Современное оледенение северо-запада Внутренней Азии и его динамика

УДК 551.324.63 Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2011. Вып. 2

Д. А. Ганюшкин, К. В. Чистяков, И. Г. Москаленко

СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ СЕВЕРО-ЗАПАДА ВНУТРЕННЕЙ АЗИИ И ЕГО ДИНАМИКА 1. Территория исследования

Северо-запад Внутренней Азии представляет собой территорию, занятую относящимися к бассейну Северного Ледовитого океана горными хребтами Алтая и Саян, принадлежащим к бассейну внутреннего стока хребтами Монгольского Алтая и Танну-Ола, а также разделяющими их межгорными котловинами. Большая часть данной территории находится за пределами России. Характерной чертой природы северо-запада Внутренней Азии является наличие относительно изолированных горных массивов — центров современного оледенения.

Горное оледенение северо-запада Внутренней Азии стало предметом изучения географов Санкт-Петербургского государственного университета на протяжении нескольких десятилетий. Так, первым исследователем оледенения Западной Тувы с 1964 г. был профессор Ю. П. Селиверстов (1929-2002). Изучение ледников включает мониторинг их современного состояния: получение информации о площадях, длинах, морфологии и высотном положении гляциологических уровней, маркирование и привязка краев ледников, проведение метеорологических и балансовых наблюдений. Основными полигонами гляциологических работ являются массивы Монгун-Тайга, Таван-Богд-Ола, Тургэ-ни-Нуру и Хархира-Нуру (рис. 1).

Ледники указанных массивов существуют в аридных и экстраконтинентальных климатических условиях. Годовое количество осадков в высокогорье составляет 250-400 мм, около 35-50% из них приходится на летний период. Ледники существуют благодаря низким температурам (на высоте 3200 м средние летние температуры составляют от 2° до 4° С) и высокой концентрации снега на подветренных северо-восточных склонах. Коэффициент концентрации твердых осадков на ледниках составляет от 2 до 3, а на каровых ледниках — от 6 до 8. Такие значения близки к величине коэффициента концентрации на ледниках архипелага Северная Земля. Низкая энергия оледенения ледников северо-запада Внутренней Азии определяет их значительный отклик на изменения баланса массы.

2. Современное оледенение массива Таван-Богд-Ола

Массив Таван-Богд-Ола расположен в центре Алтая у сочленения хребтов Русского и Монгольского Алтая и системы хребтов Саяны-Танну-Ола. Высочайшая точка массива — гора Найрамдал (абсолютная высота 4374 м). Гора Таван-Богд-Ола (4082 м), доминирующий пик на севере массива, приурочена к горному хребту, разделяющему Россию, Китай и Монголию. Прочие пики не превышают высоту 4000 м, хотя даже высота перевалов превышает 3500 м. В то же время подножье массива расположено высоко. Напри-

© Д. А. Ганюшкин, К. В. Чистяков, И. Г. Москаленко, 2011

>3. Джулукул!

03. X и нди кти г-Хол ь*

массив Монгун-Тайга

Шуйский

Чмассив Тургэнй-Нуру

Й037У

|Кчассив Хархира Нур)

оз. Ачит-Нур

'массив Табын-Богдо-Ола

чо

ЦП

Рис. 1. Основные полигоны гляциологических работ на северо-западе Внутренней Азии.

Условные обозначения: 1 — горные вершины, 2 — горные хребты, 3 — реки, 4 — озера, 5 — ледники, 6 — границы горных массивов.

мер, Калгутинская котловина на севере имеет высоты 2225-2250 м. Это объясняет относительно малую для подобной высоты вертикальную и горизонтальную расчлененность рельефа. Крупнейшие ледники расположены на южных склонах массива, северные склоны также несут существенное оледенение в бассейне р. Аргамджи.

Первая информация об оледенении массива была получена В. В. Сапожниковым [1], исследовавшим массив в 1897 г. и 1905-1909 гг. В первой половине XX столетия ледники массива были изучены Б. В. и М. В. Троновыми [2], включившими их в первый каталог ледников Алтая. Позже оледенение массива изучалось В. С. Ревякиным и Р. М. Мухаме-товым [3], Н. Н. Михайловым [4], А. Г. Редькиным [5], А. Н. Рудым [6]. Тем не менее до начала XXI в. не было детального описания ледников северного склона массива. В 19992009 гг. мы получили данные, позволившие создать схемы, описания и каталоги современных ледников.

