Лёд и Снег, 2023, T. 63, № 1, стр. 71-84

ВВЕДЕНИЕ

Наледи подземных вод – своеобразная форма сезонного, а в ряде мест и многолетнего конжеляционного оледенения земной поверхности. Они давно привлекают внимание исследователей и специалистов-практиков, прежде всего, как естественные ресурсы воды и льда, индикаторы водообменных циклов и опасные явления природы. Основная часть гигантских наледей-тарынов расположена в горных районах криолитозоны, поэтому их изучение сопряжено с большими трудностями. В региональном масштабе оно возможно лишь с помощью дистанционных методов исследования.

Первая крупномасштабная работа по систематизации сведений о гигантских наледях проведена в 1940–1950 гг. на Северо-Востоке СССР. В её задачи входили: аэровизуальная съёмка территории; дешифрирование наледей по собранному материалу; определение размеров наледных полян и их характеристик (площадь, длина, ширина, площадь льда на дату снимка); картирование полученных материалов. Окончательно работа завершена и опубликована в 1958 г. А.С. Симаковым и З.Г. Шильниковской в виде карты и кадастра наледей Северо-востока СССР, в которых помещена информация о 7448 ледяных массивах площадью от 0.01 до 81.1 км² (Симаков, Шильниковская, 1958; Шильниковская, 1958). Эти материалы сыграли важную роль в оценке ресурсов подземных вод Северо-Востока, связи динамики формирования наледей с многолетней мерзлотой, рельефом, речной сетью, метеорологическими условиями и другими факторами (Гидрогеология…, 1972; Толстихин, 1974; Соколов, 1975; Корейша, 1991). В монографиях “Гидрогеология СССР” приведена оценка запасов подземных вод для разных территорий, основанная в том числе на данных об объёмах наледей подземных вод (Гидрогеология…, 1972). Так, динамические запасы наледного льда, образующегося при намораживании родниковых вод на территории России, оцениваются в 50 км³ (Алексеев и др., 2021), что составляет 45 км³ воды. Эта величина соизмерима с объёмом крупнейших по площади водохранилищ в стране. Актуален вопрос уточнения наледных ресурсов в современном климате, в том числе, на основе натурных наблюдений.

Изучению наледей посвящено множество работ, как российских, так и зарубежных, но большинство полевых наблюдений ограничиваются единичным обследованием ледяного поля, некоторые работы продолжаются в течение 3–5 лет (Шульгин, 1968; Шепелев, 1972–1973; Кравченко, 1981; Yoshikawa, 2007, Gagarin et al., 2020). Это связано со сложностью их реализации в суровых климатических условиях. Результаты исследований составляют сведения о площади оледенения, рядах метеорологических данных, анализ проб воды и льда на гидрохимический и изотопный состав. Ключевые параметры – дебит источников, формирующих наледь и объём образовавшегося льда часто остаются неизученными, хотя и представляют значительный интерес. Эти сведения могут применяться для расчета запасов подземных вод, оценки роли наледей в формировании речного стока и других задач.

Анмангындинский тарын – единственный в мире наледный полигон, где динамика наледных процессов изучалась в течение 30 лет, начиная с 1962 г. В отдельные годы ледяной массив перелетовывал, то есть часть льда не стаивала и включалась в очередной цикл намораживания. По своим морфологическим характеристикам и условиям формирования тарын признан репрезентативным для всей горной части Северо-Востока России (Толстихин, 1974). Наблюдения на полигоне проводились сотрудниками специально созданной гидрографической партии Колымского управления Гидрометеорологической службы СССР (Магадан). Основная цель исследований в указанный период заключалась в изучении процессов наледного регулирования подземного и речного стока. Для этого измерялись площадь и объём наледи, уровень и расход воды в створах выше и ниже наледной поляны, отбирались пробы воды на гидрохимический анализ, фиксировались сопутствующие мерзлотные явления. Материалы многолетних наблюдений обобщены в работах (Букаев, 1969; Лебедев, 1969; Лебедев, Ипатьева, 1980, Алексеев и др., 2012; Бояринцев, 2015). Однако характерные черты внутригодовой динамики в исторический период и многолетней изменчивости тарына в современном климате остаются неосвещенными. Между тем возникла острая необходимость применения этих данных и продолжения работ для оценки наледных ресурсов региона и их влияния на водообменные циклы в криолитозоне, подстилающие горные породы и криогенные ландшафты в целом.

