Зоны льдообразования и особенности строения снежно-фирновых отложений ледников Актру

ЗОНЫ ЛЬДООБРАЗОВАНИЯ И ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ СНЕЖНО-ФИРНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ НА ЛЕДНИКАХ АКТРУ

Ю.К. Нарожный Томский государственный университет

Выявлена зональность процессов льдообразования и факторы ее обусловливающие. Рассмотрены особенности строения снежно-фирновых толщ и их изменения в снЯ!И с колебаниями климата.

Изучение процесса усвоения ледниками поступающего на них вещества (т.е весь путь превращения накапливающегося на ледниковой поверхности снега в лед) дает возможность получить сведения о зональности различных типов льдообразования, с которыми тесно связаны внутренний и внешний массоэнергообмен, гидрологический и температурный режимы, глубинное строение ледника и т.д.; а по известным особенностям строения активной толщи ледника судить об изменчивости гвдроклиматических условий в малоизученных районах современного оледенения. Поэтом)', именно тип льдообразования служит тем первичным и основным звеном в сложной цепи взаимодействия между климатом и оледенением, что, в конечном итоге, и определяет характерные этапы эволюции ледников.

Материалом для исследования данного вопроса послужили многолетние наблюдения на ледниках Акгру за последние 20 лет. Для изучения мощности и строения фирновой толпщ в областях питания ледников Акт-ру была заложена серия глубоких шурфов (рис. 1). Основные работы были сосредоточены в области питания ледника Малый Акгру, где, помимо шести шурфов, мощностью от 2 до 11 м, имелось семь термоскважин глубиной 10-20 м. Кроме того, использовались визуальные оценки в трещинах и обрывах. В отдельных случаях,

особенно в местах значительной мощности фирна,, применялось термобурение Эти данные позволили оценить долю фирнового чехла в общей массе льда ледников Акгру на различные временные срезы (табл. 1), которые соответствуют периодам средней (1981 г.), максимальной (1983-1989 гг) и минимальной (1991-1998 тт.) мощности фирна.

Как видим, этот незначительный слой, являющийся практически величиной чистой аккумуляции (без льдообразования в зоне ледяного питания), обладает чрезвычайной изменчивостью как во времени, так к по штощади ледников и служит очень важным показателем направленности тенденций развития оледенения в целом.

Всего в бассейне сосредоточено 1,183 км5 льда [17], что равноценно 1065 млн м3 воды, которая может образоваться в результате таяния этого количества льда и соответствует объему ледникового стока реки Актру за 100 лет (при среднегодовом стоке в 11 млн м5). Водозапас фирнового чехла, при средней плотности 0,63-0,66 г/см\ равен 40 млн м5 воды. Относительное иифильтрационное уплотнение толщи фирна равно около 0,35-0,40. Следовательно, регулирующая емкость ледников Актру только за счет свободных пор составляет в среднем 15 млн м5 воды.

Рис. 1. Схема расположения пунктов наблюдений на ледниках Акіру

Т аблнца 1

Запасы льда и фирна (в скобках - в % от общей монщостн) в ледника* Актру

Ледник Общая мощность, м (по 117]) Средняя мощность ф» риа, м Максимальная мощность, м

средняя максимальная на 1981 г. на 1989 г. на 1998 г.

Малый Актру 86 235 3,7 (4,3) 4,8 (5,6) 3,1 (3,6) 13

Левый Аиру 90 185 4,1 (4,6) 5,3 (5,9) 3,4 (3,8) 17

Правый Актру 56 194 3,8 (6,8) 5,0(8,9) 3,0 (5,3) 15

Водопадный 55 ИЗ 1,0 (1,8) 1,7 (3,1) 0,6 (1,1) 5

Кар Малого Актру 69 109 1,9 (2,8) 2,8 (4,1) 13 (1.9) 6

Стажер 53 91 3,4 (6,4) 4,2 (7,9) 2,8 (5,3) 8

Всего по бассейну 75 235 3,7 (4,9) 4,8 (6,4) 2,9 (3,9) 17

Примечание: представленные данные (кроме максимальной мощности) относятся к общей площади каждого ледника.

Мощность, строение и плотность фирновой толщи

На рис. 2 представлены структурные разрезы фирновой толщи ледника Малый Актру по линиям АБ и ВГ (рис. 1) на конец сезона таяния 1984 г. Они характеризуют собой предельные мощности фирна, ветре-

т

г

А

5

Рис. 2. Структурные разрезы ледника Малый Аиру по линиям АБ и ВГ

чающиеся на этом леднике, а также крайние знамения длительности льдообразования. Обращает внимание довольно сложное и разнообразное строение фирново-ледяной толщи

На поперечном профиле ВГ максимальные мощности фирна приурочены к подножию склона ледо-раздельного гребня и составляют 13 м. Этот участок характеризуется самыми благоприятными условиями снегонакопления. Кроме того, пониженные значения радиационной составляющей теплового баланса, вследствие закрытости горизонта, обеспечивает и малое количество воды, участвующей в преобразовании толщи. Шурф № 4 (рис. 3) наглядно демонстрирует характерные особенности строения этого участка. Чередующиеся горизонты фирна, мощностью от 110 до 170 см, разделены прослойками льда, постепенно увеличивающимися с глубиной, от 2 до 10-20 см. В верхних слоях встречаются линзы, жилы, сосульки инфильтрацион-ного происхождения. В целом, разрез, мощностью 11 м, состоит на 85% из фирна и на 15% из льда.

