Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Эволюция внутриконтинентальной ледниковой системы в XX веке (на примере северного склона Заилийского Алатау)

ВАК РФ 11.00.07, Гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия

Автореферат диссертации по теме "Эволюция внутриконтинентальной ледниковой системы в XX веке (на примере северного склона Заилийского Алатау)"

РГБ 0& 1 9 ЯНВ 1998

На правах рукописи

Внлесов Евгений Николаевич

ЭВОЛЮЦИЯ ВНУТРИКОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛЕДНИКОВОЙ СИСТЕМЫ В XX ВЕКЕ

(на примере северного склона Заилийского Алатау)

11.00.07 - Гидрология суши, водные ресурсы и гидрохимия

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Алматы, 1997

Работа выполнена на кафедре физической географии Казахского Гос дарственного Национального университета им.аль-Фараби

Официальные оппоненты: Доктор географических наук, прафеса

Кренке А.]

Доктор географических на; Блпговсшенскин В.1

Доктор географических наук, професы Чередниченко В.1

Ведущая организация: Казахский научно-исследовательский инстнту мониторинга окружающей среды и климата.

Защита диссертации состоится 1997 г.

_{0 часов на заседании диссертационного совета Д.53.15.01 п|

Институте географии МН-АН РК по ал росу: г.Ллматы. ул.Ч.Валиханова, 5 Институт гидрогеологии и гидрофизики МН-АН РК, ауд.83.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геогр фии МН-АН РК.

Отзывы на автореферат (в двух экземплярах, заверенные печать: просим направлять по адресу: 480100, г.Алматы, ул.Пушкина, 99, Инстнт географии МН-АН РК. Факс (3272) 61-81-02

" • ксЯМЛ 1997 г.

Автореферат разослан'

Ученый секретарь диссертационного совета, • к.б.н. \4ja~e-'- Басова Т.,

ОЫЦЛЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы. Все более нарастающее потепление климата, обусловленное антропогенным воздействием, вызывает соответствующие изменения п горноледпиковых системах в аридных горах Центральной Азии, в том числе и на юго-востоке Казахстана. Учитывая реальную возможность быстрого изменения характера н размеров современного оледенения, в настоящее время особенно важно детально проследить временные н пространственные колебания горных ледникоп и изучить влияние этих колебаний на изменение водных ресурсов в районах с развитым оледенением.

Именно запас воды в ледниках, обеспечивающий до ?0-50% летнего стока рек, служит важным показателем водных ресурсов в горах и предгорных районах. Рациональное водопользование для нужд гидроэнергетики и ирригации невозможно без исчерпывающей информации об этом компоненте. 13 связи с этим появилась необходимость предвидения и оценки уменьшения площади и объема ледников, обусловливающего сокращение долговременного влагозапаса в них и приводящего к снижению ледникового стока и естественной саморегуляции речного стока.

Таким образом, возникла проблема мониторинга современного оледенения. При этом крайне важно проводить такой мониторинг не для 1-2-х "опорных" ледников (каким является известный в "гляциологическом мире" ледник Туюксу), а для ледниковых систем в целом, насчитывающих сотни отдельных ледников. Необходимо также оценить скорость сокращения запасов льда и перспективы вообще существования этих систем в будущем. Ныне подобная информация для большинства горных районов Республики Казахстан практически отсутствует.

Цель работы заключается в решении актуальной научно-прикладной проблемы комплексной оценки современной эволюции ледниковых систем на базе локального и регионального мониторинга, в исследовании закономерностей пространстшшо-временной изменчивости внешнего массообмена и размеров оледенения аридного высокогорья за последние десятилетия в свя-1н с изменением климата. Названная цель потребовала решения ряда задач, отражающих существо защищаемых положений:

1. разработать методы расчета, позволяющие воспроизвести полную картину формирования составляющих баланса массы и ледникового стока за время

инструментальных наблюдении на сети метеостанций, т.е. реконструировать баланс массы опорного ледника н ею компонентов за длительный период (порядка 100 лет);

2. выявить репрезентативность гляциогидрометеорологическнх измерений на опорном леднике по отношению ко всей ледниковой системе;

3. на базе установленной репрезентативности олорною ледника и гляциологического мониторинга на региональном уровне установить направленность современной эволюции ледников системы , изменения запасов льда в них;

4. оценить изменения величины ледникового стока и его роли в суммарном речном стоке в условиях дегляциации;

5. выявить закономерности в перестройке структуры зональности льдообразования при деградация оледенения и влияние этой перестройки на изменение стока из областей питания ледников;

6. разработать методику долгосрочного прогноза состояния ледниковой системы на ближайшие десятилетия и на отдаленную перспективу.

Объект исследовании. Главным объектом мониторинга на локальном уровне в течение 35 лет (1955-90) был долинный ледник Туюксу в верхоььях р. М. Ллматинки. Специальными наблюдениями были охвачены еще до десятка ледников в других бассейнах. Мониторинг регионального уровни за тот же период проведен для всей ледниковой системы, которая целиком входит в 1-ю часть (вып.2, том 13) Каталога ледников, включающую бассейны левых притоков р. Или. Эта ледниковая система характеризуется разнообра: зием морфологии ледников, орографических и климатических условий их существования и льдообразования.

Научная новизна работы состоит в том, что она является первой попыткой оценки изменения морфометрни и запасов льда, баланса массы и стока рассматриваемой ледниковой системы в связи с меняющимися климатическими условиями. Эти изменения выявлены для всего множества ледников системы на основе регионального мониторинга, опирающегося на материалы троекратно повторенной аэрофотосъемки. Результаты мониторинга обеспечили возможность выхода на сверхдолгосрочный прогноз состояния ледниковой системы и объема ледникового стока.