Согласно нашим последним данным, оледенение северного склона массива Таван-Богд-Ола насчитывает 12 ледников суммарной площадью 22,39 км2 [7] (табл. 1). Ледники составляют два комплекса: 1) ледники, берущие начало у трапециевидного пика (3565,3 м) и пирамидального пика (3901,3 м); 2) ледники бассейна центральных и западных притоков р. Аргамджи-2. Кроме того, на западной и восточной окраинах массива, где горное обрамление ледников снижается на 200-300 м, находятся два ледника, не связанных с указанными комплексами.

Таблица 1. Характеристики ледников северного склона массива Таван-Богдо-Ола

№ Морфологический тип S Sа L Н1 Н2 Ш А1 А2

1 склоновый 1,23 0,92 1875 3610 3275 3495-3515 ССВ ССЗ

2 склоновый 2,00 0,83 2648 3990 3140 3380-3400 ССВ С

3 переходный к склоновому 1,60 0,34 1975 4000 3100 3280-3340 ССВ С

4 висячий 0,29 — 1096 3901 3400 3420 С С

5 переходный к склоновому 1,96 0,14 3646 4117 3030 — С ССВ

6 склоновый 2,31 0,58 3110 4117 3120 3275-3350 ССВ С

7 склоновый 1,51 0,38 2244 4117 3100 3350 С С

8 склоновый 1,09 0,15 1970 4117 3230 2990-3300 СЗ ССЗ

9 долинный 5,48 0,96 4630 4117 3055 3235-3410 СЗ ССВ

10 висячий 0,31 — 391 3925 3520 — СВ В

11 висячий 0,37 — 713 3925 3370 — СЗ СВ

12 долинный 3,57 0,98 2944 3760 2880 3025-3285 С ССЗ

Сумма 22,39

Примечания: S — плошадь ледника (км2); Sa — площадь зоны абляции ледника (км2); L — длина ледника (м); Н1 — высшая точка ледника (м); Н2 — низшая точка ледника (м); Ш — высота фирновой линии (м); А1 — экспозиция зоны аккумуляции; А2 — экспозиция зоны ябляции. Номера ледников соответствуют рис. 2.

Рис. 2. Схема оледенения северного склона массива Таван-Богд-Ола:

1 — горные гребни, 2 — государственная граница, 3 — вершины и их высота, 4 — реки, 5 — ледники по состоянию на 2002 г., 6 — ледники по состоянию на 2009 г. и их номера, 7 — фирновая линия, 8 — изогипса 3500 м, 9 — реперы у краев ледников.

Обобщая информацию о ледниках северного склона массива Таван-Богд-Ола, следует отметить, что два долинных ледника являются крупнейшими и длиннейшими в массиве, их доля по площади составляет около 40%. Два других крупных ледника находятся в стадии перехода из долинного в склоновый тип. Склоновые и висячие ледники преобладают по количеству, хотя их доля в общей площади оледенения примерно соответствует доле долинных ледников. Почти все склоновые ледники имеют сложную структуру, связанную с морфологической неравномерностью по продольному профилю, а также с многоуровенной структурой и формированием нескольких языков на нижней границе каждого из ледников.

3. Современное оледенение горного массива Монгун-Тайга

Массив Монгун-Тайга расположен к юго-востоку от сочленения хребтов Русского Алтая, Монгольского Алтая и Саяно-Таннуольской системы, массив находится к югу от водораздела Северного Ледовитого океана и бассейна внутреннего стока, в частности котловины Больших Озер. Главная одноименная вершина имеет абсолютную высоту 3970,5 м и координаты 50°16'30" с. ш. и 90°8' в. д. Массив простирается с юго-запада на северо-восток, повышаясь от 3100-3300 м на западной периферии до 3300-3680 м на водоразделе рек Орта-Шегетей и Толайты, 3500-3970 м на водоразделе рек Мугур, Толайты и Шара-Хорагай и снижаясь до 3000-3200 м далее к востоку. Существование ледников массива было впервые отмечено В. В. Сапожниковым в 1909 г. [1]. Первое общее описание оледенения было сделано Ю. П. Селиверстовым в 1965 г. [8], позже оно было уточнено и дополнено В. С. Ревякиным и Р. М. Мухаметовым [9]. В 1988-2010 гг. оледенение массива изучалось сотрудниками факультета географии Санкт-Петербургского государственного факультета. Результатами работы явилось создание детальных схем и каталогов ледников, которые несколько раз обновлялись и дополнялись [10].

