Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Малые формы оледенения как особый объект гляциологии
1. Особенности морфологии, режима и эволюции снежников как зародышей малых ледников 8
2. Понятие малых форм оледенения 12
3. Распространение малых форм оледенения по Земле и их изученность 18
Глава 2. Условия существования малых форм оледенения в исследуемых районах
1. Плато Путорана 30
2. Кузнецкий Алатау 48
3. Кавказ 62
4. Кодар 74
Глава 3. Льдообразование на малых ледниках
1. Многообразие льдообразования на различных нивально-гляциальных объектах Земли 84
2. Ледники в условиях теплого режима 87
3. Ледники в условиях холодного режима 96
Глава 4. Движение льда в малых ледниках
1. Зависимость скорости движения от морфометрии ледников 109
2. Вариации наблюдаемых скоростей на малых формах оледенения 112
Глава 5. Особенности эволюции малых форм оледенения на фоне современных изменений ледовых ресурсов Земли
1. Изменение пространственного положения 117
2. Изменчивость баланса массы 153
Глава 6. Неразрывность генетической цепи «снежник - ледник» 182
Заключение 197
Литература 200
- Плато Путорана
- Ледники в условиях теплого режима
- Вариации наблюдаемых скоростей на малых формах оледенения
- Изменение пространственного положения
Введение к работе
Актуальность темы и основная цель работы. Современная динамика развития и деградации ледников коренным образом сказывается на колебаниях уровня Мирового океана и тем самым предопределяет ход многих физико-географических процессов. Несмотря на то, что подавляющая масса водно-ледовых ресурсов Земли сосредоточена в полярных покровах Антарктиды и Гренландии, значительное влияние на уровень океана оказывает режим и состояние гораздо более дисперсного горного оледенения как основной стокообразующей части гляциосферы. Это заставляет уделить пристальное внимание эволюции не только покровного, но и горного оледенения в свете новейших тенденций географической оболочки.
К сожалению, в мировой гляциологии до сих пор не устранен информационный дисбаланс между различными ледниковыми районами. Наряду с всесторонне изученными горными системами (Альпы, Скандинавия, отдельные участки территории США и б.СССР), на Земле существует масса ледниковых районов, лишенных не только самых общих сведений о господствующих эволюционных трендах, но подчас даже и базовых каталогов ледников. Парадоксально то, явно не адекватен уровень гляциологических знаний по некоторым районам первостепенной значимости в планетарном масштабе (Патагонии, Гималаям, Каракоруму). Но в первую очередь скупость сведений о состоянии ледников на современной стадии отличает районы спорадического оледенения малых форм - например, некоторые хребты Сибири и СВ России, Малой Азии, Новой Гвинеи, Мексики и пр. Это препятствует глобальным обобщениям и выводам о месте современного этапа в истории развития криосферы Земли. Поэтому в эпоху глобальных климатических перемен и обостряющейся с каждым годом проблемы запасов пресных вод на Земле весьма актуальными становятся натурные исследования тех гляциологических объектов, которые ранее несколько выпадали из сферы внимания гляциологов.
В нашей стране современное инженерное освоение и развитие, в частности, сибирских территорий требует всесторонних знаний о всех компонентах местных ландшафтов, столь чувствительных к антропогенным воздействиям и естественным флуктуациям природных процессов. Оледенение малых форм, распространенное в самых разных ледниковых районах России, безусловно, относится к числу тех элементов географической оболочки, которые придают особую специфику местным экосистемам.
Нельзя сказать, что о районах с малым оледенением ничего не известно. На все такие районы в пределах территории б.СССР (например, Хибины, Урал, Путорана, Закавказье, хребет Кодар и т.п.) еще в начале 1970-х гг. были составлены полные каталоги
ледников, содержащие сведения о главных морфологических характеристиках выделенных гляциологических объектах. Правда, содержание каталогов опиралось главным образом на анализ аэрофотоснимков, а маршрутными исследованиями (к слову сказать, лишь эпизодическими) была покрыта только малая часть ледников. Поэтому ни о какой детальной гляциологической характеристике речи не шло и идти не могло. Более того, впоследствии возникли сомнения, с одной стороны, в правомерности отнесения всех выделенных объектов в категорию ледников, а с другой, в том, что действительно все малые ледники вошли в составленный каталог.
Поэтому основная цель предпринятых исследований, которые в итоге нашли своё отражение в представляемой работе, сводилась к выявлению отличительных морфологических, режимных и динамических особенностей малых форм оледенения и специфике их современной эволюции по сравнению с более крупными ледниковыми образованиями.
Поставленные задачи и собранный материал. В контексте основной цели следует рассматривать гляциологические экспедиционные исследования, проведенные автором в составе полевых отрядов географического факультета МГУ па плато Путорана в августе 2002, 2003, 2004 гг., Кузнецком Алатау в 2004, 2005, 2006 гг., хребте Кодар в 2007 г. и в рамках многолетних наблюдений на малых ледниках в горноледниковом бассейне Джанкуат на Кавказе. Поэтому представленная работа основана прежде всего на результатах собственных наблюдений и измерений, проведенных в поле с 2001 по 2008 гг. Кроме того, была проанализирована практически вся имеющаяся литература, затрагивающая гляциологические объекты этих горных массивов, а также первоисточники, содержащие результаты исследований однотипных объектов в других горных системах. Были также заимствованы фондовые материалы экспедиций МФ РГО и ИГАН СССР прошлых лет. Необходимые сведения об оледенении исследуемых районов были взяты в соответствующих томах Каталога ледников СССР и в Атласе снежно-ледовых ресурсов Мира (1997).
Для выполнения поставленной цели были намечены и решены следующие задачи:
разработка критериев отнесения гляциологических объектов в класс малых ледников в отличие от иных снежно-ледяных образований;
исследование особенностей внешнего массоэнергоомена малых ледников в различных гляциологических зонах;
изучение льдообразования и движения вещества в малых формах оледенения;
выявление климатической предопределенности современных колебаний малых ледников;
сбор и дешифрирование аэро- и космоснимков, анализ разновременной картографической информации об изменении ледников в недавнем прошлом;
обследование перигляциальных поясов и визуальное изучение моренных комплексов для суждений о древнем оледенении исследуемых районов и его последующей эволюции.