В последние 20–25 лет разработаны более совершенные методы дистанционных и наземных исследований, усовершенствовалась приборная база и пр. Появилась возможность применения серийных космических снимков, беспилотных летательных аппаратов (БПЛА) (Gagarin et al., 2020), радиолокационных съёмок (Terry et al., 2020; Liu et al., 2021) и пр. Все это побудило авторов статьи возобновить режимные наблюдения за развитием Анмангындинской наледи на новом информационно-технологическом уровне (Makarieva et al., 2021).

Задачи работы – формирование базы данных морфометрических характеристик Анмангындинской наледи с применением исторических материалов из первичных источников за период с 1962 по 2021 г., результатов анализа данных дистанционного зондирования (2000–2021) и собственных полевых исследований (2020–2021); проведение сравнительного анализа полученных данных, оценка сезонной и многолетней динамики наледи за период с 1962 по 2021 г. и обнаружение соотношений морфометрических показателей тарына и их изменчивость в течение последних шестидесяти лет.

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ АНМАНГЫНДИНСКОЙ НАЛЕДИ

Анмангындинская наледь расположена в бассейне одноименной реки (на современных картах она называется Анманнандя), впадающей в р. Детрин, правый приток р. Колымы. По историческим данным, площадь наледи в период максимального развития достигала 6.8 км². Это один из самых крупных тарынов Магаданской области, в непосредственной близости которого пролегает Тенькинская автомобильная дорога, обеспечивающая круглогодичный доступ к объекту исследования. Ближайший населенный пункт – пос. Усть-Омчуг, где более 70 лет функционирует метеорологическая станция, в 30 км от наледного полигона.

Бассейн р. Анмангында располагается в пределах Охотско-Колымского нагорья, в замыкающем створе ниже наледной поляны “159 км Тенькинской трассы”, занимает площадь 376 км² с абсолютными высотами от 700 до 1850 м. От истока на протяжении 17 км река течёт на север, слабо изгибаясь в узкой, шириной 300–700 м долине, затем резко поворачивает на северо-запад и в середине прямого 15-километрового участка шириной 1200–2000 м разбивается на сеть мелководных ветвящихся проток, дренирующих современную наледную поляну.

Территория бассейна сложена осадочно-метаморфическими горными породами верхнего триаса, юры и мела, которые в депрессиях рельефа перекрыты толщей четвертичных валунно-галечных и песчано-щебенистых отложений. Бóльшая часть их проморожена до глубины 100–300 м. Талики формируются под руслами рек (Букаев, 1969).

Территория исследования характеризуется суровым, резко континентальным климатом. По данным метеорологической станции Усть-Омчуг (1967–2021 гг.), температура воздуха в наиболее холодные месяцы (декабрь–январь) составляет –35...–40°С с абсолютным минимумом –57°С, в тёплые (июль) 11.7°С с абсолютным максимумом 33.6°С. Осадки выпадают неравномерно, среднемесячная сумма в мае, июне, июле и августе составляет 23, 49, 60 и 65 мм соответственно, средняя годовая достигает 342 мм (Метеорологический…, 2021).

Площадь Анмангындинской наледной поляны, по современным оценкам, составляет 7.6 км² (2% от площади водосбора 376 км²) (Makarieva et al., 2021), по данным Кадастра (Шильниковская, 1958) – 8.65 км². Рельеф наледного ложа плоский, слабонаклонный, средняя абсолютная высота – 750 м. Наледь формируется в виде двух округлых ледяных массивов, соединенных небольшим перешейком. Мощность верхнего массива перед началом снеготаяния достигает 4–5 м, нижнего – 2.0–2.5 м. Происхождение питающих наледь родников до сих пор не выяснено.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Динамика Анмангындинской наледи изучалась на основе данных, полученных в исторический и современный периоды. Наблюдения гидрографической партии Колымского УГМС представлены в отчетах за 1962–1991 гг. (НТО…, 1967 г.; Отчёт…, 1977 г.; Отчёт…, 1981–1991 гг.). Наблюдения в этот период проводились методом регулярных наледных съёмок по системе измерительных реек, расположенных рядами на расстоянии 200 м друг от друга по ширине наледи и 100 м по её длине. Всего было установлено 272 рейки. Результаты измерений отражались на картограммах, на которых фиксировались граница ледяного массива на дату съёмки и сопутствующие явления – промоины, вода на льду, вода под снегом, бугры пучения и др. Площадь наледи определялась планиметрированием по данным наземных наблюдений, объём – расчётом через площади сечения ледяного покрова по всем поперечным профилям.