По нашим данным на 2010 г., оледенение массива представлено 32 ледниками общей площадью 20,27 км2 (табл. 2). Преобладают малые ледники — средняя площадь ледников составляет 0,7 км2. Более 80% ледников имеют площадь менее 1 км2, но более крупные ледники (включая четыре долинных) составляют примерно 50% суммарной площади ледников массива. Крупнейшие ледники массива — Восточный Мугур и Селиверстова — являются многоуровневыми ледниками, образованными несколькими потоками льда из двух ярусов цирков и каров (3250-3350 м и 3600-3700 м), сливающимися и образующими ледниковые языки. По экспозиции преобладают ледники северо-восточной ориентации (около 40% площади оледенения). В центральной части массива ледники образуют комплекс вокруг главной вершины массива (рис. 3), другой, меньший комплекс находится на юго-западе массива вокруг платообразного участка с высшей точкой 3681 м. Прочие ледники не связаны друг с другом.

Рис. 3. Современное оледенение массива Монгун-Тайга и его динамика:

1 — вершины, 2 — горные гребни и водоразделы, 3 — реки, 4 — озера, 5 — участки, освободившиеся от оледенения в период с 1965 по 1995 г., 6 -участки, освободившиеся от оледенения в период с 1995 по 2010 г., 7 — ледники по состоянию на 2010 г.

40

40

№ Название ледника Морфологический тип S L А1 Н1 Н2

1 — склоновый 0,25 600 С 3440 3100

2 Правый Балыктыг карово-долинный 0,60 1100 С 3440 2990

3 Восточный Балыктыг каровый 0,43 1130 С 3280 2960

4 Западный Мугур каровый 0,33 930 СВ 3550 3060

5 Левый Мугур карово-долинный 0,93 1730 СВ 3660 3060

6 Левый Мугур карово-долинный 0,10 840 СВ 3220 2950

7 Левый Мугур склоновый 0,03 600 С 3070 3350

8 — склоновый 0,57 2010 С 3830 2970

9 — склоновый 0,62 1770 С 3830 3015

10 — склоновый 0,29 920 СВ 3720 3070

11 — склоновый 0,13 1270 СВ 3720 2970

12 Правый Мугур долинный 0,82 2480 СВ 3830 2895

13 Восточный Мугур долинный 3,84 3860 СВ 3970 2935

14 Селиверстова долинный 2,78 3320 В 3803 3135

15 — склоновый 0,18 590 СВ 3615 3355

16 — склоновый 1,09 1640 ЮВ 3803 3570

17 — висячий 0,27 660 ЮЗ 3803 3665

18 — висячий 1,35 1930 ЮЗ 3970 3280

19 — висячий 0,09 570 ЮЗ 3970 3825

20 — висячий 0,77 1330 З 3970 3450

21 — висячий 0,45 1100 З 3970 3440

22 Толайты долинный 0,63 1680 Ю 3480 3090

23 — карово-долинный 0,87 1700 СВ 3660 2950

24 — каровый 0,19 750 СВ 3300 2915

25 — карово-долинный 1,03 1370 ЮЗ 3260 2915

26 — карово-висячий 0,38 1060 СВ 3300 2910

27 — каровый 0,31 900 С 3300 3010

28 — висячий 0,05 520 С 3650 3250

29 — висячий 0,09 530 С 3650 3050

30 — висячий 0,13 540 С 3650 3090

31 — висячий 0,05 380 С 3650 3310

32 — плосковершинный 0,62 550 Ю 3680 3575

— сумма 20,27

4. Современное оледенение массивов Тургэни-Нуру и Хархира-Нуру

Первые описания ледников массива Тургэни-Нуру было сделано Г. Н. Потаниным (экспедиция 1879 г.), Д. Каррутерсом и И. П. Рачковским. В середине XX в. польские ученые Е. Рутковский и В. Слованский [11, 12, 13] создали схемы древнего оледенения массива. В 1991-1992 гг. на территории массива проводились экспедиционные исследования ученых факультета географии СПбГУ В последнее десятилетие для изучения ледников массива используются дистанционные методы. Так, следует упомянуть реконструкцию

Рис. 4. Схема массивов Тургэни-Нуру и Хархира-Нуру. Ледники массива Тургэни-Нуру:

1 — Цаган-Дэглий; 2 — Дзун-Цаган-Дэглий; 3 — Барун-Урд-Дэглий; 4 — Барун-Хойт-Дэглий; 5 — Бага-Барун-Дэглий; 6 — Том-Тургэн; 7— Нарин Тургэн; 8 — Ара-Дурамын; 9 — Убур-Дурамын; 10 — Бага Малый. Ледники массива Хархира-Нуру: 11 — Барун-Хархира; 12 — Дзун-Хархира. а — вершины, б — перевалы, в — горные гребни, г — реки, д — озера, е — ледники.