Главной задачей экспедиционных исследований являлось изучение нивально-гляциальных образований и их динамики в пределах выше обозначенных районов. Работы по изучению малых ледников и снежников были проведены по следующей программе:
снегомерная съёмка ледников и построение карты снегозапасов;
шурфование для изучения стратиграфии, температуры и плотности снежной толщи;
прямые и дистанционные (фотогеодезические) определения движения ледников и снежников;
реечные измерение абляции;
картографирование внутрисезонной динамики снеговой линии на ледниках (в том числе с помощью GPS-приёмников);
фототеодолитная съёмка в целях построения крупномасштабной топографической карты изучаемого объекта;
повторная GPS-метрия контуров ледников (по всему периметру);
сопутствующие метеонаблюдения и измерения расходов воды в ледниковом ручье для вычисления объема ледникового стока.
Обеспечение исследования метеорологической информацией осуществлялось путём сбора данных регулярных наблюдений на ближайших сетевых метеостанциях, а также путём организации собственных наблюдений в приледниковом поясе, а в отдельных случаях (в 2005-2007 гг.) и с помощью установленных на ледниках автоматических метеостанций Campbell-2000.
В процессе работы над диссертацией также использованы и обработаны фото-, аэрофото- и космоснимки, научные отчеты, карты и результаты разрозненных измерений различных экспедиций, проводившихся в предыдущие годы:
по плато Путорана: материалы гляциологических экспедиций Московского центра РГО в 1972 г. под руководством B.C. Корякина и в 1993-2003 гг. под руководством В.А.Сараны;
по Кузнецкому Алатау: результаты экспедиционных исследований по международным геофизическим проектам 1967-1975 гг. под руководством П.С.Шшшя;
- по хр. Кодар: монография В.С.Преображенского [1960], на основании которой составлен соответствующий том Каталога ледников СССР; работы по четвертичному оледенению хребта (В.Заморуев, Е.Максимов); данные аэрокосмического дешифрирования и крупномасштабного картографирования (Л.А.Пластинин, В.М.Плюснин); отчёт о керповом бурении на леднике Азаровой В.В.Поповнина[1981];
по Кавказу (долина Адыл-су): материалы многолетних исследований географического факультета МГУ 1968-2008 гг. под руководством Г.Н.Голубева, М.Б.Дюргерова и В.В.Поповнина, а также картографический материал НИЛ аэрокосмических методов МГУ. Основные защищаемые положения.
На малых формах оледенения, распространенных в гляциосфере Земли, может быть встречена любая зона (или набор зон) льдообразования. При этом малые формы оледенения повсеместно сосуществуют с крупными ледниками (там, где они развиты), независимо от преобладающей в горной системе зоны льдообразования.
На малых формах оледенения наблюдаются огромные относительные вариации скорости движения льда - гораздо большие по сравнению с крупными ледниками (не считая пульсирующих). Скорости движения малых форм оледенения могут варьировать практически от 0 до нескольких сантиметров в сутки.
Малые ледники обнаруживают большее разнообразие своих эволюционных схем, нежели крупные ледники. На них реже отмечается синхронность колебаний, а их реакция может быть рассогласована с доминирующей схемой эволюционного развития основной массы ледовых ресурсов данной горной системы.
Нецелесообразно проводить жесткие границы между крупньми, малыми ледниками и многолетними снежниками, поскольку они представляют собой звенья единой генетической цепи. Нет ни одного объективного качественного критерия разделения этих гляциологических объектов.
Научная новизна работы. 1. Исследования, проведенные на плато Путорана, Кузнецком Алатау, Кодаре и Кавказе (долина Адыл-су), а также фототеодолитные съемки, дешифрирование аэро- и космоснимков прошлых лет и использование фотограмметрических методов, позволили выявить новые эволюционные тенденции в поведении малых ледников и снежников этих районов за последние 30-40 лет.
Впервые удалось рассчитать баланс массы двух малых ледников в горноледниковом районе плато Путорана.
Изучены особенности существования и поведения малых ледников и многолетних снежников. Установлено, что нецелесообразно искать и выделять промежуточные категории между малыми ледниками и многолетними снежниками, поскольку нет ни одного объективного качественного критерия разделения этих гляциологических объектов. Все эти объекты представляют собой звенья единой генетической цепи, объединенные общностью происхождения.
Показано, что процессы льдообразования на малых формах оледенения могут идти по любому типу распространенному в гляциосфере Земли. При этом малые формы оледенения повсеместно сосуществуют с крупными ледниками (там, где те развиты), независимо от господствующей в горной системе зоны льдообразования.
По результатам измерения скоростей движения на малых формах оледенения выявлено, что на них наблюдаются огромные относительные вариации скоростей движения льда -гораздо больше по сравнению с крупными ледниками (не считая пульсирующих). Скорости движения малых форм оледенения могут варьировать практически от 0 до нескольких сантиметров в сутки.
Публикации и апробация работы. Основные результаты проведенных исследований представлены в 8 статьях, доложены на научных семинарах кафедры криолитологии и гляциологии и на 7 научных конференциях, включая 3 международных гляциологических симпозиума (Санкт-Петербург, 2004; Пушкинские Горы, 2006; Иркутск, 2008) и отраслевые научно-практические конференции (Владикавказ, 2004; Москва, 2005; Тюмень, 2006; Пермь, 2007).
Структура и объем работы. Работа состоит из Введения, шести глав, Заключения и списка литературы, изложена на/Д страницах. В ней содержатся ТО рисунков и 11 таблиц. Список литературы включает в себя 4ІО наименований отечественных и зарубежных работ.