В результате проведенных исследований:

!. выявлены основные закономерности существования современного оледенения региона в связи с гипсометрией; проанализирован большой массив массбалансопых измерений на ледниках Тугоксу в период МПГ и после него; установлены корреляционные связи характеристик режима и баланса массы опорного ледника Туюксу с метеопоказателями;

2. разработана методика и осуществлена реконструкция режима и компонентов баланса массы ледника Туюксу за 110 лет (1880-1990 гг.);

3. доказана репрезентативность гляцногидрометеорологнческих показателен опорного ледника Туюксу для других ледников региона;

4. разработаны научно-методические основы н программа регионального мониторинга ледников; обоснован набор морфометрнческнх показателен, необходимых для исследования колебаний ледников посредством мониторинга; на приборной базе ГИСХАГИ составлена карта ледниковой системы M 1:25000, служащая исходной основой для долговременного мониторинга оледенения; t

5. на основе трижды повторенных аэрофотосъемок (1955, 1979 и 1990 гг.) впервые осуществлен мониторинг ледников на региональном уровне, позволивший оценить изменения морфометрнческнх и гляциогидрологиче-ских характеристик ледниковой системы за 35 лет;

6. разработана методика и произведен расчет ледникового стока ледниковой системы за каждый год 60-летнего периода с начала гидрометрических измерений на реках хребта (1931-90 гг.); выявлена роль ледникового стока в питании рек и его временные изменения;

7. исследован химический состав талых ледниковых вод, оценены общее содержание растворенных примесей во льду и химический сток; за период мониторинга обнаружены негативные изменения химизма, свидетельствующие об ухудшении качества талых вод;

8. исследованы особенности высотной зональности процессов и типов льдообразования, их временная изменчивость за период мониторинга; оценены роль внутреннего питания в балансе массы и в льдообразовании в разных зонах и величина потерь стока за счет внутреннего питания;

9. по результатам регионального мониторинга и с учетом только гляциологической информации разработан сиерхдолгосрочнын прогноз изменения размеров ледниковой системы и ледникового стока до конца XXI и.

Практическое значение. Полученные результаты позволяют:

1. реконструировать к прогнозировать режим и баланс массы опорных ледников по минимальной метеоинформации;

2. для нужд гидроэнергетики, водоснабжения и ирригации, прогноза катастрофических явлений в высокогорье и пр. за любой год для всей ледниковой системы рассчитывать суммарную абляцию и ледниковый сток;

3. анализировать многолетнюю изменчивость ледникового стока и элементов водного баланса высокогорных территорий;

4. учесть прогнозируемые изменения ледникового стока в перспективном планировании водного хозяйства горных и предгорных районов;

5. использовать надежную информацию об изменениях морфометрин ледников и ледникового стока во времени для формирования баз данных ГИС "Гляциология".

Самостоятельное прикладное значение имеют разработанные автором локальные и региональные формулы для расчета суммарной абляции, баланса массы, температурного скачка и др. Ряд разработок используется в практике исследовании Института географии МН-АН ГК (например, метод расчета внутреннего питания) и в учебный процесс кафедр физической Географии и геоморфологии КазГУ в спецкурсах "Основы гляциологии" и "Современные проблемы гляциологии", при курсовом и дипломном проектировании, в студенческих научных работах, в т.ч. неоднократно признанных победителями Всесоюзных и республиканских конкурсов. Результаты исследований использованы также при составлении карты оледенения гор Казахстана в Атласе Казахской ССР и серии карт в Атласе снежно-ледовых ресурсов мира.

Исходные данные н личный вклад. Предлагаемая работа основана па оригинальном фактическом материале, собранном автором за 40 лет исследований ледников в Заилийском Алатау, в других горных районах Тянь-Шаня, в Джунгарском Алатау, на Полярном Урале, Кавказе, Памире, Алтае. Исследования в разных бассейнах Заилийского Алатау отличаются единым методологическим подходом и общностью рассматриваемою круга явлений

к проблем. В диссертации использованы: данные натурных исследовании за 1956-90 гг. процессов внешнего и внутреннего массоэнергообмена, режима и Баланса массы ледников, полученные автором при участии в полевых рабо- . rax в качестве исполнителя, начальника отрядов и экспедиций; подготовленный автором ряд частей Каталога ледников; материалы наблюдений в бассейне Туюксу по программе МГД (2 выпуска); монографин о ледниках Гугоксу, Заилийского Алатау и Тянь-Шаня; отечественная и зарубежная литература; фондовые материалы ИГ МН-ЛН РК и Казгидромета.

Все научные результаты и выводы получены автором лично при анализе и обобщения упомянутых материалов, хотя отдельные разделы, как это_ видно из списка литературы, выполнены в соавторстве.

В работе применяются чисто гляциологические, пэдроклиматологическне, картографические, математико-статнстические сравнительно-географические методы, а также новые методики, основанные на их сочетании.

Апробация работы. Отдельные положения работы докладывались и Осуждались на XII н XV Генеральных ассамблеях Международной ассоциа-ши научной гидрологии Международного союза геодезии и геофизики Хельсинки,I960; Москва, 1971); международных симпозиумах (Алма-Ата, 1976; Тбилиси, 1978; Ташкент, 1993; Пермь, 1995); Всесоюзной конференции по итогам МГГ (Москва, 1961); Всесоюзных гляциологических симпо-шумах (Чолпон-Ата, 1965; Терскол, 1968; Ташкент, 1972; Алма-Ата, 1976; Гомск, 1980; Таллин, 1984; Пущнно, 1996); семи школах-семинарах Секции 'ляциологии (Звенигород, 1973-86); съездах Географического общества Ка-(ахстана (Алма-Ата, 1965, 1979, 1980, 1985); научных и научно-практических (онференциях (Томск, 1972, 1977, 1987; Покровка, 1978; Алма-Ата, 1985, 1989); научных семинарах лаборатории гляциологии ИГ МН-АН РК, географического факультета КазГУ и др.

Публикации. Результаты исследований по теме диссертации отраже-(ы в 60 печатных работах, в т.ч. трех монографиях и двух книгах Каталога гедииков.

Структура н объем работы. Диссертация состоит из введения, семи лав и заключения. Ее объем 225 стр., в т.ч. 39 тблиц, 16 рисункоз. Список штературы включает 244 названия.

Автор провел 3 зимовки и 40 полевых сезонов в ледниковых экспедициях. В них участвовало большое количество сотрудников Институтов географии АН России, Казахстана и ЛГУ,' преподаватели и студенты ряда университетов, работники гидрометслужбы и Казселезащиты, тонографы и альпинисты. К сожалению, перечислить их здесь невозможно. Представленная работа в значительной степени есть результат многолетнего труда и суровых условиях высокогорья этих преданных горам и науке людей, которым автор выражает глубочайшую благодарность.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖА11ИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Морфолого-морфометрическая характеристика ледниковой системы северного склона Заилнйского Алатау

Заилииский Алатау — один из северных хребтов горной системы Тянь-Шаня. Он простирается с запада на восток вдоль 43° с.ш. на 280 км, возвышаясь в районе Талгарского массива на 4973 м. В 1955 г. [11] на северном склоне хребта насчитывалось 307 ледников, имевших площадь 287,3 км2 (без морен стадии фернау) н обьем, рассчитанный по формуле А. Б. Маю и Г. Е. Глазырнна (1986), — 11,540 км3.

