со скоростью ветра более 10 м/с в тундровой зоне на побережье Северного Ледовитого океана (Диксон, Тикси) и на Дальнем Востоке в зимние периоды 2004/05 и 2005/06 гг. достигало 40—80, а средняя плотность снежного покрова составляла 400—450 кг/м3. На расстоянии 100 км и более от побережья (Салехард, Хатанга, Нарьян-Мар) число таких дней уменьшилось до 3—20 за сезон, а средняя плотность снежного покрова — до 250—300 кг/м3. В других ландшафтных зонах ветровые корки, разграничивая горизонты снегонакопления, не оказывают заметного влияния на среднюю плотность снежного покрова. В степной зоне (Саратов, Ставрополь, Барнаул) число дней с сильными ветрами вновь увеличивается до 30 за сезон, однако при высокой средней температуре зимнего периода, предполагающей периодическое частичное таяние снежного покрова, ветровая составляющая становится малосущественной по сравнению с воздействием оттепелей.
Повышенная частота оттепелей, как и снегопадов, приурочена к зонам активной циклонической деятельности, пересекающим секторы относительного "потепления" и "похолодания" (рис. 2, г, д, е). В 2004/05 г. оттепели случались чаще (до 8—10 за зимний период) и были более интенсивными (5 гра-дусо-дней и более) в западных и южных районах ЕТР, на юге Западной и Восточной Сибири, а также на Дальнем Востоке и Камчатке. В 2005/06 г.
при межгодовом понижении температуры и осадков частота и интенсивность оттепелей несколько понизились в "холодных" и возросли в "теплых" секторах.
Полная перекристаллизация снежного покрова и формирование слоя глубинной изморози толщиной 10—20 см происходит при частоте резких перепадов температуры, равной 15—25 за сезон (северная и центральная части Западной и Восточной Сибири, Забайкалье) (рис. 2, ж, з). На остальной части Сибири и Дальнего Востока, а также в Приуралье частота перепадов температуры снижается до 5—10, однако степень перекристаллизации и здесь остается высокой вследствие экспоненциального возрастания интенсивности массопере-носа при повышении температуры снежной толщи [11, 16]. Горизонт перекристаллизации толщиной 5—10 см в 2004/05 г. мог формироваться на территории к востоку от Приуралья, а в 2005/06 г. распространяться также на север ЕТР.
Возможное число ледяных корок в снежной толще и степень ее режеляционной перекристаллизации можно охарактеризовать такими показателями, как отношение частоты оттепелей к частоте снегопадов и отношение суммарного количества талой воды, образовавшейся во время оттепелей (мм/см2), к сумме осадков (рис. 2, и, к). При количестве талой воды более 20% от суммы твердых осадков и частоте оттепелей, равной или превышающей частоту снегопадов (западная и южная части ЕТР и юг Западной Сибири), снежный покров претерпевает интенсивную инфильтрационную перекристаллизацию со стоком около 10% талой воды в подстилающий грунт, что может привести к образованию на его поверхности фирново-ле-дяного слоя. При отношении частоты оттепелей к частоте снегопадов, равной 0,3—1, и доле талой воды 12—20%, близкой к средней водоудерживаю-щей способности снега (15% [1, 8]), основная часть разреза снежного покрова сложена смерзшимся крупно- и среднезернистым снегом (большая часть ЕТР и Урала). В этом случае число горизонтов в разрезе снежной толщи обычно меньше числа снегопадов, а суммарная масса ледяных прослоев, маркирующих границы горизонтов, составляет до 25% водозапаса снежной толщи. При отношении частоты оттепелей к частоте снегопадов в диапазоне 0,1—0,3 и доле талой воды 5—12% в снежном покрове могут присутствовать горизонты смерзшегося снега и пористые ледяные корки, число которых близко соответствует частоте оттепелей (южная и западная части Западной Сибири, юг Восточной Сибири и Приморье). При частоте оттепелей менее 0,1 и доле талой воды менее 5% снежный покров сложен горизонтами зернистого снега с редкими режеляционными корками (основная часть Восточной Сибири).