Благодарности. Автор считает приятной обязанностью выразить свою признательность коллегам, которые в немалой степени способствовали организации и успешному проведению экспедиций, а своими ценными советами и консультациями -качественному осмыслению результатов проведённого исследования: А.Г.Керимову (Норильский филиал НИИОСП), В.И.Гребенцу и В.В.Рогову (Географический факультет МГУ), а также вице-мэру Норильска А.Б.Лолаеву. С.Харченко и Ю.Лавренову (Востоксибтранс) и директору заповедника Кузнецкий Алатау А.А.Васильченко за техническую и транспортную помощь, заместителю директора ИПРЭК СО РАН
Д.М.Шестерневу (г.Чита), ведущему научному сотруднику Института Геоэкологии РАН Д.О.Сергееву. Хочеться поблагодарить А.А.Сюбаева и В.С.Шейнкмапа за консультации в ходе экспедиций на Кузнецкий Алатау, заместителя директора Института Географии СО РАН В.М.Плюснина за консультации и предоставление топографических материалов. Главным консультантом и бесценным помощником автор считает сотрудника ИГРАН В.А.Сарану, чьи материалы были также использованы в процессе написания данной работы. Хотелось бы также поблагодарить за содействие многочисленных университетских сотрудников и участников экспедиций на Путорану, Кузнецкий Алатау, хребет Кодар и Кавказ, а также И.Амелина (г.Междуреченск Кемеревской обл.), В.Подгорбунского (пос.Чара Читинской обл.); кроме того, Е.А.Золотарева, А.А.Алейникова, А.В.Розову и Д.А.Апаровича за помощь в подготовке картографических материалов и иллюстраций. Особую благодарность автор выражает начальнику экспедиций и своему научному руководителю, к.г.ц., доценту кафедры криолитологии и гляциологии В.В.Поповнину за всемерную поддержку на полевом и камеральном этапе и в целом за чуткое руководство.
Плато Путорана
Оротектонические условия Енисей-Путоранский регион в тектоническом отношении соответствует Норильско-Туруханской зоне поднятий, представленной серией гребневидных и куполовидных антиклиналей. Большое значение в формировании геокриологической обстановки региона имеют разрывные нарушения, особенно глубинные разломы (рис.5). В западной части региона (рис.6) выделяются: Приенисейский прогиб, выполненный мощной толщей мезозойских песчано-глинистых пород, моноклинально погружающихся к западу; Дудинское субмеридиональное поднятие, сложенное гипсово-доломитовыми породами девонского возраста; Норильская мульда, выполненная маломощными отложениями угленосной тунгусской серии и мощной толщей вулканогенных пород пермо-триаса; Хантайско-Рыбнинское валообразное поднятие северо-восточного простирания, сложенное карбонатными породами среднего и верхнего кембрия, ордовика и силура. Тунгусская синеклиза вьшолнена полого погружающимися на восток угленосными пермско-каменноугольными отложениями и эффузивными породами триаса. Границы отдельных структур в ряде случаев представляют собой зоны глубинных и региональных разломов [Геокриология СССР, 1989].
Формирование рельефа региона неразрывно связано с инверсионным этапом тектонического развития западной окраины Тунгусской синеклизы. Структурные элементы находят непосредственное отражение в современном морфоструктурном плане региона. Моноклинали западного борта Тунгусской синеклизы соответствует обращенная Путоранская морфоструктура, Норильско-Хараелахскому прогибу и Хантайско-Рыбнинскому валообразному поднятию — соответственно одноименные положительная и отрицательная морфоструктуры. Турухано-Дудинская зона поднятий вследствие размыва палео-Енисеем не находит четкого выражения в современном рельефе. Рост положительных морфоструктур сопровождался последовательным образованием и унаследованным развитием сложно ориентированной системы разрывных нарушений, явившихся основой для заложения гидрографической сеги. В четвертичный период значительная рельефообразующая роль принадлежала эрозионно-денудационным и криогенным процессам, проявление которых стимулировалось новейшими тектоническими движениями, а также карсту, суффозии, дефляции и др.
Формирование основных структур района связано с историей развития всей Сибирской платформы. В геологическом разрезе тут развит комплекс широкого стратиграфического диапазона от среднекембрийских отложений до современных.
Нижне-среднепалеозойские слагают платообразные поднятия и представлены мощной (до 5000 м) толщей морских мелководных и лагунных карбонатных отложений. Наиболее древней из них является карбонатная формация кембрия - нижнего силура, сложенная известняками и доломитами с редкими прослоями глинистых сланцев, аргиллитов, песчаников и известняковых конгломератов. В поздне-палеозойское время в лагунно-континентальных условиях произошло накопление угленосных осадков тунгусской серии, залегающих на размытых породах морского палеозоя и представленных метаморфизованными песчаниками, аргиллитами, алевролитами, вмещающими пласты каменного угля. В конце поздней перми по глубинным разломам произошли излияния лав основного состава и образование мощной туфо-лавовой толщи (более 2000 м), а также внедрение интрузий, продолжавшееся до среднего триаса. Лавовая толща представлена базальтами с прослоями и линзами осадочных пород. Интрузивные породы представлены траппами — долеритами и габбро-долеритами, а также крупными телами дифференцированных интрузий, с которыми связаны все месторождения сульфидных медно-никелевых руд в Норильском районе.
Кайнозойские отложения имеют различный генезис, состав и распространены в регионе повсеместно. Они покрывают маломощным чехлом элювия и делювия водоразделы и их склоны, слагают ледово-морские, ледниковые, озерно-аллювиальные равнины, речные и озерные террасы. Наиболее древними являются плиоцен-среднечетвертичные аллювиальные отложения, которые в основном выполняют древние переуглублённые долины и находятся в погребенном состоянии. Четвертичные отложения представлены ледово-морскими, лагунными, озерными, аллювиальными, дельтовыми, ледниковыми, делювиальными, десерпционными, солифлюкционными и пролювиальными комплексами, имеющими возраст от среднечетвертичного до современного включительно [Геокриология СССР, 1989].
Климат
Своеобразие условий формирования погоды определяется положением района севернее Полярного круга в северной части огромного континента, близостью к арктическому бассейну и удаленностью от Атлантики, а также положением его на сильно расчлененном плато.
Зимой, когда азиатский континент сильно охлажден, преобладают потоки воздуха, направленные с юго-запада на северо-восток, в сторону более теплого Арктического бассейна. Вынос воздушных масс происходит в континентальных антициклонах, а также в циклонах, пересекающих Западно-Сибирскую низменность или проходящих вдоль северных морей (рис 7 а, б). Большинство циклонов проходит уже в окклюдированном состоянии и здесь окончательно заполняется. В связи с этим на западе гор Путорана чаще устанавливается облачная, более теплая погода с осадками и метелями.