С 1962 по 1967 г. наледные съёмки проводились ежедекадно, с ноября 1967 по сентябрь 1970 г. – ежемесячно, а в 1971–1978 гг. – только в период стаивания, начиная с даты начала снеготаяния. В 1978–1990 гг. измерения сократились до двух раз в год: в период максимального (в конце апреля – начале мая) и минимального (в конце сентября) развития наледи. В данных наблюдений присутствуют пропуски, а также материалы пониженной точности, которые при анализе не учитывались.

В современный период площадь наледи в тёплый сезон года определялась по космическим снимкам Landsat 2000–2017 гг. и Sentinel периода 2018–2021 гг. При обработке космических снимков применялся автоматический метод выделения границ ледяного поля, описанный в работе (Макарьева и др., 2019), с ручным контролем полученных результатов. Расчёт морфометрических характеристик наледи выполнен лишь по снимкам, полученным в тёплый период года, когда снежный покров на окружающей территории полностью растаял. Наличие облачности затрудняет дешифрирование, поэтому в 2000–2017 гг. количество снимков Landsat, выбранных для анализа, изменялось от 1 в 2005/06 г. и до 10 в 2012 г. Из комплекта снимков Sentinel за 2018–2021 гг. применялись от 10 в 2021 г. и до 15 в 2019 г. источников информации. В общей сложности проанализировано 83 снимка Landsat и 52 – Sentinel. Для анализа динамики максимальной площади наледи выбирались снимки, полученные в даты, близкие к переходу среднесуточной температуры воздуха по метеорологической станции Усть-Омчуг (30 км от Анмангындинской наледи) через 0°С в сторону положительных значений.

Для определения динамики толщины льда проводились наземные круглогодичные измерения толщины льда по трём характерным профилям длиной 680, 1510 и 1570 м (рис. 1, а, в) с помощью нивелира. Вертикальная точность измерений в дискретных точках составляет 1.9 мм. Расстояние между наблюдательными точками измерений в пределах каждого профиля, составляет от 10 до 70 м, общее количество точек на трёх профилях – 140. С сентября 2020 г. по май 2021 г. выполнено 17 съёмок с помощью нивелира.

С 14 мая 2021 г. для определения высот поверхности наледи стала применяться RTK-съёмка на базе GNSS (Global Navigation Satellite System). GNSS оборудование представляет собой два приёмника, один из которых работает в режиме базовой станции, а другой – в режиме ровера (Real Time Kinematic). В каждой точке профиля выполняются измерения плановых и высотных координат, точность абсолютных вертикальных отметок составляет до 5 см.

Проведено сравнение данных, полученных двумя методами одновременно (нивелировка и RTK-съёмка), результат оказался удовлетворительным – разница между значениями составила от 0 до 3.8 см, в среднем 1.7 см. Поэтому все последующие наблюдения за толщиной наледи проводились менее трудозатратным методом – RTK-сьемкой. Всего проведено 15 съёмок.

Для оперативного определения морфометрических характеристик наледи (в тёплый период года) и наледных явлений (круглогодично) применялись данные съёмок БПЛА. В период с июля 2020 г. по февраль 2022 г. съёмка проводилась ежемесячно в стадию формирования тарына и более двух раз в месяц – в стадию его разрушения, всего выполнено 18 съёмок. С 25 мая 2021 г. на БПЛА установлена GNSS антенна, которая позволила по девяти съёмкам оценить не только площадь, но и объём ледяного массива. Методика обработки материалов БПЛА основана на фотограмметрическом анализе, сопоставлении данных GNSS приемника и антенны беспилотника, а также уточнении координат центров снимков по наземным опознавательным знакам. Обработанные данные БПЛА сравнивались с данными наземных круглогодичных измерений мощности льда по 140 точкам трёх характерных нивелирных профилей. В дискретных точках разница высотных отметок льда варьировалась от −1.4 до +0.2 м, а в среднем составила +0.16 м (данные БПЛА превышают значения наземных наблюдений).