Ледники региона относятся к трем группам морфологических типов: ледники долин (23% от общего числа, 63% — площади и 72% объема ледников системы), ледники горных склонов (соответственно, 75, 36 и 27%) и ледники на денудационных поверхностях (2,1 и 1%).

Более 4/5 числа ледников и их площади приходится на долины и склоны "теневых" экспозиции (С, СЗ и СВ), с которыми связаны все типы ледников, особенно долинные и шлейфовые. На западных и восточных склонах,

-----занимаемых в основном каровыми и висячими ледниками, сосредоточено

15%, а на склонах солнечных экспозиций (Ю и ЮВ) — лишь 2% площади льдов,

Наибольшая высота фирновой линии — 3990 м — у ледников плоских вершин, у долинных и шлейфовых ледников она опускается до 3810 м, у висячих — до 3790 м к каровых — до 3760 м. Ее средний уровень для оледене-

ния в целом приурочен к изогипсе 3800 м. Суммарная площадь абляции всех ледников в 1955 г. равнялась 106,6 км2, а аккумуляции — 180,7 кмг.

Влияние гипсометрии на развитие оледенения четко проявляется на примере связи между средней высотой верхней границы фирновых бассейнов и площадью ледников, приходящейся на заданный интервал протяжения этой границы.

У долинных ледников на 1 км протяжения названной границы приходится в среднем 0,82 кмг (максимально 2,0 км2) их площади, у шлейфовых— 0,52 км2, у каровых и висячих — 0,31 км2. Максимальная высота хребта, необходимая для возникновения и хотя бы эпизодического существования -■ льда, характерная для каровых и висячих ледников, — 3600 м; ледники долин могут формироваться с высоты 3850 м.

Степень занятости ледниковых бассейнов зависит от рельефа, определяющего морфологический тип ледника. Наиболее полно — на 60-65% (максимально — до 80%) — используют свои вместилища долинные и шлейфо-вые ледники; каровые и висячие ледники занимают лишь J1-37% площади своего бассейна.

Вертикальное протяжение пояса развития оледенения в регионе составляет 1760 м — от 3210 до 4970 м. Максимальная площадь льда — 38% — приходится на высотный интервал 3700-3900 м. В диапазоне от 3600 до 4100 м сосредоточено около 80% всей площади льда. Ниже этой зоны оледенение занимает лишь 7%, а выше — 14% своей площади.

Приведенные здесь материалы служат для оценки состояния оледенения региона в середине 50-х годов. Достаточная точность и достоверность этих данных позволяет использовать их для обоснованного суждения о современных тенденциях эволюции оледенения.

Глава 2. Исследование внешнего массообмсна ледника Туюксу в рамках локального гляциологического мониторинга

Всеобщий характер изменении природной среды, особенно в районах с развитым оледенением, требует проведения мониторинга гляциологических объектов. Под мониторингом понимается система повторных наблюдений,

оценки, контроля и прогноза состояния ледников и их роли в изменении ледникового и общего речного стока.

В главе рассматриваются материалы гляциологического мониторинга на локальном уровне, т.е. на уровне одного (эталонною или опорного) ледника Туюксу, полученные при реализации международных проектов по программам МГГ, МГД и МГП в 1956-90 гг. Благодаря этим исследованиям, ледник Туюксу является самым изученным в Казахстане и Центральной Азии и входит в десятку наиболее изученных горных ледников Земли. Библиография по леднику Туюксу, составленная автором, включает более 400 названии. Здесь анализируются лишь результаты изучения режима ледника Туюксу, позволившие реконструировать баланс массы за период 1880-1955 гг., получить 110-летннй ряд по балансу и его составляющим и предложить способ краткосрочного прогноза баланса этого ледника.

В основе имеющихся опытов реконструкции баланса массы ледников лежат зависимости, связывающие значения аккумуляции и абляции с осадками и температурой воздуха. Однако в условиях Занлийского Алагау связь атмосферных осадков в предгорьях и в гляциалыюй зоне ненадежна (коэффициент корреляции г < 0,6). К тому же отклонения количества осадков от нормы в предгорьях к высохогорье часто идут непараллельно, особенно летом, когда в гляциалыюи зоне выпадают "дополнительные" конвективные осадки. Поэтому наш опыт реконструкции баланса массы и его составляющих для ледника Туюксу зиждется лишь на данных измерений температуры воздуха.

Исходной информацией для реконструкции послужили результаты непрерывных измерений компонентов баланса массы ледника Туюксу за 36 лет (с 1956/57 по 1989/90 гг.) и ряды наблюдений за температурой воздуха на мст Алма-Ата ГМО (с 1879 г.) и Мынжнлки (с 1937 г.). Получены вполне удовлетворительные связи показателей режима ледника с температурой воздуха на мст Мынжнлки (3016 м), находящейся в 2,5 км от конца ледника. Короткий ряд измерений на этой метеостанции был приведен к ряду мст Алма-Ата (847 м), расположенной в 30 км от Туюксу.

Реконструкции баланса массы связана прежде всего с восстановлением многолетнего ряда годовой абляции ледника Ли. Известно, что в условиях внугриконтиненталыюго аридного высокогорья таяние льда на 80-85% про-

исходит за счет тепла солнечной радиации (Черкасов, 1980 и др.). Однако из-за отсутствия актинометрических данных величину Аб мы определяем через ее опосредованную связь с температурой воздуха. Надежные результаты дает расчет Аб (мм) по связи со средней летней (У1-УШ) температурой воздуха на высоте границы питания (Кренке, Ходаков,1966):

Аб = (1, + а)\ (1)

Проверка зависимости (1) показала ее применимость для условий ледника Гуюксу со следующим подбором параметров:

Аб = (Г, + 10)'. (2)

Позднее для этого ледника получена следующая формула:

Лб = (/,+ 11,83)3, (3)

где — средняя летняя температура воздуха за май — сентябрь на высоте 3800 м, соответствующей средней многолетней высоте снегбвой линии Нс.