Летом похолодание связано с вторжением арктических воздушных масс, осуществляющимся обычно в тылу циклонов или по юго-восточной и южной периферии антициклонов. Даже в середине лета в период активной вегетации, т.е. при среднесуточной температуре воздуха более 10, температура воздуха резко понижается, и ее максимум в такие дни не превышает 16. Меньшая повторяемость холодной погоды при антициклональных вторжениях по сравнению с циклоническими объясняется некоторым увеличением прихода солнечной радиации и далее прогреванием воздушных масс. Арктические воздушные массы в подавляющем большинстве случаев поступают с северо-востока, через бассейн Хатанги и северо-западной части Якутии. Следующими по повторяемости стоят вторжения с севера через Таймырский полуостров, реже они происходят через северную часть Западно-Сибирской низменности. В середине лета чаще всего (46%) устанавливается сравнительно теплая погода, при которой максимальная температура воздуха равна 17-22. Такая погода - результат прогревания арктического воздуха, что возникает как при его застое в антициклонах (преимущественно из средних и северных районов Якутии), так и в передней части циклонов из соседних с Путораной территорий Средне-Сибирского плоскогорья и Западно-Сибирской низменности [Пармузин,1975].
Будучи расположенным полностью в поясе субарктического климата, на стыке Атлантического и Сибирского секторов, почти до 94 в.д. плато Путорана подвержено частым вторжениям циклонов атлантических воздушных масс, в связи с чем их западная половина характеризуется более сильными ветрами, чем восточная, большим числом атмосферных осадков (700—1000 мм/год по сравнению с 320 мм/год на востоке) и более мощным снежным покровом (70 см на западе и 40-60 см на востоке). На открытых местах происходит интенсивный перенос снега при частых в первую половину зимы метелях. Значительная масса снега сносится в Норильскую депрессию и другие горные долины. Средняя продолжительность залегания снежного покрова в горах составляет 250-280 дней, в равнинной части уменьшаясь до 226 дней.
Характерной особенностью климатических условий Енисей-Путоранского региона являются сильные ветры, средняя скорость которого равна 5-7 м/с. В районе Норильска скорость ветра может достигать 40 м/с. Наиболее сильные ветры наблюдаются знмой и весной; обычно они сопровождаются обильными осадками. Число дней с метелями в году колеблется в подзоне лесотундры от 30 до 74, в подзоне северной тайги (Игарка) — от 32 до 78, в Туруханске — от 7 до 80 [Сарана, 2003].
В регионе отчетливо прослеживается климатическая зональность и высотная поясность. В южной части Приенисейской равнины среднегодовая температура воздуха составляет -7,6С (г. Игарка), в районе Норильска -9,8С, в районе Волочанки -12С. Главная особенность температурного режима территории заключается в том, что плато Путорана лежит в районе, где средняя годовая температура воздуха отрицательная. Отрицательная температура воздуха держится в течение 9 месяцев. Среднезимпяя температура на м/с Норильск достигает -18С, а минимальная -55,5С. Среднегодовые температуры по данным метеостанции Хатанга колеблются от -9 до -17 за период с 1929 г. по 2006 год (рис.8). На широте Норильска лето практически отсутствует, если за лето принять промежуток не менее 30 дней с температурой выше 15С. Максимальные температуры (10—15С) приурочены к июлю, минимальные температуры воздуха наблюдают в январе (- 25-К30С). Абсолютная амплитуда колебаний температуры воздуха для Норильска равна 82С. Переход температуры через 0С происходит во второй декаде мая и в первой—второй декаде сентября. В течение всего лета севернее Игарки отмечаются заморозки. Годовое количество осадков невелико: от 300—350 мм в тундре до 500 мм в северной тайге.
Ледники в условиях теплого режима
Ледникам, существующим в условиях теплого режима, характерна единственная зона льдообразования - теплая инфильтрационно-рекристаллизационная, или теплая фирновая. Она является самой распространённой зоной льдообразования на горных ледниках умеренных широт, но зачастую встречается в широких масштабах и на островных ледниковых покровах и куполах.
Климатические условия, благоприятствующие существованию теплой фирновой зоны, характеризуются морским климатом с большим количеством атмосферных осадков, малыми амплитудами колебаний температуры и относительно теплой зимой со слабым промерзанием толщи пород. Скорость процесса инфильтрационного уплотнения фирна и льдообразования ограничена запасом холода зимнего промерзания и теплоотдачей в течение сезона таяния. Твердые осадки и вода для инфильтрации имеются в избыточном количестве, но для замерзания воды в порах в толще фирна не хватает холода. Однако наряду с величиной запаса холода активного слоя относительная роль инфильтрационного уплотнения определяется также длительностью пребывания фирна в активном слое, т.е. количеством испытываемых им циклов инфильтрационного прогревания. Это хорошо прослеживается при сравнении условий льдообразования в Альпах и на Шпицбергене. В Альпах на высоте 3500 м годовой прирост фирна равен 3-5 м, мощность активного слоя 15 м, и следовательно, время пребывания фирна в активном слое составляет не более 4-5 лет, тогда как на фирновом плато Изаксена на Шпицбергене соответствующие цифры равны 40 см, 10 м и 25 лет. Поэтому на Шпицбергене фирн уплотняется в активном слое инфильтрационным путем до состояния, близкого ко льду, тогда как в Альпах основным фактором является оседание [Шумский, 1955].
Теплая фирновая зона льдообразования существует на ледниках во многих горно-ледниковых районах мира - как с крупным оледенением, так и там, где представлены исключительно малые формы: это и Кавказ, и Пиренеи, и Кузнецкий Алатау, и Урал, и даже снежно-фирновые образования в горных районах Японии. Преобладание тёплого инфильтрационно-рекристаллизационного механизма в этих горно-ледниковых районах объясняется большим снегонакоплением в результате активного дефляционного перераспределения твердых осадков, сопровождающимся нехваткой запаса холода для повторного замерзания талой воды. Такая концентрация снега на подветренных склонах в основном и является причиной существования малых форм оледенения в современных условиях. Обилие снега, не успевающего полностью растаять даже в условиях интенсивного летнего таяния, приводит к ежегодному накоплению фирна в тыловой части ледника. Толщина снежного покрова на малых формах оледенения этих районов к началу сезона абляции в отдельные годы превышает 10 м, а мощность годичных слоев фирнового остатка может достигать 3 м и более.