В центральной части поперечного профиля отмечается общий прогиб ледника, с уклоном в 3-6°, который прослеживается вплоть до ледопада Морфология поверхности, а также соотношение величин аккумуляции-абляции здесь таковы, что мощность фирновой толщи едва достигает 6 м и практически на 50% представлена льдом. В то з«е время на других участках ледника при аналогичных условиях мощность толщи достигает 7-9 м. Дело в том, что по наклонным (8-15°) ледяным прослойкам с обеих сторон сюда поступают дополнительные порции воды, а незначительный уклон этой части ледника способствует ее застою, и

Ци

N

12

И

10

9

4 7 6

5

3

2

1

ЛЛ2

Ш1»

юг

од

ММ

19?!

//5

и I»

0

Л-Д..

1*10

♦*79

М«

1*77

1П6

гт

»74

V»

)Ш ЕЗ 1

вг9 ЕЭ *

19П И*

П7Г

191«

Рис. 3. Строение фирноио-ледяной толщи в различных точках области питания ледника Малый Актру

часть воды замерзает в зимний период. В этой зоне также наблюдаются ледяные дайки, механизм формирования которых описан А. Б. Бажевым [1] Оставшаяся часть профиля характеризует наиболее распространенное строение основной площади области питания и представлена разрезом главного опорного шурфа № 3 (рис. 4). У правого борта вновь прослеживается понижение поверхности фирновой толщи вследствие весьма интенсивного теплового воздействия скального обрамления.

По продольному разрезу АБ характер строения фирновой толщи в цепом сохраняется. От начала профиля (точка Б), на протяжении 300-400 м, 7-9-метровая толшэ представлена наклонными (4-7°) параллельными годовыми слоями, разделенными прослойками

льда (СМ, шурф № 3, рис. 4), Далее, слои фирна, постепенно утоньшаясь по простиранию, последовательно сверху вниз выклиниваются на поверхность. Это хорошо можно наблюдать в экстремальные годы (например, 1998), когда снеговая граница оказывается гораздо выше своего среднем ноголетнего уровня.

В противоположность фирновым горизонтам, слои и линзы льда, постепенно утолшаясъ, сливаются друг с другом, образуя все более мощные горизонты. В разрезе все больше начинает преобладать лед. Наиболее показательным в этом смысле являются данные стратиграфического разреза по шурфу № 2 (рис. 3), в котором более чем на 70% от общей мощности составляет лед инфильтрационного и инфильтрациоино-кон-желяционного происхождения

Рие. 4. Строение и плотность

Не остаются постоянными мощность и строение толщи и год от года. На рис. 4 представлены осенние разрезы фирновой толщи по шурфу № 3 за четыре года. Как видим, изменения очень значительны. Они выражаются как в общем количестве водозшгаса всей толщи, так и в величине относительного количества фирна и льда. Например: число ледяных образований в разрезе 1982 г. превышает таковые за 1984 г. в

1,3 раза, а водозапас меньше в 1,1 раза.

В целом из общей площади области питания ледника Малый Акгру на конец абляционного периода 1984 г. участки полного набора годовых слоев зани-маюгоколо 0,85 км2 или 37% площади, где число слоев составляет 7-10. На остальной площади их число не превышает 1-6.

На ледниках Левый и Правый Акгру наблюдается более разнообразная картина распределения мощности фирна по площади. На Левом Акгру две верхние обширные ступени, с абсолютными высотами 32003400 и 3500-3700 м, составляющие около 70% площади всей области питания, являются, по существу, основными зонами аккумуляции снежно-фирновых масс, максимальная мощность которых достигает 1517 м. Исключение составляют зоны перегибов, где фирновый чехол крайне мал (3-5 м). На Правом Акт-IV обращают на себя внимание зоны повышенной концентрации фирна, расположенные в двух карах. На обоих ледниках основные снежно-фирновые массы сосредоточены у правого подветренного склона; в то время как противоположная сторона нередко бывает совершенно лишена фирнового чехла. На леднике Водопадный основные запасы фирна (3-5 м) сосредоточены практически в его центре (зона прогиба поверхности) в 400-600 м от конца языка. Далее, вверх по профилю, фирновый чехол практически исчезает и питание этой части ледника происходит исключительно за счет мощного слоя (20-30 см) инфильтра-ционно-конжеляционного льда

Большой практический интерес представляют значения плотности снежно-фирновой толщи ледника: ее пространственные различия, скорость и величина изменения от начального значения до плотности льда, ее преобразования на различных глубинах. Решение этих вопросов так или иначе связано с чисто региональными условиями формирования определяющих факторов процессов льдообразования (аккумуляция, таяние, температура и строение толщи и т.д.), которые, как показывают работы [8, 11, 13 и др.], сугубо индивидуальны в каждом конкретном районе. Поэтому, д ля различных районов с разным режимом ледников такие зависимости будут свои.