Средняя абсолютная ошибка расчета Аб по формуле (3), составившая 18,0 г/см2, вполне соизмерима с погрешностью определения Аб непосредственно в поле.

Выявлено, что годовая аккумуляция Ак имеет тесную связь с Нс: Ак = 546 - 0,117 //с. (4)

При этом в Ак учитывается внутренне питание, средняя величина которого, гто измерениям за период МГД [41], равна 18,2 г/см2. Средняя абсолютная ошибка определения Ак по (4) составила 11,6 г/см2, а относительная — 11.5%.

Годовой баланс массы Б ледника получен из алгебраической суммы Ак и Аб: Б = Ак + (-Аб). Ошибка расчета Б характеризуется среднеквадратнче-ским уклонением, равным 22,3 г/см2, соответствующим относительной ошибке в 19%.

В результате реконструированы значения Г, на //=3800 м, //г, Ак, Аб и Б ледника Туюксу с 1879 г. за каждый год. В табл.1 эти характеристики

Таблица 1

Осредненные по десятилетиям показатели режима ледника Тукжсу

Период /г „ , "С на Не м Ак Абс Аб, А6 Б Р, км2 на конгц

#=3800 ы г/см2 Ю'м3 г/см2 Ю'м3 г/см2 106м3 г/см2 Ю'м3 г/смг Ю'м3 десятилетия

1881-1890 -1.9 3630 121 4,30 73 2,59 27 0,95 100 3,54 21 0,76 3,54

1891-1900 -1,7 3650 118 4,17 73 2,58 31 1,09 104 3,67 14 0,50 3.51

1901-1910 -1,9 3620 122 4,30 73 2,55 25 0,87 98 3,42 24 0,87 3,5

1911-1920 -и 3710 112 3,86 74 2,55 42 1,46 116 4,01 -4 -0,16 3.36

1921-1930 -1,2 3720 111 3,69 75 2,48 45 1,49 120 3,97 -9 -0,28 3,3

1931-1940 -1,2 3710 112 3,68 74 2,45 45 1,47 119 3,92 -7 -0,23 3,28

1941-1950 -1 3740 109 3,55 75 2,46 53 1,72 128 4,18 -19 -0,63 3,25

1951-1960 -1,2 3730 110 3,55 77 2,48 46 1,49 123 3,97 -13 -0,42 3,21

1961-1970 -1 3740 111 3.52 70 2,23 46 . 1,46 116 3.69 -5 -0,17 3,15

1471-1980 -0.5 3860 89 2,76 74 2,29 76 2,34 150 4,6"! -61 -1,86 3,03

19X1-1990 -0.2 3860 96 2,81 84 2,43 71 2,06 155 4,49 -59 -1,69 2,75

Среднее -1.2 3720 110 3,65 75 2,43 46 1.52 121 3.95 -11 -0,30 3,26

режима ледника осереднены по десятилетиям 110-летнего периода, последние 35 лет которого (1956-90 гг.) представляют данные непосредственных измерений. Здесь же приводятся данные по абляции сиега Абс, абляции льда Аб, и по изменению площади ледника F. Величина Аб, тесно связана с Яс, Б и Аб (во всех случаях г > 0,9). Здесь Аб, определена по связи с Аб:

Аб, = 0,92 Аб-65, (5)

а Абс рассчитана из разности Аб-Абг

Годовые значения Б и его составляющих испытывают заметные колебания год от года. Диапазон изменчивости Ак значительно ниже: С„ ряда равен 0,11 протиз 0,27- и 0,28 соответственно для рядов А б и Б. Очевидно, главным фактором изменчивости Б do гременн является Аб, зависящая от температурных условий летнего периода. Аб преобладает над Ак в течение 5 Я лет из 110, 4 года Б ~ 0 и 48 лет Б был положительным. Экстремальным годом с положительным Б за 110 лет был 1897/98 г. (+58 г/см2), а с отрицательным Б— 1977/78 г. (-148 г/см2). В первом случае высокий положительный Б был достигнут за счет максимальной Ак (134 г/см2), а во втором — при абсолютном максимуме Аб (227 г/см2). Вообще отрицательный Б обуслоален интенсивным летним таянием, чего не бывает после многоснежных зим. Среднее многолетнее значение Б ледника Туюксу за НО лет равно — 11 г/см2 или, з водном эквиваленте, — 0,3 млн.м3.

В межгодовом ходе режима ледника выделяются три периода (рис.1). Первый период — с 1880 по 1914 г. — с благоприятными метеоусловиями для состояния ледника, когда t, была на 0,5-0,7°, а Нс на 90-100 м (в отдельные годы — на 200 м) ниже нормы. Ак превышала свою норму на 10-15%, что обеспечивало средний годовой 5 = +20 г/см2. На этот период приходится наибольшее число лет с наступанием ледника (5 из 7),

При выявлении сопряженности макросиноптической обстановки и режима оледенения используется календарь атмосферно-циркуляционных эпох Л. А. Гнрса (1971), согласно которому а первый период господствовала западная зональная циркуляция W, оптимальная для режима ледников.

Второй период — с 1915 по 1972 г. — характеризуется колебаниями элементов режима ледника около нормы, но все же с тенденцией изменения Б в сторону отрицательных значений. С конца 20-х гг. преобладали формы меридиональных циркуляции и их сочетания — Е, С и Е+С.

£&5п,103кг/мг

Рис. {. Годовой ход (1). скользящие средние 10-летние значения (2) и интегрально-разностная кривая (3) баланса кассы ледника Тдскси за период 1В80-1990 гг.

Третий период, с 1973 г. и поныне, отличается прогрессирующей деградацией ледника, чему способствовали Г, на 0,7-1,0° и Нс па 140 м выше нормы, пониженная (на 15-20% от нормы) Ак, резко увеличенная (на 30%) Аб и максимальные величины Б< 0. Нс в 1978 г., превысив свою норму на 480 м (!), достигла рекордного уровня в 4200 м и "ушла в тропосферу". В этот период дальнейшее развитие получили формы циркуляции Е и С, из которых вторая более других ухудшает состояние ледника.