динамики оледенения В. С. Хруцким и Е. И. Голубевой [14] на основе космических снимков Landsat 5 и 7 (1992, 2002 гг.) и топокарты масштаба 1:200 000 (1969 г.). К сожалению, данные, приведенные в этой статье, не подкреплены полевыми наблюдениями и сомнительны, поскольку площади оледенения сильно искажены, а для ледников на 1969 г. и 1992 г. сильно завышены. Еще менее правдоподобна информация об изменении длин ледников (особенно 270-метровое наступление одного из ледников за 33 года, противоречащее нашим полевым данным).

Орографически массив Тургэни-Нуру является южным продолжением средневысотной горной цепи Бармен, протягивающейся от массива Монгун-Тайга, расположенного в 90 км к северо-западу. Массив Тургэни-Нуру в пределах высот более 3 км вытянут примерно на 50 км с северо-запада на юго-восток и на 20 км с юго-запад на северо-восток. Высочайшая точка массива называется Тургэн (3965 м). Современное оледенение концентрировано в южной части массива, где вершины превышают 3500 м. Северная часть массива и вершина Тургэн-Ула (3386 м) не несут современного оледенения. Массив расчленен радиально расходящимися речными долинами, северная и восточная часть массива принадлежит бассейну озера Убсу-Нур, запад и юг — бассейну озера Ачит-Нур и р. Кобдо. На юге массив Турэни-Нуру связан с массивом Хархира-Нуру, их разделяет горный перевал высотой 2974 м. Массив имеет форму подковы, открытой к юго-западу. Доминирующая горная вершина (4037 м) расположена на востоке массива.

Согласно нашей оценке, на территории массива Тургэни-Нуру расположены 39 ледников с общей площадью около 42 км2 (табл. 3). 12 ледников имеют длину более 2 км. Основное оледенение расположено на северном и северо-восточном склонах, где ледники спускаются на 300-400 м ниже, чем на южных.

Таблица 3. Общие характеристики оледенения массива Тургэни-Нуру

Экспозиция Число ледников Площадь Средневзвешенная высота нижней точки ледника

абсолютное % от суммарного км2 % от суммарной средняя

С 7 18 15,7 37 2,2 3000

СВ 8 21 12,6 30 1,6 3067

В 5 13 2,6 6 0,5 3235

ЮВ 5 13 2,6 6 0,5 3256

Ю 4 10 3,0 7 0,7 3377

ЮЗ 2 5 1,2 3 0,6 3462

З 2 5 0,4 1 0,2 3336

СЗ 6 15 4,0 9 0,7 3185

Оледенение Хархира-Нуру похоже на оледенение Тургэни-Нуру по масштабу и основным чертам. Согласно результатам наших полевых и дистанционных исследований, на территории массива находится 29 ледников общей площадью 33,1 км2.

Наиболее подробно изучены ледник Барун-Хархира, расположенный ниже главной вершины массива (4037 м) и Дзун-Хархира — в 4 км восточнее. Барун-Хархира лежит в большом цирке северо-восточной экспозиции, диаметром около 3 км и глубиной около 500-600 м. Длина ледника 3,5 км, его язык достигает высоты 3000 м в своей нижней точке. Дзун-Хархира расположен в глубокой троговой долине. Этот ледник имеет длину 3 км, его нижняя точка находится на высоте 3000 м. По своей морфологии этот ледник типичен для долинных ледников массивов Тургэни-Нуру и Хархира-Нуру, его динамика зависит от аккумуляции лавинного материала.

5. Динамика оледенения

Непосредственные наблюдения дают возможность оценить изменения оледенения региона в последние 40-50 лет и выявить основные тенденции в его современной динамике.

Существенные изменения площади ледников и общего их количества имеют место в пределах массива Монгун-Тайга. Интервал времени после последней стабилизации ледников в конце 1960-х (зафиксированной прямыми наблюдениями и аэрофотоснимками) до 2010 г. можно разделить на два завершившихся периода (1965-1995 гг., 1995-2008 гг.) и недавно начавший новый период или переходный к новому периоду стабилизации оледенения этап (2009-2010 гг.).

В период с 1965 по 1995 г. оледенение массива потеряло 13% площади, в основном за счет средних по размерам склоновых ледников (-38%) и карово-долинных ледников, которые испытали распад на более мелкие формы оледенения. Малые ледники также изменились — шесть из них полностью исчезли (висячие и карово-висячие), но это компенсировалось дроблением более крупных ледников. Большие долинные ледники потеряли всего 5% площади.