Моделирование региональных разрезов снежного покрова проведено на основе показанных на
рис. 1 и 2 региональных (зональных и секторных) показателей климатических условий и частоты стратиграфически значимых метеорологических явлений в зимний период (аномалии температуры и осадков, толщина снежного покрова, частота снегопадов, оттепелей, сильных ветров, перепадов температуры). Алгоритм построения регионального стратиграфического разреза включает несколько последовательных этапов:
1) разделение снежного покрова, толщина которого отвечает региональному значению (рис. 1, ж, з, и), на слои снегонакопления согласно частоте снегопадов (рис. 2, а, б, в) и с учетом распределения их по интенсивности (водному эквиваленту);
2) выделение горизонтов снежной толщи, включающих один или несколько слоев снегонакопления, на основе: а) повторяемости и продолжительности ветрового воздействия, ведущего к формированию ветровых корок; б) повторяемости и интенсивности оттепелей, способных привести к формированию фирново-ледяных корок на всех или части ветровых и радиационных корок (рис. 2, г, д, ё);
3) выделение горизонта разрыхления (глубинной изморози) согласно данным о частоте перепадов температуры (рис. 2, ж, з).
Показанные на рис. 3, а модельные разрезы снежного покрова, формировавшегося в 2004/05 и 2005/06 гг. в разных географических зонах Рос-
сии, демонстрируют межгодовые вариации и региональные различия стратиграфии снежного покрова. Горизонты разрыхления, ледяные и ветровые корки на модельных разрезах не привязаны хронологически к определенным оттепелям или периодам ветрового воздействия. Они лишь характеризуют наличие в снежном покрове текстурных неоднородностей, способных оказывать соответствующее влияние на поглощение микроволнового излучения и тем самым на достоверность дешифрирования этим методом водозапаса снежного покрова. Межгодовые вариации строения снежной толщи определяются аномалиями климатических условий текущего зимнего периода при сохранении характерных особенностей строения (число горизонтов, наличие слоев разрыхления, ветровых и ледяных корок), отвечающих региональным (зональным и секторным) показателям зимних климатических условий.
Так, в регионах с умеренно континентальным климатом снежный покров обычно содержит множество горизонтов и текстурных неоднородностей, а для регионов с континентальным климатом более характерна однородная снежная толща, сложенная перекристаллизованным снегом [6, 9]. Модельные разрезы — при всей их схематичности — имеют практически все характерные особенности реальных разрезов снежной толщи, зафиксированные
Рис. 3. Модельные разрезы снежного покрова на европейской территории России, в Восточной Сибири, на Камчатке (а) и реальные стратиграфические колонки снежной толщи на метеостанциях Саратова, Якутска и Петропавловска-Камчатского (б) в максимум снегонакопления в 2004/05 и в 2005/06 гг.: 1 — свежевыпавший снег; 2 — мелкозернистый снег; 3 — среднезернистый снег; 4 — крупнозернистый снег; 5 — ограненные кристаллы; 6 — пустотные и сплошные кристаллы глубинной изморози; 7 — смерзшиеся кристаллы глубинной изморози; 8 — ледяные корки; 9 — радиационно-режеляционные корки; 10 — ветровые корки
при натурных исследованиях (рис. 3, б): толщину и интегральную плотность снежного покрова, число и суммарную толщину ледяных корок, горизонты крупнозернистого перекристаллизованного снега как некоторой стадии формирования глубинной изморози.
Заключение. Снегонакопление (формирование снежной толщи) происходит за счет снегопадов, частота и интенсивность которых определяют число и толщину снежных горизонтов, а возникновение текстурных неоднородностей связано в основном с ветровым и термическим режимом зимнего периода. Межгодовая изменчивость проявления и интенсивности этих метеорологических явлений предполагает межгодовые вариации толщины и строения снежной толщи.
При дистанционной оценке регионального во-дозапаса снежного покрова необходимы сведения
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гляциологический словарь / Под ред. В.М. Котлякова. Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
2. Голубев В.Н., Ермаков А.Н. Некоторые особенности миграции водяного пара на границе снежного покрова с подстилающими грунтами // МГИ. 1992. Вып. 73. С. 195-201.
3. Голубев В.Н., Сократов С.А. Испарение снега в изотермических условиях // Там же. 1992. Вып. 72. С. 205-214.
4. Голубев В.Н., Гусева Е.В., Ушакова Л.А. и др. Задачи и перспективы исследования физических процессов в снежном покрове // Там же. 1990. Вып. 68 С. 26—35.
5. Дюнин А.К. Механика метелей. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1963.
6. Коломыц Э.Г. Структура снега и ландшафтная индикация. М.: Наука, 1976.