Максимальный объём наледи за современный период рассчитан на основе эмпирической зависимости:

где W – объём льда (тыс. м³); S – площадь льда, тыс. м²; a, n – коэффициенты. Значения a и n существенно меняются в зависимости от генетического типа наледи (источника наледеобразования), рельефа местности (подстилающего ложа), величины твёрдых осадков (снежного покрова), температуры воздуха и некоторых других факторов, так как они отражают непосредственно сведения о толщине льда (Соколов, 1975; Толстихин, 1975; Соколов, Саркисян, 1981).

Объём Анмангындинской наледи рассчитывался по формуле (1), при этом учитывались эмпирические коэффициенты: 1) a = 0.364 и n = = 1.167, рассчитанные на основе анализа данных по результатам натурных измерений объёмов и площади Анмангындинского тарына за 1963–1990 гг. (рис. 2; кривая 2); 2) a = 0.96, n = 1.094, полученные (Соколов, 1975) на 310 объектах криолитозоны России (см. рис. 2, кривая 3); 3) a = 0.75, n = 1.12, полученные (Соколов, Саркисян, 1981) по данным 1200 наледей, расположенных в разных условиях, в том числе в Канаде и Монголии (см. рис. 2, кривая 4). Средняя квадратичная ошибка составляет 34.7% для отдельно взятой наледи (Соколов, Саркисян, 1981); 4) a = 0.511, n = = 1.146, рассчитанные (Толстихин, 1975) по данным полевых наблюдений на пяти наледях, в том числе Анмангындинской наледи (см. рис. 2, кривая 5).

Анализ результатов расчёта за исторический период (1963–1990 гг.) показал, что параметры a и n, представленные в работах (Толстихин, 1974; Соколов, 1975; Соколов, Саркисян, 1981), существенно завышают фактические значения объёма Анмангындинской наледи (см. рис. 2). В то же время среднее абсолютное отклонение рассчитанных по формуле (1) значений от наблюденных с использованием коэффициентов (a = 0.364 и n = 1.167), полученных на основе данных натурных наблюдений 1963–1990 гг., в среднем составила 10%.

За период 2000–2021 гг. величина средней толщины ледяного массива на дату максимального развития тарына рассчитана как частное от объёма наледи, полученного по формуле (1), к площади наледи по спутниковым и БПЛА снимкам. Сезонная динамика изменения толщины льда за период 2020–2021 гг. оценивалась на основе анализа величины K на трёх профилях:

где Н₂ – среднее арифметическое толщины льда на всех точках профиля, м; Н₁ – средняя толщина льда на дату предыдущего измерения, м; Т – интервал времени между измерениями (сут), K – скорость изменения толщины льда (м/сут). Также анализировалось абсолютное значение максимальной толщины льда на каждом профиле.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Материалы, полученные методами наземных и дистанционных съёмок в современный период в совокупности с данными анализа исторических материалов, позволили выявить ряд характерных особенностей развития Анмангындинской наледи в сезонных и многолетних циклах развития.

Динамика наледи в стадию нарастания. В 2020 г. формирование наледи началось в начале октября с наступлением устойчивых морозов, когда средняя суточная температура воздуха перешла через 0°С (2.10.2020). Обычно вначале лёд образуется на поверхности русловых отложений в пределах осушенных каналов стока, а также вдоль берегов и на льду промерзающих мелководных потоков. Затем лед постепенно распространяется на всю пойму, занимая пространство от борта до борта долины. В периоды потепления рост льда прекращается или значительная часть его стаивает при воздействии солнечной радиации и термомеханического воздействия речных вод. В первые месяцы зимы площадь наледи растёт значительно быстрее, чем её объём, так как вышедшая на поверхность вода свободно растекается по поверхности наледной поляны, долго не замерзая. С усилением морозов длина пути наледеобразующих вод до места её полной кристаллизации сокращается, в результате чего вода намерзает преимущественно вблизи очагов разгрузки, что приводит к неоднородности распределения мощности ледяного массива.