Второй период (1995-2008 гг.) — это время особенно быстрой деградации ледников (площадь оледенения сократилось на 19%, более 1% в год). В этот период имели место следующие процессы:

1) прогрессирующее сокращение общей площади ледников;

2) уменьшение количества долинных ледников;

3) высокие скорости деградации долинных ледников;

4) распад относительно крупных ледников на более мелкие;

5) рост доли висячих ледников за счет их обособления от более крупных форм оледенения и за счет отступания ледников вверх по склону;

6) возрастание скорости бронирования нижних частей ледников моренным материалом гравитационного происхождения в связи со значительным уменьшением засне-женности склонов;

7) исчезновение малых форм оледенения или их трансформация в снежники и каменные глетчеры;

8) сокращение площади наиболее высоких участков ледников и распад ледниковых комплексов с единой зоной аккумуляции на изолированные друг от друга ледники.

Важной особенностью этого периода является не только сокращение или трансформация малых ледников в снежники и каменные глетчеры (18 малых ледников исчезли, висячие ледники потеряли 38% площади, карово-висячие — 65%), но также возросшая скорость деградации более крупных долинных ледников (-21% площади). Долинный

ледник Левый Мугур распался на три меньших ледника, ледник Селиверстова потерял половину своего языка и также большие площади в зоне аккумуляции. Ледники Восточный Мугур и Правый Мугур также показывают тенденцию к распаду на несколько ледовых потоков, разделенных центральными моренами.

Одной из основных особенностей динамики ледников массива Монгун-Тайга в 1995-2008 гг. — это дегляциация не только в пределах ледниковых языков, но также в пределах области аккумуляции (рис. 5). Основной максимум высотного распределения деградации оледенения приходится на интервал 3350-3400 м, что соответствует средней высоте фирновой линии в 1995 г. Кроме того, ледники сильно сократились на высотах 3450-3600 м в пределах бывшей зоны аккумуляции. Следует отметить, что уровень 3600 м является высотой климатической снеговой границы в 1995 г., выше данной высоты оледенение в 1995-2008 гг. очень мало сократилась.

О

выше 3900- 3850- 3800- 3750- 3700- 3650- 3600- 3550- 3500- 3450- 3400- 3350- 3300- 3250- 3200- 3150- 3100- 3050- 3000- 2950- 2900- 2850- 28003950 3950 3900 3850 3800 3750 3700 3650 3600 3550 3500 3450 3400 3350 3300 3250 3200 3150 3100 3050 3000 2950 2900 2850

Высота, м

Рис. 5. Высотное распределение дегляциации массива Монгун-Тайга в 1995-2008 гг.

Есть несколько причин деградации ледников на больших высотах. Первая — это преимущественно экстремально сухие, малооблачные условия в 1995-2008 гг. Тот факт, что на высотах не было существенного сокращения оледенения выше уровня климатической снеговой границы, доказывает, что потепление не было очень большим, но сухие малоснежные условия привели к потере мощности и значительных площадей частей ледников, которые находятся ниже климатической снеговой границы. Малое количество твердых осадков и высокое испарение приводят к уменьшению площади снежно-фирновых полей и обнажению скал между потоками льда. Другой причиной является ступенчатый рельеф массива — чередование крутых, почти вертикальных склонов и субгори-зонтальных поверхностей выравнивания. Эта особенность рельефа усиливается цирка-

2500- 2600- 2700- 2800- 2900- 3000- 3100- 3200- 3300- 3400- 3500- 3600- 3700- 38002600 2700 2800 2900 3000 3100 3200 3300 3400 3500 3600 3700 3800 3900

Высота, м

Рис. 6. Высотное распределение встречаемости (количество на 1 км2 данного высотного интервала) цирков массива Монгун-Тайга (1), среднего уклона склонов, ° (2) и общего количества каров и цирков в пределах высотного интервала (3).

ми и карами (рис. 6), которые образуют четыре яруса, три из них находятся в пределах области развития современного оледенения, что вызывает различия в мощности льда и снега и концентрации и аккумуляции твердых осадков между нижними частями цирков, каров, их крутыми стенками и ригельными уступами. В последние несколько лет зоны аккумуляции крупнейших ледников потеряли свое единство и разделились на несколько пятен фирна, расположенных одно над другим, тогда как на участках между ними проявляется тенденция к обнажению скал.

Одним из результатов ступенчатости рельефа массива Монгун-Тайга является чередование периодов исчезновения малых склоновых и висячих ледников и периодов распада крупных долинных и карово-долинных ледников. Согласно нашим реконструкциям, предыдущий период быстрой деградации долинных ледников имел место в 1850— 1925 гг., когда уровень цирков 2700-2800 м утратил связь с оледенением, напротив, в период 1925-1995 гг. на климатические изменения реагировали в основном малые формы оледенения. Период 1995-2008 гг. в случае дальнейшего изменения климата в неблагоприятную для оледенения сторону мог бы являться переходным к этапу, когда долинные ледники начинают активно отступать.

Следует отметить, что в последние 40 лет деградировали преимущественно низко расположенные ледники на северных и северо-восточных склонах (рис. 7).