Нижняя граница теплой фирновой зоны известна в гляциологии под названием фирновой линии или фирновой границы. Однако неверно считать, что она представляет собой границу между областями питания вверху и областями убыли льда внизу, т.е. то, что ниже нее годовой баланс твердых атмосферных осадков становится отрицательным, а убыль превышает прирост. Вниз по простиранию ледника всегда происходит выклинивание тёплой фирновой зоны и замена ее зоной ледяного питания. Иными словами, ниже фирновой линии всегда существует полоса наложенного льда гидрогенного льда. Другое дело, что ширина этой полосы (как в плане, так и по высоте) переменна в зависимости прежде всего от общеклиматических условий местности, так что из-за её малости нижнюю границу тёплой фирновой зоны нередко считают границей питания.
Наименьшего развития полоса наложенного льда достигает в районах оледенения с морским или по крайней мере умеренно континентальным климатом. Здесь понятие фирновой линии максимально приближается к понятию границы питания, хотя даже в этом случае их полное отождествление всё же теоретически некорректно: наложенный лёд образуется у основания сезонной пачки снега и выходит на дневную поверхность ниже фирновой линии абсолютно везде, но на амплитуду его распространения даже в наименее благоприятных — морских - условиях влияют узколокальные геоморфологические особенности. Наилучшие условия для формирования наложенного льда сразу за нижней границей распространения тёплой фирновой зоны создаются на пологих поверхностях, где быстрый отток талых вод вниз по течению ледника относительно затруднён и где порой создаются предпосылки даже к застаиванию жидкой фазы с образованием временных снежно-ледяных болот.
Проиллюстрировать эту закономерность можно хотя бы на примере малых ледников Кавказа. На сравнительно крутом лбу карового ледника Кой-авган (рис.28) пли на ещё более крутом карово-долинном леднике Джантуган (рис.29), бывшем правом притоке ледника Башкара, залегающая непосредственно ниже фирнового бассейна полоса наложенного льда (т.е. иными словами, инфильтрационно-конжеляционная зона льдообразования) исчисляется по ширине от силы первыми метрами, а местами не достигает и метра. На таких ледниковых образованиях в силу пренебрежимой малости зоны ледяного питания происходит максимальное, вплоть до практического контактирования, сближение тёплой фирновой зоны льдообразования с областью абляции. Наоборот, на отличающихся плавным и пологим течением каровом леднике Чипер-Азау (равно как и на близлежащем крупном эльбрусском леднике Бол.Азау в той его части, которая занята ледяным полем Хотю-тау) наложенный-лёд получает гораздо большее распространение. Его полоса, исчисляемая многими десятками метров, настолько широка, что прекрасно отслеживается даже по снимкам из космоса (рис.30).
Аналогичная ситуация прослеживается на тёплых ледниках Кузнецкого Алатау. На помещённом в Главе 2 рис.15, где изображён весьма крутой ледник Караташ, видно, как снежная поверхность области питания практически непосредственно выходит на контакт с многолетним деструкционным льдом на языке - у крутопадающего глетчера предельно узкая полоса наложенного льда на фотоснимке даже не распознаётся. В то же время на леднике №87, отличающемся гораздо более плавным и пологим падением, эту полосу можно легко усмотреть на рис. 19 в виде тёмного обрамления поверхности льда, обнажившегося из-под сезонного снега к моменту съёмки.
В любом случае слабое развитие наложенного льда ниже фирнового бассейна следует признать характерной чертой строения малых ледников, льдообразование на которых идёт по тёплому фирновому типу.
Из перечня районов исследования, описанных в Главе 2, два однозначно попадают в гляциологическую провинцию, где тёплый фирновый тип льдообразования является доминирующим, - это Кузнецкий Алатау и Кавказ.
На Кузнецком Алатау господство тёплых условий предопределено в первую очередь аномально большим снегонакоплением в течение зимних месяцев. По данным П.С.Шпиня [1980] за холодный период тут накапливается снега до 8000-10000 мм в слое воды, что соответствует толщине слоя порядка 15-18 м. Такие значения аккумуляции на леднике, расположенном в глубине континента, на первый взгляд представляются фантастически завышенными, однако на самом деле они вполне соответствуют действительности вследствие огромной роли дефляционного перераспределения вещества. Подтверждением реальности таких величин могут служить и результаты снегомерной съёмки, проведённой на Чёрно-Июсском леднике 26-27 июля 2006 г., т.е. уже во второй половине сезона абляции, когда значительная часть накопившегося за зиму снега уже стаяла (подробнее о её результатах будет сообщено в 2 Главы 5, где помещён иллюстрирующий их рис.69): согласно им, даже к заключительной стадии периода абляции на леднике оставалось до 660 см снега, что соответствовало водозапасу более 4500 мм вод.экв.! Столь внушительная снежная толща вполне в состоянии надёжно изолировать подстилающие слои фирна и льда от проникновения туда волны зимнего холода, поскольку доказано [Голубев, 1982], что в снегу самых разных регионов Земли мощность слоя сезонного промерзания/протаивания редко когда превышает 10-12 м. Таким образом, ниже подошвы деятельного слоя в течение всей зимы сохраняется режим нулевых температур - главная отличительная черта теплой инфильтрационно-рекристаллизационной зоны льдообразования.
На Кавказе, где, как было отмечено в 1 данной Главы, тёплая фирновая зона встречается как на малых, так и на крупных долинных ледниках, условия её существования и температурный режим ледниковой толщи изучались неоднократно в прошлом и настоящем, начиная ещё с комплексных исследований времён МГД [Ледник Джанкуат, 1978; Ледник Марух, 1988]; впоследствии, вплоть до 2008 г., эти выводы многократно подкреплялись данными шурфования. Так, в горно-ледниковом бассейне Джанкуат глубокими разрезами (а на ледниках Кой-авган и Висячий - также судя по стенкам трещин) вскрываются толщи с отчетливо выделяемыми годовыми слоями, причём содержание льда от слоя к слою заметно увеличивается сверху вниз, так что в фирновой свите как правило отчётливо различаются 7-8 годовых слоев.
Вариации наблюдаемых скоростей на малых формах оледенения
Измерение скоростей движения ледников исследуемых районов была призвана показать уникальность жизнедеятельности малых ледников и многолетних снежников. Методика, применённая в поставленных целях, различалась между исследуемыми районами.