Обычно на ледяном поле к весне формируется несколько таких аномальных зон, часть из которых год от года смещается без определенной закономерности. В конце декабря наледь занимает примерно 50%, а её объём – лишь 10–15% от максимальных в году значений. В январе скорости нарастания площади и объёма выравниваются, а с февраля увеличение объёма преобладает над увеличением площади. Перед началом снеготаяния прирост объёма и средней мощности льда стабилизируется, в отдельные годы даже прекращается, но затем вновь увеличивается за счёт намораживания атмосферных осадков и талых снеговых вод. Максимальных размеров наледь достигает в период с 24 апреля по 22 мая (в среднем 4 мая).

Режим наледеобразования существенно меняется с течением времени (рис. 3). В качестве примера приведём сведения по некоторым годам исторического и современного периодов. В 1962–1967 гг. до середины октября наблюдалось то образование, то разрушение льда. Так, 10 октября средняя толщина наледи составляла 0.68 м, на 20 октября – 0.85 м; в конце октября за счёт неравномерного увеличения площади и объёма толщина льда стала значительно меньше – 0.47 м. В ноябре происходило очень медленное увеличение мощности ледяного покрова – в среднем до 0.50 м. В декабре–феврале наблюдался активный прирост льда с максимумом в январе. Средняя толщина наледи в эти месяцы составила 0.73, 1.10 и 1.37 м соответственно. В марте процесс наледеобразования замедлился, в апреле возник второй пик прироста льда. Средняя толщина льда в марте, апреле и мае составила 1.50, 1.69 и 1.79 м.

В октябре 2020 г. формирование наледи протекало медленно, в конце декабря средняя толщина льда достигла 0.89 м с максимальной величиной 2.04 м. В середине января 2021 г. среднее значение толщины льда составило 0.96 м при максимуме 2.57 м. В феврале наблюдался активный прирост льда в верхней части наледной поляны, сопровождающийся образованием бугров пучения; в нижней части ледяной массив остался практически без изменений. Средняя толщина наледи за этот месяц составила 1.41 м, а максимум достиг 3.76 м. В марте наледь находилась в относительном покое. В начале апреля активизировался выход подземных вод на поверхность льда; в одном из бугров пучения скорость изливающегося потока воды составила 0.3 м/с. Средняя толщина льда в этом месяце достигла 1.63 м при максимуме 4.09 м. После перехода средней суточной температуры воздуха через 0°С в конце апреля началось таяние льда, однако несмотря на это в ночное время на некоторых участках продолжалось нарастание мощности ледяного массива. В результате 14 мая средняя толщина льда составила 1.76 м, а максимум достиг 4.44 м. Уменьшение мощности ледяного покрова по всем профилям было зафиксировано по наблюдениям 25 мая.

Динамика наледи в стадию разрушения. До 1990 г. Анмангындинская наледь была перелетовывающей – до 10% её площади (в среднем 1–4%) не успевала разрушиться и включалась в новый цикл наледеобразования. Например, 30 августа 1965 г. площадь наледи составляла 0.68 км², 15 сентября 1968 г. – 0.3 км². Период существования наледи со дня начала таяния до полного исчезновения составлял в среднем 144 дня. В XX веке наледная поляна, согласно данным, полученным по космическим снимкам, полностью освобождалась ото льда в конце августа–начале сентября. Период разрушения ледяного массива сократился в среднем на 34 дня. Это связано с двумя обстоятельствами. Во-первых, в 1963–1970 гг. средняя максимальная площадь наледи составляла 5.9 км², а в 2000–2021 гг. – 4.7 км² (на 20% меньше). Во-вторых, за последние 50 лет температура воздуха в мае–августе повысилась на 1.3, 0.6, 1.2 и 0.8°C соответственно (м/с Усть-Омчуг, 1967–2021 гг.). При этом дата перехода температуры воздуха через ноль градусов в сторону положительных значений практически не изменилась, хотя диапазон её смещения достигал 30 дней – от 24 апреля в 1986 г. до 22 мая в 1987 г. В среднем дата начала таяния ледяного покрова приходится на 5 мая.

В первые 15 дней от начала таяния потери льда составляли примерно 10% от максимальной площади. Интенсивное разрушение льда происходило в основном по периферии тарына, где радиационное воздействие усиливается адвективными потоками воздуха с прилагающих склонов. В конце мая–начале июня площадь и объём наледи резко сократились под влиянием талых наледных вод и вод речного половодья, которые прорезали ледяной массив в разных местах, эродировали его с боков и снизу и расчленяли на крупные блоки. В это время разрушается от 30 до 50% объёма льда. В июле–августе, несмотря на более высокую среднюю месячную температуру воздуха, процесс абляции замедляется в связи с тем, что блоки льда осушаются и их термомеханическое разрушение уже не происходит.