На рис. 4 и 5 показаны распределение плотности по глубине в различных точках ледника. Прослеживается единая закономерность: плотность фирна в районах с полным наборам годовых слоев вначале быстро (от 0,48-0,55 до 0,60-0,65 г/см3 в пределах первых 1-3 слоев), а затем медленнее (от 0,65 до 0,88 г/см5) нарастает с глубиной На рис 6а показаны изменения плотности Др за летний сезон по глубине Ъ в средний, а также минимальный и максимальный по условиям аккумуляции годы. Как видим, во всех случаях склок изменения плотности для слоя текущего года составляет 0,12-0,15 г/ см’, что соответствует почти 20-30% первоначальной плотности; в слое предшествующего года Ар = О,ОБОД 2 г/см3 или 8-10%, и д алее идет уменьшение до 0,020,04 г/см5 или 3-5%. Заметим, что эпюры этих зависимостей подобны эпюрам распределения запасов холода по глубине перед началом таяния [16].

На основании всех имеющихся материалов построена кривая распределения плотности р фирна по глубине Ъ (рис. 66), представляющая собой ломаную линию. Первая часть ее, более крутая, соответствует верхним 1-2 горизонтам, где средний прирост плотности фирна на каждый метр глубины составляет 0,060,08 г/см5. Вторая часть кривой более пологая и показывает среднее увеличение плотности по глубине, рав-

Рис. 5. Сцюение и плотность

д. Про^й Литр« <лГ1)

А лр

Рис. 6. Изменения 1Ш0ТН0СТИ фирна

ное 0,02-0,03 г/см3 на метр. По сравнению с имеющимися в [6, 11, 13 и др.] сведениями, наша кривая более крутая и, соответственно, приращение плотности по глубине больше. Эго объясняется, по-видимому, тем, что в данном случае мы имеем дело с холодным типом льдообразования (в противоположность теплому на ледниках Абрамова и Марух). Резкий перегиб в значениях плотности на глубине 2-3 м показывает ту предельную мощность, где и сосредоточен основной объем инфильтрационного льдообразования, а также наблюдаются наибольшие значения вертикальных деформаций толщи (см. нитке).

Оседание определялось путем повторного измерения расстояния между деревянными штырями, вби-

тыми на границе каждого годового горизонта, весной

1981 г. в шурфе № 3 с последующими его замерами в сентябре этого же года, весной и осенью 1982 г. За имеющихся два летних сезона величина оседания практически оставалась одной и той же, равной 2,22,5%, а за зимний период 1981/82 г - 1,6% (т. е. за год в среднем - 4%). Ее значения между слоями распределились следующим образом: 6-9% составляет оседание первого слоя, 4-5%-второго, 1,0-1,7%-впос-ледующих слоях. Кроме того, в мае 1981 г, в районе шурфа № 3 был «разбит» квадрат со стороной 50 м. Повторные измерения расстояния между вершинами этого квадрата в июне 1982 г, показали, что деформация толщи за счет растяжения составляет около

0,011 год:1 или 1,1%. Таким образом, увеличение плотности фирновой толщи за счет вертикального оседания составляет около 4%, но горизонтальное растяжение уменьшает его на 1%, в результате - приращение плотности равно 3% в год. Полученные результаты по ледникам Агару аналогичны имеющимся в литературе [11,14], а это, в свою очередь, свидетельствует

об однородности процессов деформации толщи за счет статических и динамических напряжений на различных ледниках.

Инфильтрация н просачивание талой воды в фирновую толщу

К настоящему времени накоплен большой опыт и получены конкретные данные о процессах инфильтрации в фирново-ледяную толщу в различных ледниковых районах [2, 3,4, 11 и др.]. Показана их роль во всем многообразии факторов, определяющих вещественный и энергетический баланс ледников. Для определения этой важной характеристики в области питания ледника Малый Акгру зимой 1981 г был выбран наиболее типичный участок, внутреннее строение которого представлено разрезом шурфа № 3 (рис. 4), где и были поставлены наблюдения за скоростью просачивания талых вод с использованием красителя. Температура толщи измерялась как непосредственно в шурфе, так и по скважинам № 8 и № 9 (рис. 1).

Как известно [2], процессы инфильтрации являются функцией многих переменных, главные из которых - продолжительность и интенсивность таяния, нггильная структура толщи и ее изменения по глубине, температурное состояние и условия стока талых вод. Таяние в районе шурфа началось 5 мая и до времени полного пропитывания толщи, которое отмечается 23 июля, на поверхности образовалось 600 мм талой воды. Таким образом, средняя скорость инфильтрации талых вод составляет за период 9 см/сутки а средняя интенсивность таяния - 7,5 мм/сутки Причем скорость инфильтрации в этот период крайне неравномерна: меньше всего она в сезонном снеге (4-6 см/сутки) и связана, в основном, с малой интенсивностью таяния; затем скорость инфильтрации постепенно увеличивается и у основания снсжной толщи достигает 1015 см/сутки; на контакте снег-фирн отмечается ее минимальное значение - 2-4 см/сутки. Запас холода в этом слое составил (в пересчете на слон воды) около 50 мм, а с поверхности поступило 140 мм талой воды. Следовательно, в период с 5 по 31 мая - времени полной пропитки снежной толщи, интенсивность таяния составила 5 мм/сутки, а интенсивность «реализации» холода - около 2 мм/сутки. В фирновом слое предшествующего года (1980) скорость инфильтрации возрастает от 3-4 - в верхней части, до 10-15 см/сутки -у его основания, н вновь замедляется на контакте с летней поверхностью 1979 г. - до 2-3 см/сутки. Такой пульсирующий характер инфильтрации в фирновых слоях объясняется, главным образом, особеннос-

тями строения толщи, где годовые слои отделяются мощными ледяными прослойками - до 20-30 см. В целом скорость инфильтрации в фирне составила 1011 см/сутки. При этом интенсивность подачи воды с поверхности в этот период (с 1 нюня ио 23 июля) возросла до 8,7 мм/сутки, а запас холода в фирне составил около 90 мм.