Темпы потепления последней четверти прошлого века в исследуемом районе были одними из максимальных не только на Алтае. Несмотря на изменение этой тенденции,

ю

Рис. 7. Дегляциация (км2) массива Монгун-Тайга на склонах разной экспозиции в 1995-2008 гг.

уровень летних температур остается достаточно высоким. Это привело к тому, что в период с 2002 по 2008 г. на большинстве ледников отсутствовала снеговая граница. Особенно сухие и бесснежные условия имели место в 2006-2007 и 2007-2008 гг.

В массиве Монгун-Тайга за период 1995-2008 гг. фирновая линия поднялась на 200300 м, достигнув среднего уровня 3600 м. Снежно-фирновые поля сохранились только на нескольких ледниках массива, а единая зона аккумуляции ледниковых комплексов главной вершины массива трансформировалась в группу изолированных фирновых пятен, иногда расположенных друг над другом и разделенных крутыми участками склонов. Таким образом, уровень 3600 м не соответствует некой сплошной фирновой границе, а является высотой, выше которой более 50% площади массива покрыты фирном. Уменьшение заснеженности в последние несколько десятилетий индицируется деградацией многолетних снежников. Согласно нашей реконструкции и наблюдениям в период с середины 1960-х годов по 2008 г., высотный пояс снежников массива Монгун-Тайга переместился на 300-400 м вверх, количество многолетних снежников уменьшилось в четыре раза, суммарная площадь сократилась в 15 раз.

Следует пояснить, что мы рассматриваем фирновую линию в качестве границы питания ледников. Согласно нашим наблюдениям, в горных массивах северо-запада Внутренней Азии граница питания и фирновая линия почти совпадают благодаря низкой аккумуляции наложенного льда, который возникает не на всех ледниках и появляется не каждый год. В некоторые годы наложенный лед появляется на крупнейших ледниках, и различия в уровнях фирновой линии и границы питания могут достигать 20-30 м.

В среднем разница между этими уровнями незначительна, особенно в последние несколько лет. Напротив, в первое десятилетие XXI в. запасов холода в ледниках было недостаточно не только для образования наложенного льда, но и для сохранения цельности самих ледников, которые рассекались многочисленными водотоками на глубину до 10 м, иногда даже полностью отчленявших части ледников от основного тела ледника.

Наши вычисления (по методу Куровского) показывают, что деградация ледников, произошедшая с 1995 г. по 2008 г., могла бы обеспечиваться подъемом фирновой линии всего на 36 м. Изменения, происходившие в снежно-фирновой зоне ледников в этот период, опережали собственно деградацию ледников.

Следует отметить, что в последние два года, по сравнению с периодом 1995-2008 гг., отмечается существенное увеличение снегонакопления в высокогорной части массива. Проведенная нами снегосъемка до начала периода таяния в высотном интервале 3200-3970 м показала, что средняя мощность снежного покрова составляет 8-12 см и практически не меняется с высотой за исключением участков, где за счет схода лавин и метелевого переноса аккумуляция может достигать значительных величин. Учитывая, что плотность снега в момент проведения снегосъемки составляла 300-400 кг/м3, можно утверждать, что в высокогорной части массива только в твердом виде выпадает не менее 300 мм осадков. Это в 2-3 раза больше, чем годовая сумма осадков в среднегорной части (Мугур-Аксы, 1830 м).

Увеличение снегонакопления сказалось прежде всего на состоянии небольших склоновых, присклоновых и каровых ледников, которые с начала 1990-х годов резко деградировали и перешли в разряд многолетних снежников или полностью забронированных ледников. За счет метелевого переноса и лавинного питания эти гляциально-нивальные образования стали восстанавливаться, т. е. происходит увеличение их линейных размеров и мощности. На поверхности забронированных ледников образовались многолетние снежники, что привело к формированию многослойности в их вертикальной структуре.

Кардинальное изменение условий снегонакопления сказалось на высотном положении снеговой границы, на 2010 г. восстановившейся на высотных рубежах 1994-1995 гг. Для примера можно привести ее положение на каровом леднике Восточный Балыктыг (№ 3) — 3050 м и долинного ледника Толайты — 3150 м.

Значительное сходство с массивом Монгун-Тайга в поведении ледников наблюдается на северном склоне массива Таван-Богд-Ола. В 1964 г. общая площадь оледенения массива оставляла 28,3 км2 [15]. В 2002 г. она была 25,8 км2 (9% сокращение площади за 38 лет) [7]. Согласно нашим наблюдениям за период 2002-2009 гг., площадь оледенения сократилась примерно на 3 км2 (12% за 7 лет). Таким образом, ледники за 7 лет потеряли большую площадь, чем за предыдущие 38 лет.