7. Кузьмин П.П. Физические свойства снежного покрова. Л.: Гидрометеоиздат, 1957.
8. Кузьмин П.П. Формирование снежного покрова и методы определения снегозапасов. Л.: Гидрометеоиздат, 1960.
9. Петрушина М.Н., Голубев В.Н. Закономерности и особенности пространственно-временного распределения структуры снежного покрова в Северной Евразии (на примере 2004/05 гг.) // Геопространственные системы: структура, динамика, взаимосвязи: Тр. 12-го съезда Русского географического общества. Т. 2. СПб., 2005. С. 137—140.
10. Попова В.В., Кренке А.Н. Связь многолетних колебаний толщины снежного покрова в Северной Евразии с крупномасштабной атмосферной циркуляцией // МГИ. 2004. Вып. 94. С. 25—33.
11. Bader H.P., Weilenmann P. Modelling temperature distribution, energy and mass flow in a (phase-changing) snow-
о стратиграфии снежного покрова и наличии в ней текстурных неоднородностей, особенно таких, как фирново-ледяные корки и горизонты разрыхления. Моделирование региональных разрезов снежного покрова на основе картографического обобщения информации о частоте и интенсивности характерных метеорологических явлений зимнего периода позволяет получать сведения, необходимые для оценки его водозапаса.
Модельные региональные разрезы отражают лишь воздействия комплекса метеорологических условий и не учитывают хронологию и мелкомасштабные пространственные вариации процессов снегонакопления и постседиментационного преобразования, обусловленные изменчивостью ландшафтных условий и особенностями атмосферной циркуляции на мезо- и микроуровнях.
pack. I. Model and case studies // Cold Reg. Sci. Technol. 1992. Vol. 20, N 2. P. 157-181.
12. Barry R.G., Fallot J.-M, Armstrong R.L. Twentieth-century variability in snow-cover conditions and approaches to detecting and monitoring changes: status and prospects // Progress in Phys. Geogr. 1995. Vol. 19, N 4. P. 520-532.
13. Brun E, David P., Sudul M, Brunot G. A numerical model to simulate snow-cover stratigraphy for operational avalanche forecasting // J. glaciol. 1992. Vol. 38, N 128. P. 13-22.
14. Fallot J.-M., Barry R.G., Hoogstrate D. Variations of mean cold season temperature, precipitation and snow depth during the last 100 years in the former Soviet Union (FSU) // Hydrol. sci. J. 1997. Vol. 42, N 3. P. 301-327.
15. Fierz Ch. Field observation and modelling of weak-layer evolution // Ann. glaciol. 1998. Vol. 26. P. 7—13.
16. Guseva E.V., Golubev V.N. Thermomechanical mathematical model of the formation of the structure and properties of the snow cover // GeoJournal. 1989. Vol. 19, N 2. P. 193—200.
17. Josberger E.G., Mognard N.M. A passive microwave snow algorithm with a proxy for snow metamor-phism // Hydrol. Process. 2002. Vol. 16. P. 1557—1568.
18. Kominami Y, Endo Y, Niwano S., Ushioda S. Viscous compression model for estimating the depth of new snow // Ann. Glaciol. 1998. Vol. 26. P. 77—82.
19. Lehning M., Bartelt P., Brown B. et al. Snowpack model calculations for avalanche warning based upon a network of weather and snow stations // Cold Reg. Sci. Technol. 1999. Vol. 30, N 1—3. P. 145—157.
20. Pfeffer W.T, Humphrey N.F. Formation of ice layers by infiltration and refreezing of meltwater // Ann. Glaciol. 1998. Vol. 26. P. 83—91.
Поступила в редакцию 05.06.2008
V.N. Golubev, M.N. Petrushina, D.V. Frolov
INTER-ANNUAL VARIATIONS OF THE SNOW COVER STRUCTURE
WITHIN THE TERRITORY OF RUSSIA
Regularities of snow cover stratification are discussed, as well as possibilities of modeling regional vertical profiles of snow cover on the basis of standard meteorological information. Using two successive winter periods as an example inter-annual variations of meteorological phenomena were described, which govern the regime of snow accumulation and the intensity of post-sedimentation processes. An algorithm of modeling the regional stratigraphical profiles of snow cover is suggested; both true and modeled stratigraphical profiles of snow cover are presented.
Key words: stratification of snow cover, true and modeled stratigraphical profiles of snow cover.