Скорость фильтрации сквозь уже промоченную снежно-фирновую толщу в период с 24 июля по 10 августа (конец периода таяния) будет зависеть, в основном, от интенсивности поверхностного таяния и, поэтому, водоотдача из толщи должна происходить довольно быстро. Во всяком случае, как следует из наблюдений на Марухсвдм леднике [11], хотя эффективный поток имеет сечение, примерно равное лишь 510% сечения сообщающихся пор, но этого вполне достаточно для быстрой фильтрации того количества талой воды, которое обусловлено таянием.

Зоны льдообразования

Многочисленные данные по аккумуляции и таянию, температурному состоянию, распределению и стратиграфии снежно-фирновых отложений и т.д. позволяют по известным признакам достаточно надежно выделить в областях питания ледников Астру определенные наборы зон льдообразования, которые характерны для большинства районов современного оледенения Алтая.

Рассмотрим зональность процессов льдообразования при средних условиях, наблюдавшихся на ледниках Акгру за последние 20 лет. используя при этом граничные условия существования той или иной зоны, выявленные по массовым измерениям на леднике Малый Акгру. Основными критериями выделения гляциологических зон служили разработки П.А. Шуйского [21, 22], Е.Н. Цыкина [20], А.Н. Кренке [9, 10, 12], а также использовались характерные признаки той или иной зоны, основанные на стратиграфических особенностях строения фирново-ледяной толщи, полученных в различных ледниковых районах [2,5,6,7,

11,13,14,18,19 идр].

На ледниках бассейна выделены следующие зоны льдообразования: холодная фирновая, фирново-ледяная и ледяного питания (рис. 7).

Холодная фирновая, юиинфильтрационно-рекри-сталлизационная зона простирается по всей кромке южного ледораздела бассейна от его подножий (33703400 м) до самых верхних гребней - вершина Актру-Баш (4075 м), и занимает 3,49 км: или 36% площади областей питания ледников Акгру (табл. 2). Наличие участков наибо льшей аккумуляции на нижних пределах и закономерное уменьшение таяния на верхних составляют общее правило для области распространения данной зоны. Особенно это хорошо выражено на Левом Акгру, где нижняя граница расположена на 30-90 м ниже, чем на других ледниках бассейна и имеет здесь наибольшее распространение. Вертикаль-

СИ/ еш*

си а, ЕЗ.

Рио. 7. Распределение зоны ледообразования И и ¿личин внутреннего питания на ледниках Агару в среднем за период 1977-1999 гг.

ный диапазон на Малом Акгру составляет 270 м, Правом Акгру - 480 м, Левом Актру - 720 м.

Климат в пределах холодной фирновой зоны характеризуется самыми низкими температурами воздуха, которые зимой достигают -30 + -40°С, а сред-нелсткис (июнь-август) на средней высоте зоны составляют -2 -г -3°С,

В пределах рассматриваемой зоны суммарная аккумуляция по ледникам изменяется от 100 до 125 г/см1, достигая в отдельных точках до 200 г/смг (табл. 2). В течение периода летнего таяяня поверхность снежного покрова сохраняет весьма высокое альбедо (7585%), поэтому, количество солнечной радиации, поглощаемой поверхностью, уменьшено почти в 1,52,0 раза по сравнению с нижележащими зонами. Этому способствует летний максимум осадков, которые здесь полностью выпадают в твердом виде. Тем не менее, таяние в холодной фирновой зоне составляет 20-40% общих снегозапасов. Количество талой воды колеблется от 400 до 150 мм, закономерно уменьшаясь с высотой. Остаток снега в конце непродолжительного теплого периода, длящегося здесь около 3050 дней, составляет в среднем 160 см, изменяясь от 100 до 200 см.

Результаты Структурного анализа показывают (рис. 3, шурф № 4) , что преобразование снега в лед на большей части площади этой зоны происходит за 8-10 лет (на участках максимальной мощности фирна - за 10-12 лет) и заканчивается на глубинах егг 10 до 18 м в условиях отрицательных температур исключительно под действием оседания и рекристаллизации. Последнее составляет 35-40% в общем процессе льдообразования, а инфилътрационнос - 60-65% и происходит, в основном, в верхних 5-8 м толщи.

Фирново-ледяная, или инфильтрациониая зона имеет наибольшее распространение и составляет 5,31 км2 или 55% общей площади областей питания ледников Акгру (табл. 2). Она занимает обширные, сравнительно выположенные пространства в небольшом диапазоне высот (3150-3440 м). Нижней границей является фирновая линия Отдельные пятна ее встречаются как внутри холодной фирновой (см. Левый Акгру), так и ледяной (Водопадный и Кар Малого Ахтру) зон льдообразования (рис. 7). В первом случае это обусловлено малой аккумуляцией из-за сноса снега ветром на выпуклом участке ледника, во-вто-ром- наоборот, концентрац ией снега в вогнутых формах рельефа на более низких пределах.