Режим ледника Туюксу в последние годы свидетельствует о прогрессирующем усилении прихода тепла нс только п эпоху С, но п в эпоху Е. Поэтому ледник, не компенсируя ежегодно свои потери, постоянно испытывает-, дефицит вещества и интенсивно сокращается вне зависимости от форм мик-роциркуляцин. Общая тенденция в направленном изменении состояния ледника Туюксу в сторону его ухудшения Х1ракк-рна для всех показателей режима. Судя по прямым измерениям в 1957-90 гг.;» расчетам по формуле (5), средняя годовая Аб, с начала пека до 80-х гг. увеличилась в 3 раза. За 18 лет (1973-90) ледник потерял 41,5 млн. т, а за 110 лет— 167,0 млн. т льда.

Годовые значения объема ледникового стока (?, увеличились от 3,7 млн.м' в начале XX в. до 4,9 млн.м3 в 80-е тт., при "норме" 4,3 млн.м3. Суммарная же величина за 110 лет составила 476,7 млн.м3, из которых на долю стока за счет таяния льда приходится 35%. Суммарное линейное отступание ледника составило 1030 м, т.е. 10 м/год. Ледник потерял 37% своей массы, ныне его обьем »0,12 км3.

Таким образом, на протяжении 110 лет ледник Туюксу уменьшался в длине и по площади. В этом плане нас не должен вводить п заблуждение тот факт, что в течение 48 лет ледник имел положительный баланс. Для того, чтобы поддерживать себя даже только в стационарном состоянии, ледник должен иметь Б> 0. По П.Н.Пальгову (1969), для обеспечения стационарности ледника по площади, и тем более — его наступания, необходим Б >+41 г/см2. Из 48 лет с Б > 0 действительно благоприятными для.режима ледника были лишь семь: 1887, ¡898, 1901, 1907, 1912, 1963 н 1964, когда Б был от +42 до +58 г/см2. Остальные 103 года периода были для ледника более (("оды с Б < 0) или менее (годы с Я до +41 г/см2) неблагоприятными:

По имеющимся прогнозам (Гире, Будыко, Пилифосова), в 20002054 [г. в северном полушарии будет преобладать макроциркуляция типа С,

ожидается повышение температуры воздуха к концу XXI в. на 2,5-4,0°С. Ледник Туюксу сохранит существующий тренд к увеличению Аб и резко отрицательному балансу массы. В этих условиях ледник Туюксу прекратит свое существование к 2065-2070 г.

Рассмотренные варианты расчета Аб и Б могут быть использованы при реконструкции и прогнозе Б неизученных ледников Тянь-Шаня, на которых величина t, может быть восстановлена по данным измерений на длинноряд-ных метеостанциях.

Глава 3. Оценка репрезентативности данных гляциогндрометео-рологичсских измерении на опорном леднике

Научная и практическая значимость исследований на опорном леднн-" ке, т.е. мониторинга на локальном уровне, во многом зависит от того, насколько полно их результаты могут быть использованы для более широких региональных обобщений. С этим связан важный вопрос репрезентативности данных наблюдений на леднике Туюксу.

Гляцномегеорологнческая репрезентативность ледника Туюксу по отношению ко всей ледниковой системе, где проявляются местные факторы формирования горного климата, оценивается по двум признакам — синхронности колебаний сравниваемых показателей во времени и близости по-следшгх по велнчнне. Степень репрезентативности определяется теснотой корреляционных связей.

Для оценки характера территориальной изменчивости гляциометеоро-лошческих показателей на семи достаточно типичных ледниках региона ряд лет работал специальный отряд: в 1975 г. — на леднике №244 (бассейн р. Тургень); в 1976 г. — на леднике Шокальского (Ср. Талгар); в 1977 г. — на леднике Жарсай (Иссык), в 1978 г. — на ледниках Тимофеева и Змеевидном (Б. Алматинка); в 1979 г. — на леднике Макаревича (Каскелен). Одновременно велись более детальные наблюдения на опорном леднике Туюксу.

Среди метеофакторов на первом месте стоит температура воздуха /„ так как: 1) режим t,, при всей его сложности в горах, легче выявляется и анализируется, чем, например, режим облачности и, тем более, осадков;

2) именно тепловыми условиями определяются величины абляции и, -следовательно, ледникового стока. Средние за период наблюдений температуры воздуха (Г) на опытных ледниках, приведенные к высоте Туюксу, оказались равными I на Туюксу. Равенство приведенных / на разных ледниках, а также близость /„,.,, по абсолютной величине и полная их синхронность в датах доказывают существование единого температурного поля в высокогорье хребта. Об общности температурного режима свидетельствует и подобие меж- и внутрнсуточного хода температуры. Таким образом, температурные условия приледннкового слоя воздуха на леднике Туюцсу обладают необходимыми признаками репрезентативности.

Выявленные хорреляцнонные связи между приведенными к высоте Н Туюксу средними суточными температурами воздуха на опорном я опытных ледниках однотипны и имеют высокие значения г: от 0,944 для ледников Жарсай и Туюксу до 0,980 для ледников №244 и Туюксу. Это позволяет считать /„ измеренные на опорном леднике, репрезентативными по отношению к /, на опытных ледниках. Можно сказать и иначе: / воздуха, измеренные на любом опытном леднике, являются репрезентативными как для опорного ледника Туюксу, так и для ледниковой системы в целом.

Оценена теснота корреляционных связей Г, с другими метеофакторами на опорном и опытных ледниках за одинаковые временные интервалы. Выявлена высокая степень корреляции Г воздуха с облачностью (значение г от -0,73 до -0,94), с продолжительностью солнечного сияния (0,83-0,96), с

влажностью воздуха (-0,78--0,81). Связь Г воздуха со скоростью ветра

оказалась незначимой (0,08-0,23).

Однородность рядов I воздуха, проверенная по критериям Вилькоксона и знаков, тесные связи между ними дают дополнительные основания говорить от общности термического режима высокогорья.

Таяние ледников. Наряду с метеофакторамн периода абляции изучалась сама абляция как расходная часть баланса массы, определяющая ледниковый сток. Различия в значениях рассчитанного по натурным наблюдениям температурного коэффициента таяния льда К, уменьшаются в пределах 0,050.12 см/°С сут. Они существенно умещаются, если в расчет К, ввести суммы положительных приведенные к //Туюксу. Средняя величина К, - 0,8 смЛС

сут. Температурный коэффициент таяния снега Кс всюду оказался равным ■ 0,5 см/°С сут. Этн значения А", и Кс могут быть приняты при расчетах таяния на ледниках хребта.