На малых ледниках Кавказа, где в верховьях долины Адыл-су ещё с 1968 г. исправно функционирует местная геодезическая сеть для многолетнего стереофотограмметрического мониторинга оледенения в репрезентагивном горноледниковом бассейне Джанкуат, использовались инструментальные методы с помощью прецизионных геодезических приборов. Объектами измерений служили деревянные рейки абляционной сети, забуренные на ледниках Висячий и Виатау. Их смещение определялось с помощью теодолита Carl Zeiss Jena, выставленного на крайнюю точку одного из ближайших фототеодолитных базисов либо на контрольный пункт, имеющий жёсткую геодезическую привязку, несколько раз за сезон абляции с интервалами от 15 до 60 дней в разные годы.
На не изучавшихся ранее ледниковых образованиях Кузнецкого Алатау (Чёрпо-Июсский ледник) и Путораны (ледники Мальборо и Привес), где местная геодезическая сеть отсутствовала, измерения осуществлялись напрямую с помощью рулетки. Здесь, в силу незначительных размеров ледников и их большого эксцентриситета, обуславливающего сравнительно малое отстояние любой точки ледниковой поверхности от ближайшего участка неледникового обрамления, периодически за теплый сезон (раз в 5-7 дней) проводилось измерение расстояния от каждой из абляционных реек до некоторой жёсткой реперной точки, выбранной на монолитной скале (камне) за пределами ледника. Такая точка изначально выдалбливалась в горной породе, маркировалась краской и обозначалась на местности заметным туром из камней. Расстояния измерялись стандартной рулеткой по туго натянутой металлической струне - от вьщолбленнои на реперном камне метки до основания забитого в рейку гвоздя. Представлялось методически важным натягивать мерную струну от жёсткого репера не на основание рейки, а именно на фиксированную точку на рейке (роль которой играл гвоздь): в таком случае отпадала необходимость вводить в вычисленную величину тригонометрическую поправку, вызванную вытаиванием рейки вследствие абляционных процессов, что при незначительных смещениях существенным образом увеличивало бы методическую погрешность результата. Рабочие ошибки описанного метода могли быть вызваны лишь двумя причинами — неодинаковым натяжением струны в разных сериях измерений и отклонением рейки от изначально соблюдаемой нормали к поверхности, которое могло произойти из-за крена рейки в процессе её вытаивания из снежно-ледовой толщи. Поэтому при снятии отсчётов по струне измерения непременно дублировались при максимально эффективных попытках предварительно учесть и устранить вышеупомянутые источники погрешностей. Точность метода устанавливалась в ходе специального эксперимента и была в итоге оценена в ±1 см.
На малых ледниках правого борта долины Адылсу на Кавказе наибольшие скорости обнаруживаются у ледника Висячий, а наименьшие - у ледника Виатау: в теплый период года у первого они составляют не менее 10 см/сут. - на порядок больше, чем у второго. И это не предел: в своё время [Ковалёв, Дубинский, 1962] на соседнем карово-висячем леднике Джантуган площадью около 0,3 км были зарегистрированы скорости аж до 16 см/сут. Для сравнения отметим, что на главном долинном леднике бассейна, Джанкуате, в конце теплого сезона скорости движения льда в области аккумуляции составляют 5-25 см/сут. [Алейников и др., 1999], т.е. движение ледника выражено более явно, благодаря своему большему размеру, но при этом разброс значений (всего лишь пятикратный) существенно меньше, чем у малых ледников. Что касается карового ледника Кой-авган, количественных измерений скорости течения тут не проводилось, но движение льда на этом леднике безусловно присутствует, о чём могут свидетельствовать хорошо развитый моренный комплекс, трещины разрыва и бергшрунды. Ранее [Ледник Джанкуат, 1978] в число отмеченных тут признаков движения выдвигались также огивы, однако наши обследования показали, что огив в классическом понимании термина на этом каровом леднике нет. По-видимому, за них исследователями времён МГД было принято напластование годичных слоев, выходящих на дневную поверхность крутого прифронтального лба Кой-авгана в виде системы квази-параллелыюй полосчатости льда, в которой более тёмные слои стратиграфически маркировали годовые горизонты прошлых лет.
Сведения о скорости движения ледников на Кузнецком Алатау, установленные нами в ходе экспедиций 2006 г., были получены впервые за последние 35 лет. До этого, по наблюдениям П.С.Шпиня [1980] в июле-августе 1972 г., поверхность льда у конца ледника Караташ в сутки смещалась на 3,7 см/сут. в среднем за 10-дневный интервал времени. По нашим измерениям в июле-августе 2006 г. скорости движения на Черно-Июсском леднике обнаружили примерно тот же порядок величин: по рейке №1 в центральном секторе ледника были зафиксированы абсолютно те же значения - 3,7 см/сут., а по рейке №2, забуренной в тело ледника ближе к его СЗ периферии, несколько меньшие - 1,7 см/сут. Несмотря на то, что разница между среднесуточными скоростями по обеим рейкам не так уж и велика, всего 2 см/сут., окрестности рейки №2, где, кстати, за последние 35 лет отмечена наибольшая деградация ледника (это будет обсуждено в Главе 5), движутся более чем в 2 раза медленнее. Таким образом, в целом скорости движения малых ледников Кузнецкого Алатау после 1972 г. практически не изменились, но при этом, с другой стороны, на них проявилась тенденция к сильной горизонтальной дифференциации поверхностных скоростей. По сравнению с динамическими свойствами малых ледников Кавказа их аналоги на Кузнецком Алатау движутся заметно медленнее, хотя для континентальных малых форм оледенения азиатской части России скорость их движения всё ещё остаётся довольно высокой. Такая их особенность в целом согласуется как с выявленными для местных ледников повышенными значениями энергии оледенения и общего массообмена, так и с господством на них тёплой инфильтрационно-рекристаллизационной зоны льдообразования, столь нетипичной для сибирских ледников. В этом сказывается уникальное своеобразие Кузнецкого Алатау - горной системы, отличающейся самыми разными гляциологическими аномалиями.