Льдообразование в этой зоне завершается инфильт-рацноилым путем. Причем, за 2-3 года в этой зоне образуется такое количество воды, которого хватило бы для полного превращения фирна в лед Однако около 30-80% ее уходит в сток Поэтому льдообразование длится 6-7 лет - на участках ПОЛНОГО набора годовых слоев, и 2-5 лет - на остальной части зоны. Об ЭТОМ же свидетельствуют и стратиграфические разрезы (рис. 3, 4, 5). Увеличение плотности за счет статических и динамических напряжений составляет 3 % (см. выше), что за 7 лет дает прибавку плотности 0,07-0,08 г/см1, а это, в свою очередь, соизмеримо с годовым инфильтранионным льдообразованием. Таким образом, процессы оседания и рекрнсгааишзации ускоряют общий процесс льдообразования сроком на 1 год

Зона ледяного питания, или инфильтрапионно-кояжсляционная зона.

На долинных ледниках бассейна - Малый, Левый и Правый Акгру - эта зона наблюдается в виде узкой, иногда прерывистой, полосы шириной не более

Таблица 2

Средние величины суммарной аккумуляции (О), таяннн (АІ) и внутреннего питания (Г) й различит зонах льдообриюВанми ледиигав Акгру за период 1977-1999 їх

Ледник Зоны Л1ДообразоИ»ИНя В целом ІГО ледникам

Холодная фи рік» кал Фирново-ледяная ледяная зона абляции

Э 0,30 1,45 о,п 0,87 2.73

ДН 3440-3710 3180-3440 3160-3180 2235-3160 2235-3710

Малый Актру а І25 107 91 60 94

А1 35 75 91 220 119

Р 35 25 12 - 19

в 1,34 1,60 0,15 2,06 5,15

ДН 3390-3870 3]50—339П 3130-3150 2455-3130 2455-3870

Правый Актру а 118 105 75 59 91

А1 40 67 75 195 112

Б 40 22 7 - 17

£ 1,85 1,77 0,07 2,26 5,95

ДН 3350-4070 3180-3350 3160-3180 2530-3160 2530-4070

Левый Акгру а 115 95 70 57 89

А1 35 70 70 215 119

р 35 23 7 - 19

8 - 0,22 0,26 0,27 0,75

ДН - 3200-3380 3180-3552 3055-3180 3055-3552

; Вороладный а - 80 45 40 56

А1 - 55 45 125 75

Р - 17 18 11

8 - 0,27 0,31 0,33 0,91

ДН _ 3160-3300 3140-3500 2650-3140 2650-3500

Кар Малого а _ 90 50 50 65

Аісфу А1 _ 55 50 120 »5

р - 21 17 12

8 3,49 5,31 0,90 5,79 15,49

13с. его по ДН 3350-4070 3150-3440 3130-3552 2235-3180 2235-4070

ледникам а 117 100 60 57 87

бассейна А1 38 69 60 199 112

Г 38 23 14 - 17

Приметані!«: 5 - площадь золи, км2; ДН диапазон высот от ннжней границы цо верхней, м.

20-100 м. Вертикальная лрогялагшгость колеблется от 0 до 40 м. Тем не менее, площадь, занятая ею, составляет 0,90 км2 или 9% от общей площади областей питания ледников Актру и на 63 % представлена на двух плосювершиниых ледниках - Водопадный и Кар Малого Актру (рис. 7). В силу своих морфологических особенностей, а также доступности для основных ветров, которые в данном месте достигают штормовой силы, существуют условия для массового сноса снега, а довольно низкие температуры вовдуха способствуют значительному выхолаживанию верхних горизонтов ледниковой толщи - благодаря чему создается положительный баланс вещества. В течении периода таяния на участках, где снешэапасы не превышают 30-50 см и велики запасы холода, происходит их усвоение в виде слоя инфильтрационного льда толщиной 20-35 см, а там где их боле« 100-150 см -часть талых вод, не уместившись в порах нсстаиваю-щего остатка, стекает за пределы зоны. Другая часть замерзает и образует линзы юнжеляционното льда, наложенного поверх инфильграхцюнного льда. Наложенный лед хорошо отличается от ледникового блестящей поверхностью, сероватым цветам, слоистостью, пузырчагостью; определяется как по разности отчетов в конце каждого периода абляции, так и в шурфах. Льдообразование здесь завершается в течении одного года.

Зона абляции занимает в среднем 5,79 кмг или 37% суммарной площади ледников бассейна. Вертикальная протяженность зоны составляет от 150 (Водопадный) до 1000 м (Малый Акгру). Льдообразование здесь носит временный характер: в летний период после станвания снежного покрова вначале обнажается наложенный лея, мощностью 5-15 см, который быстро стаивает по мере поднятия сезонной снеговой линии. Высокие значения летних температур воздуха и солнечной рад иации обеспечивают интенсивное таяние, юторое в несколько раз превышает объем аккумуляции и на нижних пределах составляет 350 -600 г/смг.