Сами величины таяния льда на опытных ледниках также мало отличаются от таковых на опорном леднике. Конечно, 100%-ной сходимости в абляции льда ледников ожидать нельзя. Различия в ориентации и углах наклона, в степени освещенности н засоренности ледников мореной, в трещнноватости и альбедо поверхности и т.п. обусловливают и различия в таянии. Эти различия, выражающиеся в отношении величин абляции на одинаковых высотных уровнях сравниваемых пар ледников, колеблю ся от 0,89 до 1,12. Средняя же величина этого отношения за 5 лег наблюдений равна 1,01 , т.е. разница в измеренной абляции па всех высотных уровнях опытных ледникоо и опорного ледника составила лишь +1%. Очевидно, что эта вели, чина находится в пределах точности измерений и, тем более, расчетов абля-" цни. Поэтому измерения абляции на опорном леднике Туюксу в любой год следует считать репрезентативными для всей ледниковой системы.

Таким образом, исследования показали, что ледник Туюксу, рассматривавшийся как опорный, объективно может быть признан "репрезентативным примером" формирования гляциометеорологических условий периода абляции и самой абляции. Установление такой репрезентативности избавляет от необходимости проведения трудоемких наблюдений на большом числе ледников в разных бассейнах, а также позволяет с большей надежностью рассчитывать различные гляциологические характеристики, и прежде всего — величину годовой Аб по ее связи с /„ для ледниковой системы в целом.

Глава 4. Мониторинг состояния оледенения северного склона хребта на региональном уровне

Здесь рассматриваются научно-методические основы мониторинга оледенения на региональном уровне и результаты его реализации в отношении ледниковой системы в целом. Для суждения о современной эволюции оледенения разработана программа аэрофототопографического мониторинга, предусматривающая целостный территориальный охват и получение мае-

сового статистического материала об изменении состояния ледниковой системы. Безальтернативной основой такого мониторинга являются дистанционные методы и прежде всего — регулярно повторяющиеся (1 раз в 10-15' лет) АФС с последующим дешифрированием снимков и картометрнческон обработкой.

Анализ этих материалов, зключая расчеты ежегодных величин площадей, занятых ледниками, ледникового стока к т.д., позволил сделать обоснованные выводы ¿>6 эволюции ледников н их реакции на изменения климата. Эти выводы используются далее для разработки прогноза состояния оледенения и ледникового стока.

"Точкой отсчета" слежения за состоянием ледниковой системы служит 1955 г., когда здесь была проведена первая АФС. По ее материалам составлен Каталог ледников региона [11] с точностью определения площадей ледников 0,1 км2 (в М 1:100000).

В 1979 г. проведена повторная АФС. целиком покрывшая территорию '■ хребта. Для обработки АФС залета 1979 г. авторам совместно с К.Г.Макарепичем н В.Г.Поляковым разработана специальна:! методика и технология работ, реализованная на приборной базе Казахского филиала ВИСХАГИ.

Дешифрирование выполнялось на увеличенных в 1,6 раза отпечатках формата 30x30 см. Контуры ледников переносились иа карты М 1:25000 съемок 1979, н, частично, 1980 г. Нумерация ледников производилась в соответствии с [11]. Итогом этих работ стала карта оледенения хребта в М 1:25000, отпечатанная в 1957 г. на 53-х листах офсетным способом в три цвета. Точность определения площади ледников составила 0,01 км2.

В 1990 г. проведена еще одна сплошная АФС ледниковой зоны хребта, что позволило выявить изменения характеристик ледников за 1979-1990 гг. и получить информацию для суждения о направленности процессов массооб-мена и эволюции изучаемой ледниковой системы за 35-летнин период (19551990).

Изменение количества ледников происходит з результате: 1) их исчезновения, 2) распада более крупных ледников иа мелкие, 3) бтчленення притоков. За прошедший период по макросклону в целом преобладали второй и третий процессы, что привело к увеличению числа ледншеоа.

За 1955-90 гг. на северном склоне растаяло 56 ледников, т.е. 18% ог их числа в 1955 г., общей площадью 2,57 км2. Все растаявшие ледники располагались на отрогах хребта с небольшими абсолютными высотами и малым диапазоном оледенения.

Наиболее интенсивно распадались ледники в центральной части макросклона, занимавшие многокамерные цирки. Всего за период распались 57 ледннхов, из которых образовался 131 ледник. При этом 10 ледников распались на три и 4 ледника — на четыре. Еще до трех десятков ледников находятся на грани распада. Процесс распада особенно характерен для 1979-90 гг., когда число ледников возросло на 63.

Увеличение числа ледников вызывает увеличение дробности оледенения, показателем которой служит средняя площадь ледника. Она изменялась таким образом: 1955 г. — 0,94,1979 г. — 0,86 и 1990 г. — 0,62 км2. Следовательно, средний / размер ледника за 35 лег уменьшился на 0,32 км2, или на 34%.

Изменение площади и длины ледников. Сопоставление данных трех АФС показало заметное сокращение площади оледенения региона (табл.2).

Таблица 2

Изменение площади оледенения на северном склоне Заилийского Алатау за 1955-90 гг.

Площадь оледенения, Сокращав« площади оледенения

Бассейн км! кмг в % к 1955 г.

реки 1955 г. 1979 г. 1990 г. 1955- 1979- 1955-

1979 гг. 1990 гг. 1990 гг.