Сложность изучения и формализации динамики морфометрических характеристик Анмангындинской наледи в тёплый период года определяется, с одной стороны, влиянием метеорологических факторов, а с другой – непредсказуемым термоэрозионным воздействием мигрирующих потоков подземных, талых наледных и речных вод половодья и паводков. На рис. 4 показано изменение площади тарына в процессе его разрушения за годы натурных наблюдений. Видно, что диапазон величин на определенную дату от начала таяния очень широк. При этом средние их значения близки к кривой распределения, полученной Б.Л. Соколовым при обобщении материалов измерений по всем наледным регионам России и Северной Америки.

Многолетняя изменчивость максимальных размеров наледи. В 1963–1990 гг. максимальная площадь Анмангындинской наледи изменялась от 4.3 до 6.8 км², средняя величина составила 5.5 км², коэффициент вариации – 0.11. Максимальный объём ледяного массива изменялся от 5.3 до 11.7 млн м³, средняя величина составила 8.5 млн м³, а коэффициент вариации – 0.18. Средняя толщина наледи варьировала от 1.29 до 2.28 м. Максимальная толщина льда в отдельные годы достигала 8 м (Алексеев, 2016), в 2021 г. она составила 5.9 м. В 2000–2021 гг. максимальная площадь Анмангындинской наледи колебалась в пределах 3.5–5.4 км², средняя величина составила 4.7 км², коэффициент вариации 0.12, объём 5.0–8.2 млн м³ (среднее 7.1 млн м³, коэффициент вариации 0.13).

Анализ изменения морфометрических характеристик наледи за весь 60-летний период показал их значительное сокращение (табл. 1, рис. 5). Максимальная площадь уменьшилась на 25%, а максимальный объём – на 33%.

За период 1963–1990 гг. средняя толщина льда на дату максимального развития наледи изменялась от 1.12 до 1.82 м, в среднем составила 1.54 м, коэффициент вариации 0.12. Максимальная толщина льда к началу периода абляции составляла от 4.0 до 5.2 м, в среднем 4.6 м. В некоторые годы (1967–1968 гг.) происходило асинхронное сокращение площади и объёма наледи, в таком случае средняя толщина льда в некоторые периоды абляции увеличивается. Например, к 10 июня 1967 г. максимальная площадь льда с 30 апреля 1967 г. сократилась уже в 2 раза (с 6.55 до 3.34 км²), а объём уменьшился только на 40% (с 11.7 до 7.09 млн м³), за счёт этого средняя толщина наледи составила 2.12 м, превысив среднюю толщину на дату максимального развития (1.79 м) на 0.33 м.

В 2000–2021 гг. значения толщины льда колебались от 1.42 до 1.55 м при среднем значением 1.49 м (коэффициент вариации 0.05).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Многолетняя динамика морфометрических характеристик Анмангындинской наледи и их связь с температурой воздуха и атмосферными осадками за осенний период 1963–1990 гг. ранее рассмотрена в работах (Алексеев и др., 2012, Бояринцев, 2015, Алексеев, 2016). Наибольшая вариация размеров наледи (до 30%) наблюдалась с 1962 по 1976 г., позднее составляла 10–15%. За 30 лет средняя месячная температура воздуха и сумма осадков в октябре и ноябре повысилась на 3.8°С и 40 мм соответственно, что вызвало уменьшение глубины сезонного промерзания аллювиальных отложений и, как следствие, увеличение транзитного стока подземных вод, которые ранее расходовались на образование наледи. Вследствие этого объём льда за указанный период сократился вдвое. Наши исследования в 2000–2021 гг. подтвердили общую тенденцию уменьшения объёмов наледи, причем их отклонения от максимума 1967 г. достигли 40% (в периоды до 1970 г. они составляли 16%, а до 1990 г. – 35%). Средняя многолетняя сумма осадков за 1992–2021 гг. по сравнению с предыдущим периодом увеличилась на 52 мм (основной вклад внесли значения за август), но количество осадков за октябрь и ноябрь изменилось незначительно – уменьшилось на 0.7 и увеличилось на 5.8 мм, при этом средняя месячная температура воздуха увеличилась на 1.3 и 2.9°С соответственно (м/с Усть-Омчуг, 1967–2021 гг.).