Таким образам, рассмотренная схема зональности процессов льдообразования на ледниках Акгру представлена типичным «тонтиненгаяьпым» (по АН. Кренке [10]) набором зон льдообразования, обусловленным суровыми климатическими условиями и низкими температурами льда.

Зависимость типов лвдообр&кюаиин от климатических изменений

Основными климатическими факторами, определяющими тип питания, служат аккумуляция и таяние, которые являются следствием увлажнения и теплового баланса пищнальной зоны. Изменение этих параметров могут быть связаны как с движением ледника,

так и, в большей мере, с нестационарностью климата во времени [12], а это, в свою очередь, существенно отражается на характере процессов льдообразования и приводит к заметному смещению их границ.

Выше было установлено, что роль талых вод в образовании льда является ведущей, и поэтому основной тип льдообразования - инфильтрациониый, с ко* торым связаны наибольшие изменения структуры фирновой толщи. Стратиграфические колонки опорного шурфа № 3 (рис. 4) демонстрируют существенную перестройку строения толщи. Наличие все более утолщающихся ледяных прослоек, соответствующих границам слоев 1078-1982 гг., свидетельствуют о прогрессирующем процессе преобразования фирноволедяного типа питания в ледяной. В этот промежуток времени (1978-1982 гг.) равновесие между приходом инфильтрации и нестаивающим остатком снега, свойственное фирново-ледяной зоне, было нарушено. Количество инфильтрационного льда значительно превышало объем пор (РЗ) в снежном остатке (8). Масса фирна с каждым годом сокращалась, а ледяные прослойки, маркирующие годовые горизонты, утолщались за счет намерзания подпруженной воды в порах фирна Из средней аккумуляции за эти годы в районе шурфа, равной 90 г/смг, чистый приход (сумма внутреннего питания и снежного остатка) составил 50 г/см2, из них 30 г/см5 пошли на образование льда, а 20 г/см2 являются нестаивающим снежным остатком. Таким образом, условие существования фирново-ледяной зоны (по А.Н. Кренке [9]) не выполняется. По сотно-шению между количеством пор среднегодового остатка, споообного вместить только РБ = 1,3 х 20 = 26 г/см2, к инфильтрационной аккумуляцией, равной 30 г/см2, можно заключить, что район шурфа № 3 по условиям существования в 1978-1982 гг относится к зоне ледяного питания. После завершения периода абляции 1982 г. водозалас всех слоев фирна в разрезе составил около 250 г/см2. При средней плотности фирна, равной 0,64 г/см5, относительное инфильтрацион-ное уплотнение равно 0,35, поэтому, для заполнения всех пор фирна необходимо 250 х 0,35 = 90 г/см2 льда. Если бы условия, характерные для периода 19781982 гг., сохранились и дальше, то четырех сезонов хватило бы для полного превращения толщи в лед. Однако, сплошные ледяные массы льда могут появиться и раньше, т.к. увеличение мощности ледяных прослоек ведет к тому, что глубинные фирновые слои окажутся погребенными и станут недоступными влиянию талых вод. При этом резко сократится прирост твердого вещества и увеличится поверхностный сток талых вод. Наступит такой момент, когда в течение одного сезона весь выпавший слой снега частично или полностью стаивает, образуя в первом случае, в основном, инфильтрационный, во-втором -инфильтра-ционно-конжеляционный лед.

Стратиграфический разрез шурфа № 2 (рис. 3) показывает практически полный сценарий замещения фирново-ледяной зоны питания на ледяную. Начиная

с 1978 г., чистый прирост вещества в районе шурфа состоял только из повторно замерзшей воды в порах фирна и в виде инфильтрационного льда в прослойках, разделяющих прежде почти 2,5-метровую фирновую толщу, сформированную в период соответствующих условий 1975-1977 гг. В процессе инфильтрации и замерзания уже в 1980 г. верхние годовые слои сгруппировались в один 80-сантиметровый слой ин-фильтрациомно-шюкеляционного льда. Вскрытие толщи в конце се зона абляции 1981г. показывает полную изолированность незначительных прослоек реже ляци-онного фирна на глубинах 80-115 и 170-190 см от поверхности. Фильтрация талых вод с использованием красителя обнаружена только до глубины 40 см. Количество нового льда в 1981 г. составило 12 см, в

1982 г. - 17 см. Таким образом, в районе шурфа № 2 практически за три года произошла почти полная смена фирново-ледяной зоны на ледяную. Для участков ледника с полным набором годовых слоев (шурфы № 3, 5,6, рис. 3 и 4) этот процесс, видимо, займет 6-

7 лет при соответствующих условиях.