Динамика ледников в другом ледниковом районе Сибири, на плато Путорана, гораздо слабее. Несколько предпринятых серий измерений скорости течения раз в 5-7 дней показали, что, действительно, на этих гляциологических объектах скорости движения льда практически нулевые: на леднике Привес смещение мерной рейки за эти периоды составляло лишь около 0,7 см, а на леднике Мальборо и того меньше - 0,6 см. В пересчёте на суточные темпы эти скорости принимали значения порядка 1 мм/сут., но эта точность, разумеется, мнимая: конечно же, при погрешности метода в ±1 см полученный результат оказывается меньше точности измерений или в лучшем случае сопоставимым с ним.
Строго говоря, подобная картина способна послужить аргументом, ставящим под сомнение правомерность самого отнесения ледниковых образований Привес и Мальборо в класс ледников из-за явного несоответствия их каноническому определению ледников как потоков льда атмосферного происхождения. Однако многие другие признаки истинно ледниковой природы у малых форм Путораны налицо: это и ежегодно отслеживаемая чёткая граница питания, и солидное ледяное ядро, и многое другое, к чему мы ещё вернёмся в Главе 6. Оставим до дискуссии в этой Главе и ключевое положение, которое выводится из полученных на Путоране результатов, а именно: в природе существуют снежно-фирново-ледовые образования, которые следует считать ледниками, несмотря на то, что скорости их течения исчезающее приближаются к нулю. Более резкая формулировка («равняются нулю») всё-таки, по-видимому, не вполне корректна. Движение - хоть и крайне слабое, хоть и статистически незначимое - всё же фиксируется в ходе предпринятых экспериментов с помощью металлической струны. Другое дело, что в силу своей малости точная количественная параметризация скорости невозможна до тех пор, пока не будет подобран метод, способный обеспечить статистическую значимость результата даже при столь незначительных величинах. Свидетельством того, что даже на ледниках, чьи скорости существующие методы не могут определить иначе как нулевые, присутствует пусть и слабое, но движение, может служить фотография орографически правой периферии ледника Мальборо (рис.37), на которой видна небольшая, но вместе с тем очевидная трещина. Отнести её образование на счёт иных механизмов, кроме как нарушения условия неразрывности вследствие релаксации напряжений и движения, не удаётся. Например, гипотеза о морозобоиной природе трещины не находит своего подтверждения хотя бы по соображениям того, что на дату съёмки - 18 августа 2004 г. -сезон абляции на Путоране был на своём пике, что означало максимальный прогрев деятельного слоя до нулевых температур, при которых морозобойное растрескивание теоретически невозможно (не говоря уже о том, что это явление в принципе не может иметь место внутри пачки рыхлого водонасыщенного снега).
Полученные результаты продемонстрировали прежде всего 2 отличительные черты движения малых ледников: 1) сравнительные слабую динамику, судя по весьма малым абсолютным величинам скоростей; 2) повышенную по сравнению с крупными ледниками вариацию отмеченных скоростей (иными словами, чем мельче ледники, тем шире относительный спектр колебаний их скоростных характеристик). При этом вьщерживается закономерность фонового замедления течения льда при нарастании степени континентальности климата и как следствие при уменьшении полного массообмена и энергии оледенения.
Изменение пространственного положения
Изменение геометрии ледникового тела как естественный отклик ледника на перемены в климатической обстановке относится к числу наиболее зримых и однозначных свидетельств адаптации ледниковых образований к новым условиям динамично развиваїощеііся географической оболочки. Традиционно для гляциологии в первую очередь реакцию ледника были призваны характеризовать векторы смещения наинизшей (фронтальной) точки, а также колебания абсолютной высотной отметки.
Наиболее серьёзным препятствием для прямой увязки между собой флуктуации конца языка и происшедших климатических перемен всегда являлось то, что наинизшая точка ледника обычно реагирует на эти перемены не сразу, а лишь спустя некоторьш период, чья продолжительность зависит от географии и от размеров ледника и может варьировать от нуля [Шумский и др., 1972; Коновалова и др., 1992] до нескольких сотен и даже тысяч лет [Nye, 1960]. Общепризнано [Котляков, 1968; Долгушин, Осипова, 1989] и теоретически доказано [Голубев, 1997], что величина этого запаздывания является функцией размера ледника, а конкретнее - периода полного обращения массы в нем. Этим определяется то, что максимумы запаздывания, достигающие 5000 лет, отмечаются у самого обширного современного очага оледенения - Антарктиды [Nye, 1960], тогда как наиболее крупные горные ледники характеризуются временем релаксации (и периодом запаздывания вынужденных колебаний) по крайней мере на порядок меньшим, у ледников средних размеров этот период сокращается до 150 лет и менее [Голубев, 1997] и т.д.: эту закономерность можно продолжать вплоть до предельно минимальных значений. Логично, что случай мгновенной реакции (т.е. ситуация с периодом запаздывания равным 0) был отмечен П.А.Шумским и др. [1972] для маленького карового ледника Обручева на Полярном Урале, чья площадь не превышала 0,3 км2. Отсюда следует, что именно малые формы оледенения могут играть роль наиболее надежного индикатора колебаний климата в силу того, что их реакция не осложнена сколько-нибудь значимым запаздыванием своего отклика.
Впрочем, надо оговорить, что вышесказанное справедливо прежде всего для малых ледников, чьи скорости течения не очень малы и как следствие периоды полного обращения массы не слишком велики. Таковы ледники с большой энергией оледенения, лежащие в условиях умеренно морского климата, т.е. там, где в первую очередь распространена теплая фирновая зона льдообразования. К малым ледникам, где льдообразование идет по более континентальному и более холодному типу, характеристика их как идеальных индикаторов климатических перемен относится в гораздо меньшей степени.
Другое дело, что изменения пространственного положения ледников в результате вынужденных колебаний затрагивает не только вариации ледниковых контуров в прифронтальной зоне. Уже неоднократно показывалось [Дюргеров, Поповнин, 1981; Золотарёв и др., 1997], что зачастую сокращение площади ледника идет в основном за счет высвобождения из-под маломощного льда участков скальной облицовки верхних поясов области питания, а вовсе не за счет отступания конца ледника. Отсюда вытекает необходимость отслеживания сокращения площади ледника вдоль всего его периметра, а не только у его наинизшей отметки. Для многих малых форм оледенения, особенно относящихся к присклоновому типу (таких подавляющее большинство в Кузнецком Алатау, на Путоране и в других похожих районах спорадического оледенения), это тем более важно, поскольку изометричность их конфигурации, зачастую приводящая к изрядному превышению ширины ледника над его длиной, с одной стороны, уничтожает морфологическую выраженность языка, из-за чего возникает неясность, какую же точку принимать за фронтальную, а с другой, предопределяет колебания площади ледника по принципу гармошки, т.е. прежде всего за счет особой динамичности именно своих боковых границ.