Выявленный тренд сокращения объёма Анмангындинского тарына в целом согласуется с данными по динамике других гигантских наледей Северо-Востока России (Атлас…, 2021). Так, на водосборе р. Улахан-Саккырыр (бассейн р. Яна) площадь наледей в современный период, определенная по космическим снимкам, оказалась почти в 3 раза меньше, чем суммарная площадь наледных полян, указанная в Кадастре (Симаков, Шильниковская, 1958; Шильниковская, 1958). Такие же изменения зафиксированы в бассейнах рек Ильгувеем и Люлювеем на Чукотском полуострове. Однако есть и исключения. Например, перелетовывающая наледь Сюрюктяхская в бассейне р. Индигирка и многолетний тарын на р. Адыча в бассейне р. Яна остались в границах 1973–1974 гг. и соответствуют данным, указанным в Кадастре А.С. Симакова и З.Г. Шильниковской. Более того, некоторые ледяные массивы, например, наледи в бассейнах рек Сугун и Танюрер (системы Колымы и Анадыря) в современном климате занимают площади даже бóльшие, чем хорошо выраженные наледные поляны.

В работе (Алексеев, 2016) освещена многолетняя динамика наледей Аляски, Южной Якутии, Забайкалья, Прибайкалья, Чукотки и Восточных Саян. Во всех указанных регионах наблюдается уменьшение размеров родниковых наледей-тарынов, хотя статистически значимая зависимость объёмов льда от температуры воздуха и количества атмосферных осадков не выражена. Аналогичные процессы наблюдаются и в Северной Америке. Например, на северо-западной части территории Канады по данным, полученным при изучении космических снимков Landsat за период с 1985 по 2014 г. наибольший пик оледенения пришелся на 2002 и 2004 гг., после чего наблюдается сокращение размеров наледей (Morse, Wolfe, 2015).

Несмотря на общую тенденцию уменьшения объёма льдов на земном шаре, влияние изменения климата на наледные процессы не однозначно и требует дальнейших исследований этого феномена.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Анализ данных, полученных методами наземных и дистанционных съёмок в течение 1962–2021 гг., указал на существенные изменения в сезонных и многолетних циклах развития гигантской Анмангындинской наледи. Результаты исследования свидетельствуют, что в период 1963–1991 гг. максимальная площадь наледного массива изменялась в пределах 4.3–6.8 км² при среднем значении 5.5 км², в 2000–2021 гг. эти величины сократились до значений 3.5–5.4 км² (среднее 4.7 км²), уменьшившись на 25%. Объём наледи составлял 5.3–11.7 млн м³ (среднее 8.5 млн м³), в 2000–2021 гг. он сократился на 33% и изменялся от 5.0 до 8.2 млн м³ (среднее 7.1 млн м³). Средняя толщина наледи за 1963–1991 гг. уменьшилась примерно на 40 см (23%). Существенно изменился внутригодовой режим формирования ледяного массива. Период наиболее активного прироста льда сместился с января на февраль, на 34 дня сократился период абляции. Наледь из категории многолетней перешла в разряд сезонных образований. Анмангындинский тарын отражает “типовые” условия формирования гигантских наледей подземных вод в криолитозоне Северо-Востока России. Учитывая транспортную доступность, многолетний ряд наблюдений продолжительностью 60 лет и перспективы хозяйственного освоения региона, Анмангындинская наледь рекомендуется в качестве научно-исследовательского стационара для постановки долгосрочных мониторинговых наблюдений.

Благодарности. Приобретение высокоточного оборудования для проведения измерений осуществлялось при поддержке РФФИ (проекты № 20-05-00666, 19-55-80028), междисциплинарные исследования выполняются при финансовой поддержке Санкт-Петербургского государственного университета (проект № 75295776, 92670123).

Acknowledgements. Acquisition of high-precision equipment for measurements was made available with the support of the Russian Foundation for Basic Research (projects No. 20-05-00666, 19-55-80028), interdisciplinary research is supported by St. Petersburg State University (project No. 75295776, 92670123).