Структурный разрез, представленный на рис. 3, отражает особенности межгодовой изменчивости условий льдообразования, характерных для холодной фирновой зоны В данном случае морфология разреза показывает, что в период 1978-1982 гг. толща находилась в переходной фазе от холодного фирнового льдообразования к фирново-ледяному. В этом убеждает наличие толстых ледяных прослоек в средней части разреза, а также количественные соотношения между инфильтрационной аккумуляцией и объемом пор в снежном остатке, свойственные фирново-ледяной зоне. Более того, содержание льда в толще в конце периода абляции 1982 г. было, видимо, предельным, и дальнейшее сохранение подобных условий привело бы к окончательной смене типа льдообразования. Отепление толщи посредством инфильтрации и замерзания воды вряд ли могло продолжаться, т.к. сравнительно большие уклоны в этой части ледника могли вызвать преждевременный сток талой воды по промежуточным водоупорам, хотя в нижней части разреза сохранялся отрицательный температурный режим Поэтому, в данном случае нижнюю часть холодной фирновой зоны следует выделить в особую переходную полосу, названую Г.Н. Голубевым [4] субхолодной фирновой подзоной. Основным условием ее существования является наличие участков области питания с значительными уклонами, где несмотря на большие мощности фирна, которые, в большинстве своем вызваны несгационарностью колонки фирна за счет ее движения, в такие периоды как 1978-1982 гг., может происходить сток талых вод по промежуточным водоупорам.

Преобразование одной зоны в другую сопровождается изменением температурного режима деятельного слоя ледника [16]. Так, средняя температура в районе шурфа № 2 в конце периодов абляции 1980-1982 гг. составила: (-2,7; -3,2; -3,8)°С, для шурфа № 3 за этот

2 Гм)

>&

г

а) * #*

>3 » и я

* » Ж п *

1 * и т

0 * я

1913

1*8%

19«?

Рис. X. Структурные разрезы (шурф № 1} в начале (а) к в юнце (б) периодов таяния 1983-1985 гг.

на леднике Малый Аиру

же период - (-1,2; -1,7; -2,0)° С соответственно. Понижение температуры объясняется тем, что в толще увеличивается количество льда; а, как известно [21], лед, по сравнению с фирном, обладает значительно большей теплопроводностью и теплоемкостью, поэтому и выхолаживание таюйтолщив зимний сезон прогсхцщгт сильнее. Этому еще способствовало и малое снегонакопление в этот период (на 20-30% ниже нормы), от которого зависит степень предохранения ледника от выхолаживания. Летом в фирново-ледяной зоне, а, тем более, ледяной, отепление деятельного слоя выражено слабее, чем, например, в холодной фирновой зоне, т.к. уменьшается инфильтрационная аккумуляция и увеличивается сток. Поэтому в ледяной толще, подстилающей фирн, постоянно сохраняется холодный режим с отрицательными температурами

Следовательно, в такие периоды как 1978-1982 гг, температура деятельного слоя в холодной фирновой зоне будет повышаться вследствие увеличения ин-филъграционной аккумуляции и более глубокого проникновения талых вод, а в фирново-ледяной и ледяной - понижаться. Если направление климатических условий изменится на противоположное (увеличится аккумуляция и уменьшится таяние), то будет иметь место обратное изменение температурного режима.

Действительно, после пятилеггнего периода проявления; отрицательного баланса массы, в 1983 г. вновь наметилась тенденция к увеличению фирнового питания [15]. Последующие три года (1983-1985) характеризуются в годовом и зимнем периодах повышенным количеством осадков и положительными аномалиями температуры воздуха, которые составили +0,4, +1,6, -Ю,9°С соответственно. Летом, при осадках, близких к норме, понижение температуры воздуха от средних многолетних значений составили (-1,5 2,5)°С. Мно-

гочисленные летние снегопады слоем 5-20 см надолго докрывали ледники, тем самым уменьшая их таяние на

10-30%. Эти годы отличаются значительной аккумуляцией снега, превышающей норму на 20-30 г/см2. В результате, на площади ледника, где в предшествующий период интенсивно таял многолетний лед начала образовываться фирновая толща. Основные особенности ее формирования представлены на рис, 8.

Как видим, в первый год после реализации холода 190-сантиметровой толщи снега талые воды достигли поверхности льда, температура которого равнялась -8,5°С. На контакте снег-лед началась активная реализация запасов холода с интенсивным замерзанием талых вод, образовавших толщу льда в 32 см. В разрезе она имеет неравномернослоистос строение, объясняющееся неравномерным поступлением талых вод на контакт с предыдущим слоем. В 1984 и 1985 гг. в процессе летнего льдообразования сформировались слои льда, равные 20 и 14 см, а температура на контакте фирн-лед, перед началом таяния составила -7,8 и -7,0°С соответственно.

Таким образом, увеличение фирнового питания влечет за собой повышение температуры деятельного слоя в фирново-ледяной и понижение - в холодной фирновой зоне. Последнее подтверждается измерениями в шурфе № 4, где температура толщи по сравнению с 1982 г. понизилась на 1,1°С

Вышеизложенное дает основание полагать, что в период 1978-1982 гг. наблюдалась явно выраженная тенденция к смене типов питания: с холодного фирнового на фирново-ледяной, фирново-ледяного - на ледяной, что, несомненно, отражает ухудшение условий существования ледников. В последующий период знак осадконакопления и снеготаяния изменился на противоположный и стало возможным накопление фирна Причем, фирновое питание появляется сразу после возникновения необходимых условий, длительность существования которых будет влиять только на мощность фирна. Осредненные параметры существо-

вания той или иной зоны за каждый из представленных периодов показывают, та) увеличение аккумуляции и уменьшение таяния на 15-20% по отношению к периоду 1978-1982 гг. приведет к тому, что условия фирнового питания окажутся в соответствии с их среднемноголетним значением. Изменение тех же параметров на 20-30% вызовет на большей площади области аккумуляции ледника установление холодного типа питания. В целом за 9 лет чередование кратковременных условий, свойственных для различных зон льдообразования, сформировали многослойную фирновую голшу, отвечающую, очевидно, тем средним климатическим условиям, которые характерны для стадии современной деградации ледников Акгру.