Причины такого ускорения деградации те же, что вызывают увеличение скорости сокращения оледенения массива Монгун-Тайга, указанные выше. Это бронирование малых ледников или их трансформация в группы многолетних снежников (последнее имело место на двух маленьких каровых ледниках на восточной и западной периферии массива (см. рис. 2)).

Другой тренд — обнажение скал и ледоразделов на больших высотах и деградация ледников на высоких гипсометрических уровнях показано на рис. 8. Почти 40% площади сокращения ледников произошло выше уровня средневзвешенной фирновой границы (3310 м по состоянию на 2002 г. [7]). Вероятнее всего, данный процесс вызван дефицитом снега в последние годы. Процесс распада ледникового комплекса северного склона

0,8

0,7

0,6

2700- 2800- 2900- 3000- 3100- 3200- 3300- 3400- 3500- 3600- 3700- 3800- 3900- 40002800 2900 3000 3100 3200 3300 3400 3500 3600 3700 3800 3900 4000 4100

Высота, м

Рис. 8. Высотное распределение дегляциации массива Таван-Богд-Ола за период 2002-2009 гг.

массива и его разделение на отдельные ледники уже начался. При сохранении тенденций к деградации оледенения в ближайшие годы ледники № 2, № 3 и № 4 (по каталогу 2009 г.) отделятся от группы ледников вершины 4117,6 м (Русский Шатер), расположенной далее к западу.

В то же время на территории массива Таван-Богд-Ола в последние два года, как и в массиве Монгун-Тайга, отмечается изменение условий в более благоприятную для существования ледников сторону. Так в 2008-2009 гг. балансовый год имели место неоднократные летние снегопады с установлением временного снежного покрова до высот 2100-2200 м, а сезон абляции на ледниках продолжался лишь около месяца и имел прерывистый характер.

Оледенение массива Тургэни-Нуру остается в более стабильном состоянии. По нашим оценкам, за период 1992-2002 гг. потеря площади составила всего 0,8 км2 (около 2%). Причина столь малых изменений оледенения — это высокое гипсометрическое положение большинства ледников массива, их крупная (относительно ледников других массивов) средняя площадь, что делает оледенение более инертным и устойчивым в неблагоприятные для ледников климатические периоды.

Следует отметить, что изменения длины долинных ледников, которые часто используются для индикации динамики оледенения, нерепрезентативны для текущих изменений оледенения горных массивов юго-восточного Алтая. Потеря площади долинных ледников даже в случаях малого отступания ледниковых языков бывает велика благодаря дегляциации в верхних частях ледников. Кроме того, скорости отступания и тенденции изменения различны для разных ледников из-за их индивидуальных морфологических

особенностей. Например, в массиве Монгун-Тайга долинный ледник № 13 (Восточный Мугур) и № 14 (Селиверстова) в 2001-2007 гг. замедлили отступление (табл. 4), в то же время ледник № 5 (Левый Мугур) в период 1995-2007 гг. отступил на 640 м (более 50 метров в год) и два ледника отделились от него. Следует, однако, отметить, что в последнем случае имеет место не столько отступание края ледника, сколько бронирование его языковой части моренным материалом с последующим отчленением от основного тела ледника и превращением в «мертвый лед». Изменение климатических тенденций в последние два года пока не привели к существенной реакции ледников, однако прослеживается общий тренд к замедлению отступания краев ледников. Так, ледник Правый Мугур, в 2007-2008 гг. отступивший на 6 м/год, сейчас отступает со скоростью 4 м/год. С 1995 по 2007 г. язык ледника Балыктыг деградировал со скоростью 5 м/год, в последние два года отступание стало еще медленнее и составило 1 м/год. Низкие скорости отступания крупнейших долинных ледников массива Монгун-Тайга в последние несколько лет объясняются также активным моренным бронированием языков ледников, что ослабляет их таяние. Другой фактор — отступание ледников в пределы цирков, где условия их существования за счет затененности и высокой концентрации снега более благоприятны.

Языки долинных ледников массива Таван-Богд-Ола в 2006-2009 гг. ускорили отступание, напротив, языки малых ледников этого массива отступили очень мало. Таким образом, за счет инерционности крупных ледников и за счет их морфологических особенностей скорости отступания изменяются не синхронно изменению климата.