Узункаргалы 12,9 10,31 9,169 2,59 1,141 3,731 28,9

Чемолган 2,6 2,24 1,540 0,36 0,700 1,060 40,8

Каскелен 13,5 12,86 10,667 0,64 2,193 2,833 21,0

Аксай 13,5 12,49 19,664 1,01 1,846 2.856 21,2

Карпшинка 3,9 2,89 2,439 1,01 0,451 1,461 37.5

Бол.Алыатинка 33,9 25,25 21,938 8,65 3,312 11,962 35,3

Мал.Алшшика 9,3 8,12 6,353 1,18 1,767 2,947 31,7

Талгар 112,5 89,24 79,702 23,26 9,538 32,798 24,2

Иссык 49,5 36,77 34,755 12,73 2,015 14,745 29,8

Тургепь 35,7 28,88 26,338 6,82 2,542 9,362 26,2

Итого: 287,3 229,05 203,545 58.25 25,505 83,755 2СК2

Наиболее подвержены сокращению ледники бассейнов рек с минимальными площадями оледенения. Менее всего потеряно льда у ледников бассейнов Каскелена и Л кем, часто залегающих в затененных "закоулках" рельефа, а также у нысоко лежащих ледников в бассейне р. Средний Талгар. Средняя скорость сокращения площади ледников за 35 лет составила почти 2,4 км2/год, и площадь оледенения за это время сократилась на 29,2%, т.е. по 0,8 %/год. Практически ни у одного ледника не произошло увеличения площади. Из общей площади сокращения оледенения к 1990 г., равной 83,76 км3, 54% приходится на ледники долин, 45% — на ледники склонов и 1% — на ледники плоских першнп. Однако склоновые ледники ог споен неряона* чалыюй площади потеряли 36%, а ледники долин — только 25%. Поэтому в большей мере дг!радиропали ледники склоноз. Примером катастрофического сокращения служит карояо-висячнй ледник !':79 в верховьях р. Каскелен, сокративший спою площадь с 0,30 до 0,008 км2 — и ныне близкий к полному стаипаншо. При этом сокращение площади льда происходит не только по' фронту и бортам языков ледников, часто не менее интенсивно деградируют и высокие участки с минимальной толщиной льда. Таким образом, Наблюдается не только фронтальная, но и ареальная деградация ледников, способствующая уменьшению их длины и площади как снизу, так и сверху.

Важной частью изучения эволюции ледниковой системы является определение ежегодного значения ее площади оледенения F„ служащей одним из главных предикторов при расчете ледникового стока. Годовые значения F, для всех частных бассейнов рассчитаны за 60 лет с 1930 (от начала гидрометрических измерений на реках) до 1990 года. Величины F, за каждый год периода 1955-1990 гг. определены путем интерполяции их между "репернымн" годами пропорционально Iя. Величины же Ft за 1930-1955 гг. получены экстраполяцией Fот 1955 г. назад, в соответствии со средней скоростью сокращения F, в каждом бассейне в 1955-1973 гг. Наиболее интенсивно ледники теряли площадь о десятилетие 1971-80 г. Только за дза "жарких" года — 1976 и 1977 — площадь ледников сократилась почти на 13 км2. За 60 лет ледники потеряли 40% своей площади.

Общая деградация оледенения проявляется и в уменьшении длины ледников. По региону средняя длина ледников уменьшилась почти на 0,5 км, или на 1/3.

Для оценки колебаний ледников и проведении их мониторинга важно знать величину и скорость отступания их концов, зависящие от многих факторов, о чем свидетельствует большой диапазон значений отступания. Только за 1979-90 гг. ряд ледников (№96 — в Б. Алматинке, №166 — в бассейне р. Талгор и др.) отступил на 400-500 м, т.е. по 45 м/год, а ледники №29 и №104 (бассейн р. М. Алматинки) — на 650-670 м, т.е. по 60 м/год. Лишь четыре ледника в регионе (№№36, 53, 93, 214) сохранили стационарное положение конца языка, хотя и сократились по площади.

Два ледника в бассейне р. Б. Алматинка испытывают наступание. За 11 лет ледник №65 продвинулся на 30 м (по 2,7 м/год), а ледник №79 — на 100 м (по 9 м/год). Их феномен объясняется просто: оба они относятся к забронированным ледникам, медленно сползающим под действием силы тяжести и под защитой мощного моренного чехла.

Величина отступания примерно одинакова для всех морфологических ■типов ледников и составляет 300 м. Средняя скорость отступать в 195579 гг. равна 6,7 м/год, в 1979-90 гг. — 12,6 м/год, а за 35 лет — 8,5 м/год.

Изменение объема ледников и оценка баланса их массы. Сокращение площади и длины ледников, естественно, привело к уменьшению их толщины и объема льда. Объем ледников за "реперные" годи оценивался но формуле А. Б. Мазо-Г. Е. Глазырииа (1986).

Средняя скорость уменьшения объема ледников за 35 лет составила около 0,1 км3/год, что соответствует скорости огносительного сокращения объема на 0,9%/год.

По данным мониторинга об изменении площади и объема льда оценен баланс массы Б отдельных ледников и ледниковой системы. Средняя годовая величина изменения массы ледника (системы), т.е. его Б за период между "реперными" годами, определен по формуле:

£ = (Ю>

Тх Р

где Я— баланс массы ледника, г/см2 год; (1'2 - У,) — изменение объема ледника за расчетный интервал времени, км3; р — средняя плотность льда, г/см3; Г— расчетный интервал времени, число лет; Г -— средняя площадь ледника за расчетный интервал времени, км2.

Средняя за 35 лет величина баланса массы оледенения региона оказалась равной — 39 г/см2. Отметим для сравнения: баланс массы ледника Ту-:оксу за тот же период, по прямым измерениям А к и Л б, равен — 37 г/см2. Калане массы оледенения региона, рассчитанный по оригинальной методике М.Б.Дюргеровым и др. (1995) за те же 35 лет, оказался равным — 35 г/см2, т.е. близким к нашим опенкам.

Таким образом, посредством мониторинга выявлена отчетливая тенденция интенсивной деградации современного оледенения региона, проявляющейся в сокращении площади, отступании концов, уменьшении объема льда и отрицательном балансе ледников. Установлено, что эволюция ледников на современном этапе практически не зависит от их морфологического типа и размеров, а их колебания (кроме забронированных) происходят по типу вынужденных, которые обусловлены направленным изменением климатических условий региона.

#

Глава 5. Ледниковый сток и его изменения при деградации оледенения

В общем стоке горных рек существенную часть составляет ледниковый сток, ценный в качественном отношении: он формируется летом, когда потребность в воде наибольшая. Определение величины ледникового стока — важное условие достоверной оценки ресурсов поверхностного стока и уточнения методов их расчета и прогноза. Поэтому защищаемые здесь положения представляют методические подходы к оценке ледникового стока н его роли в общем речном стоке.

К ледниковому стоку относят весь сток с площади ледников (Гляциологический словарь,1984). Суммарная величина ледникового стока ((),)' включает: 1) сток от таяния снега и фирна в областях питания ледников (ОгфУ, 2) сток от таяния сезонного снега п областях абляции (£?„); 3) сток от таяния многолетнего льда в областях абляции ((?„); 4) сток от подледннково-го таяния на нижней поверхности ледников (()„) и 5) сток жидких осадков с поверхности языков ледников (0*). Таким образом,

(Щ

Такое разделение £5, соответственно гидрологическим свойствам отдельных частей ледника позволяет рассматривать каждую составляющую самостоятельно, используя имеющиеся возможности для более достоверной оценки.