Поэтому для оценки изменений в распространении каждого конкретного малого ледника на местности необходимо сопоставить в первую очередь его контуры вдоль 100% периметра по состоянию на разные годы, по итогам чего вывести изменения его общей площади. В этих целях были собраны материалы, отражающие положения исследуемых ледников в прошлом - старые топографические карты, аэрофотоснимки и снимки из космоса. В случае обработки данных дистанционного зондирования снимки были увязаны с местной геодезической сетью и были внесены исправления, ликвидирующие съемочное искажение (дисторсию).
Обрисовать современное пространственное положение малых ледников исследуемых районов позволяла либо процедура обработки самых свежих АФС и космоснимков, либо построение новой крупномасштабной карты по материалам наземной фотодеодолитной или цифровой съемки, либо детальная GPS-метрия всего контура ледника. В последнем случае использовался GPS-приемник Garmin Etrex Summit, который нечасто обеспечивает прецизионный результат; для увеличения точности полевых измерений координат обход фиксированных точек стояния по всему периметру ледника осуществлялся повторно, 3-4 раза, с последующим определением итогов позиционирования. В качестве метода независимого контроля использовался эклиметр и лазерный дальномер Newcon с точностью определения расстояний ±1 м. Их совместное применение позволяло произвести соответствующие тригонометрические преобразования, приводящие физические расстояния в ортогональную проекцию и тем самым проверить длину частных проложений (между соседними точками стояния вдоль всего GPS-рейса), которые изначально выводились по географическим координатам.
Проанализируем изменение площади малых форм оледенения плато Путорана по материалам инструментальных исследований и дешифрирования космоснимка (рис.38). По сравнению с 1973 годом, когда площадь Мальборо составляла 0,15 км2, Привеса -0,16 км2, а снежника - 0,05 км2, площадь этих образований в 2004 г. была определена равной для Мальборо 0.092 км2 (рис.39), Привеса - 0,109 км2 (рис.40) и снежника - 0,010 км2. Таким образом, площадь Мальборо сократилась на 0,058 км2, а Привеса - на 0,051 км2 (табл.3), что указывает на достаточно быстрое сокращение границ ледниковых образований (рис.41). В ещё большей степени это касается снежника: несмотря на то, что по своим размерам он примерно втрое меньше любого из обследованных ледников, его площадь по сравнению с 1973 г. изменилась соизмеримо с ними (на 0,040 км2). С одной стороны это можно объяснить более низким гипсометрическим положением снежника (рис.42). Но выявленная закономерность изменения площадей у 3 исследуемых объектах тогда несколько противоречит часто встречающимся в литературе мнениям о большей устойчивости к внешним возмущениям снежников по сравнению с ледниками [Tsuchiya, 1984].
Наряду с тем, что исследуемые образования претерпели сокращение своих площадей, которое, учитывая их небольшие размеры, нельзя оценить иначе как деградацию сравнительно быстрыми темпами, внутри анализируемого периода иногда отмечалось и незначительное разрастание их контуров. Так, с 2002 г. по 2003 г. площадь Мальборо увеличилась на 0,016 км2, Привеса на 0,008 км2 и снежника на 0,010 км2. Но после 2003 г. началось резкое сокращение границ исследуемых образований, и с 2003 по 2004 гг. площадные сокращения составили у Мальборо 0,044 км2, Привеса - 0,039 км2 и соответственно снежника - 0,020 км2 (табл.3). Такое колебание контуров исследуемых образований - в какой-то мере ответ на повышение глобальных среднегодовых температур воздуха (рис.43), но явно не результат каких-либо температурных аномалий. За указанные периоды в этом районе, по метеостанции Хатанга, не наблюдалось каких-либо резких температурных скачков, повышение температуры здесь происходит по известному стабильному сценарию (рис.8 в Главе 2). Можно, к сожалению, лишь предполагать, что разрастание границ ледяных образований - это лишь реакция на аномальное выпадение твердых осадков 2003 г., поскольку повышение среднегодовых осадков в этом районе более чем за 100 лет составило всего лишь 20% (рис.44).
Таким образом, за указанный период наиболее значительно сократился снежник Струдомс, нежели ледники Мальборо и Привес, которые оказались намного устойчивее в период неблагоприятных для оледенения климатических перемен. Деградации были подвержены главным образом языки исследуемых ледников, а области их питания изменились незначительно, а в некоторых случаях, в разные интервалы времени, граница в верховьях области питания даже повышалась. Совершенно другая ситуация с изменениями контуров отмечается на снежнике Струдомс. Как можно видеть на рис.41, за указанные периоды снежник испытывал ежегодные распады на несколько снежных пятен, а потом вновь принимал форму единого тела. Например, в 1973 г. по данным космоснимка снежник представлял собой единое снежное тело, в 2002 г. на этом месте было обнаружено 3 небольших снежничка, которые образовались в результате его распада, а в 2003 и 2004 гг. он вновь объединился в единое тело.
Дезынтеграция снежника Струдомс в различные годы на несколько снежных пятен иллюстрирует одну из главных отличительных особенностей между снежниками и ледниками. На ледниках в свою очередь, в отличие от снежника, отмечается некоторое общее подобие контуров год от года. По-видимому, площадные сокращения ледников плато Путорана за период более 30 лет целиком определяются естественными изменениями климата, несмотря на то, что колебания вышеуказанных ледников в немалой степени зависят от благоприятной экспозиции склона, на котором они находятся. Как уже было сказано в Главе 2 этой работы, приуроченность ледников Мальборо и Привес к северному уступу Ламских гор позволяет считать, что такая экспозиция обусловлена преобладающим направлением влагонесущнх (точнее, снегонесущих) воздушных потоков, а также благоприятной ориентировкой относительно солнечных лучей, позволяющей уберечь снег и лед от интенсивного таяния летом.