Табпица 4. Средняя скорость отступания ледников (ледниковых языков) массивов Монгун-Тайга

и Таван-Богд-Ола

Массив Монгун-Тайга

№ Морфологический тип Средняя скорость отступания, м/год

1952- 1961 1961- 1966 1966- 1981 1981- 1986 1986- 1995 1995- 2001 2001- 2007

13 Долинный 4,2 2,4 6,5 5,0 8,7 4,0 2,25

14 Долинный 6,7 5,2 13,4 12,8 19,0 27,5 8,3

Массив Таван-Богд-Ола

№ Морфологический тип Средняя скорость отступания, м/год

1984-2001 2001-2004 2004-2006 2006-2009 Средняя 2001-2009

№2 Склоновый — — — — 12,4

№6-е Склоновый — 3,3 5,8 0,1 2,9

№7 Склоновый — — — — 9,8

№8-б Склоновый — — — — 2,6

№9 Долинный 7,9 6,3 15,5 16,6 13

№12 Долинный 5,2 14,3 5 13,3 11

Ледники не только в пределах одного массива, но и на одном склоне, а иногда непосредственно примыкающие друг к другу ведут себя по-разному. Первый вариант — ускорение бронирования краев ледников, уменьшение таяния и отсечение нижних частей ледников водными потоками. В результате формируются каменные глетчеры. Второй вариант — водные потоки отсекают пассивные фирновые пятна. Третий механизм —

уменьшение мощности льда приводит к обнажению ригельных уступов. Для малых ледников возможны два пути эволюции — в каменные глетчеры или многолетние снежники.

Наблюдения последних лет дают основание предполагать, что в ближайшем будущем следует ожидать возрождение деградировавших висячих и забронированных каровых малых ледников и стабилизацию или замедление отступления фронтов более крупных долинных и карово-долинных ледников исследуемого региона.

Работа выполнена при поддержке грантов РФФИ 08-05-00635-а, 09-05-10019-к.

Литература

1. Сапожников В. В. По Русскому и Монгольскому Алтаю. М.: Географгиз, 1949. 580 с.

2. Тронов Б. В., Тронов М. В. Исследования в Южном Алтае — краткое сообщение о поездках на Алтай в 1912/13/15/16 гг. // Изв. Томск. гос. ун-та. Томск, 1924. Т. 74. С. 1-25.

3. Ревякин В. С., Мухаметов Р. М. Динамика ледников Табын-Богдо-Ола // Гляциология Сибири. Томск, 1993. Вып. 4(19). С. 83-92.

4. Михайлов Н. Н. Позднеплейстоценовое оледенение северо-запада Монгольского Алтая // Известия РГО. 2002. Вып. 3.

5. Редькин А. Г. Гляциологическая оценка возможности существования покровного оледенения на плато Укок (Южный Алтай) в максимум последнего похолодания // Известия РГО. 1994. Т. 126, № 1. С. 70-74.

6. Рудой А. Н., Лысенкова З. В., Рудский В. В., Шишин М. Ю. Укок (прошлое, настоящее, будущее). Барнаул: Изд. АГУ, 2000. 172 с.

7. Селиверстов Ю. П., Чистяков К. В., Москаленко И. Г. Оледенение северного склона массива Таван-Богдо-Ола и его динамика // Изв. РГО. 2003. Т. 135, вып. 5. С. 1-16

8. Селиверстов Ю.П. Современное оледенение Мунгун-Тайги (юго-запад Тувы) // Изв. ВГО. 1972. Т. 104, вып. 1. С. 40-44.

9. Ревякин В. С., Мухаметов Р М. Динамика ледников Алтае-Саянской горной системы за 150 лет // Материалы гляциологических исследований. M., 1986. Вып. 57. C. 95-99.

10. Селиверстов Ю. П., Москаленко И. Г., Новиков С. А. Современное оледенение массива Мон-гун-Тайга (Внутренняя Азия) и ороклиматические условия его существования // Матер. гляциологических исследований. 1997. Вып. 82. С. 33-42.

11. Rutkowski E. Zrownanie obrazyine w Kotlinie Wielkich lezior (Zachodnia Mongolia) // Przeglad Geologiczny. 1966a. Vol. 14, № 7. P. 237-251.

12. Rutkowski E. Lodowiec Baga Mniejszy w gorach Turgeni // Wszechswiat. 1966b. Vol. 2, № 4. P. 128-130.

13. Rutkowski E., Slowanski W. Zlodowacenie i morfologia dorzecza Charchira-Gol // Badan Polskich geologow za granica. 1970. T. II, cz.1. Biuletyn 226. P. 447-463.

14. Хруцкий В. С., Голубева Е. И. Динамика ледников горного узла Тургэн-Хархира (Западная Монголия) // География и природные ресурсы. Иркутск, 2008. № 3. С. 145-155.

15. Каталог ледников СССР. 1978. Т. 15, № 1, ч. 4, 8. 80 с.

Статья поступила в редакцию 17 января 2011 г.