Таким образом, очевидная обусловленность процессов льдообразования климатическими условиями дает возможность определить их изменения за последующий период инструментальных наблюдений на

ледниках Акгру (1986-1999 гг.). Тем более, что наблюдения в опорных шурфах продолжаются по настоящее время. Наиболее благоприятный период для развития оледенения отмечается в период 1983-1990 гг., который характеризуется интенсивным фирновым питанием. Основным типом льдообразования был холодный инфильтрационный, остальные два типа имели кратковременный и переходный характер В последующие годы (1991-1997) климатические условия были близки к среднемноголетним и их коротко -периодические колебания (порядка 2-3 лет) меняли лишь направление питания, с преобладанием - фирново-ледяного. В последние годы вновь наметилась тенденция к интенсивной деградации фирновых полей с переходом от фирново-ледяного типа питания к ледяному.

Работа выполнена при поддержке гранта Р98Сибирь (проект № 98-05-03167).

Литература

1. Бажев А.Б. Особенности льдообразования и строения фнрново-ледяной толщи 8 облаете питания Новоземельского ледникового покрова // Исследование ледников и ледниковых бассейнов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. Вып. 2. С. 66-75.

2. Бажев Л Б. Инфильтрация воды в фирново-ледяную толщу (по наблюдениям на Эльбрусе)// МГИ. М., 1968. Вып. 14. С. 53-65.

3. Бажев АБ. Роль внутреннего инфильтрациониого питания 9 балансе массы ледников и методы его определения МГИ. М., 1973. Вып. 21. С. 219-231.

4. Голубев Г.Н. Гидрология ледников. Л.: ГИМИЗ, 1976. 247 с.

5. Дюргеров М.Б., Урумбаев Н.А Гляциологические исследования Памирского фирново-ледяного плато // МГИ. М., 1977. Вып. 31. С. 30-38.

6. Кислое Б.В. К вопросу определения внутреннего питания ледников теплого типа //Тр. САРНИГМИ. М., 1977. Вып.45(!26). С. 62-72.

7. Котляков В.М. Снежный покров Земли и ледники. Л.: ГИМИЗ, 1968. 479 с.

8. Кренке АН. Ледниковый купол с фирновым питанием на земле Франца Иосифа // Исследование ледников и ледниковых бассейнов. М.: Изд-во АН СССР, 1961. Вып. I. С. 70-84.

9. Кренке АН. Зоны льдообразования на ледниках // Геофизический бюллетень. М.: Наука, 1973. Вып. 25. С. 44-56.

10. Кренке АН. Массообмен в ледниковых системах на территории СССР. Л.: ГИМИЗ. 1982. 288 с.

11. Кренке АН., Ьажев АБ., Бажева В Л. и др. Строение фирновой толщи Марухского ледника, льдообразование и миграция воды в ней и МГИ. М., 1970. Вып. 17. С. 277-2?8.

12. Кренке АН., Хованский ГС. Расчет протяженности зон льдообразования на ледниках в нестационарных условиях // МГИ. М., 1974. Вып. 23. С. 25-34.

13. Ледник Абрамова (Атайский хребегг) // В.Ф. Суслов, АА. Акбаров, Ю.Н. Емельянов и др. Л.: ГИМИЗ. 1980. 206 с.

14. Ледники Туюксу (Северный Тянь-Шань) // К.Г. Макаревич, Е.Н. Вилесов, Р.Г. Головкова и др. Л.: ГИМИЗ. 1984. 171 с.

15. Нарожный Ю.К. Баланс массы и сток ледников Акгру в 1981-1984 гг. //’ Гляциология Сибири. Томск. Изд-во ТГУ, 1986. Вып. 3(18). С. 72-75.

16. Нарожный Ю.К. Температурный режим активной толщи ледников Актру//Гляциология Сибири. Томск. Изд-во ТГУ, 1993. Вып. 4(19). С. 140-150.

17. Никитин С.А., Веснин АВ., Осипов АВ., Игловская Н.В. Результаты радиофизических исследований ледников Северо-Чуйского хребта на .Алтае // МГИ. М.: 1999. Вып. 87. С. 188-195.

18. Оледенение Заилийского Алатау I! К.Г. Макаревич, Н.Н. Пальгов, Г.А. Токмагомбетов и др. М.: Наука, 1969. 288 с.

19. Ревякин В.С., Галахов В.П., Голещихин В.П. Горноледннювые бассейны Алтая. Томск. Изд-во ТГУ, 1979. 308 с.

20. Цыкнн Б.Н. ПрИХОЗ вещества в фирновых зонах ледников (метод изучения о помощью термозондирования). М: Изд-во АН СССР, 1962. Вып. 8. 95 с.

21. Шумский П. А Основы структурного ледоведения. Петрография пресноводного льда как метод гляциологического исследования. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 492 с.

22. Шумский П.А К методике определения скорости питания ледников // Гляциологические исследования по МГГ. М.: Намса, 1963. Вып. 9. С 183-191.