Величина среднего многолетнего ледникового стока со всех ледников региона, а также для 1966 и 1968 гг., была впервые оценена в начале 70-х гг.. Тогда о основе наших определений ледникового стока лежали оценки снегонакопления на высоте снеговой границы (Нс) и расчеты таяния снег а и льда в зонах абляции и аккумуляции по сумме положительных температур воздуха.

Максимальная относительная ошибка расчета Qя по этому методу, определенная как сумма погрешностей составляющих, при условии совпадения знаков (что маловероятно), близка к 25%. Действительная же достоверность расчета значительно выше. Так, величина Q, в бассейне р. М. Алматиики, рассчитанная по этой методике, отличается от ()„ вычисленного по натурным измерениям составляющих, на +2,7% в 1966 г. и на +4,6% в 1968 г.

В среднем за многолетне расчетная величина О, в регионе составила около 300 млн.м3 воды в год, из которых 62% формируется за счет осадков и 38% — за счет таяния льда.

Несмотря на большую долю абляции снега в ()л, изменчивость последнего определяется в основном колебаниями т.к. абляция снега от года к году меняется незначительно. В целом наш ранний опыт территориального обобщения по оценке £), региона свидетельствует о достаточной достоверности примененной методики.

Все же эта методика не вполне корректна, т.к. средняя многолетняя величина ¡2. в бассейнах определялась не из многолетнего его ряда, хотя бы и расчетного, а лишь на основе средней многолетней Нс. К тому же с прообразующая площадь оледенения Рм для многолетия и за отдельные годы принималась (из-за отсутствия информации) постоянной и равной тон /■',, которая зафиксирована в Каталоге ледников, т.е. без учета изменения во времени.

Поэтому при проведении регионального мониторинга ледниковой системы использованы иные методические подходы, базирующиеся на новой информации и позволяющие осуществить расчет 0, на более высоком качественном уровне, отвечающем требованиям гидрологии ледников.

При новом подходе для расчета ежегодной суммарной абляции Аб в каждом бассейне применена разработанная по материалам наблюдений на репрезентативном леднике Туюксу формула (3). Использование связи (3) позволяет при расчете ежегодной Аб обойтись без данных о //,., а также расширить возможности применения метода А.Н.Кренке-В.Г.Ходакова в плане изучения не только пространственной, но и временной неоднородности Аб, а значит, и ледниковых систем.

Анализ материалов наблюдений за осадками в бассейне Туюксу, проведенных П.А.Судаковым (1987, 1989), показал, что средняя для области абляции величина жидких осадков, зависящая от равна 100 мм, или 7% величины Аб. Следовательно, можно принять, что величина ежегодного ледникового стока - 1,07 Аб (в слое воды).

Поскольку объемная величина годового ледникового стока (_>, = 1,07 Аб х /•],, то для расчета необходимы сведения о площади льда /•', в каждом бассейне за каждый год. При наличии точных данных об за три "реперных" года распределение величин но годам производилось пропорционально на // = 3800 м или годовой Аб.

Полученное из расчетного 60-летнего ряда среднее многолетнее значение <2л на северном склоне хребта составляет 336,7 млн. м3, что на 11,4% превышает его величину, рассчитанную по многолетней Нс. Другие оценки "нормы" <2Й региона: по "глобальной" формуле А. Н. Кренке-В. Г. Ходакова — 273,5 мли.м3 (Чехонадская и др., 1979); на той же основе — 263 млн.м3 (Мазур, 1993); по средним для Тянь-Шаня значениям Кс и К, с учетом #с — 381,6 млн.м' (Диких, 1993); по данным о Б ледников, представленном нелинейной функцией Нс — 399 млн.м3 (Дюргеров и др., 1995). По-видимому,' рассчитанное нами из многолетнего ряда значение "нормы" отражает реальные условия и процессы колебаний (), региона и является наиболее достоверным.

Экстремальные годы в 60-летнем ряде £>, — 1939-й с максимумом стока От„х = 442,4 млн.м1 и 1954-й с минимумом стока (}„„ - 235,1 млн.м3. Малая величина отношения равная 1,4, свидетельствует о малой же м'?жгодовой .изменчивости О, и "гарантийности" его вклада в общий речной сток.

Изменения (), за 60 лет отражают колебания климата, прежде всего — /„ и сокращение'^. Всего за 60 лет в реки хребта за счет (?, поступило > 20 км3 воды.

При анализе рядов суммарного речного стока 0 и £>, установлено отсутствие тесной связи между ними. Вместе с тем сопоставление временных рядов Q и ()„ за 60 лет, как и следовало ожидать исходя из природы этих стоков, показывает их четко выраженную асинхронность: как правило, периодам с высокой водностью () соответствуют периоды пониженного (), и наоборот, чем и определяется регулирующее влияние ледников на колебания Q. Еще более явственно эта закономерность проявляется при сравнении интегрально-разностных кривых и Отмеченные особенности во временном ходе Q и (2, свойственны для всех частных бассейнов, а особенно — для наиболее "оледенелого" бассейна Талгара.

Для рассматриваемого периода дегляциации коэффициент ледникового стока Клс= 1,1. В отдельные годы он существенно > 1 вследствие расхода запасов многолетнего льда или, наоборот, оказывается < 1 при высоком снегонакоплении и прохладном лете. Так, по наблюдениям на Туюксу, в 1964 г. для всей площади ледника К,с составил лишь 0,6, в 1978 г. он достиг 2,9, а в области абляции — 5-6.

В связи с высокой Аб модуль стока с ледников заметно превышает его значение для неледниковых участков. Для ледниковой системы средняя величина модуля = 40 л/(схкм2), для неледниковых частей — в 3 раза меньше — 13 л/(схкм2). Даже в годы со слабой Аб модуль (), не опускается ниже 25 л/(схкм2). В годы с интенсивной Аб модуль О, достигает максимальных значений — 68-70 л/(схкм2). Этим и определяется ценность существующих ныне ледников как важнейшего источника и ресурса воды.

С позиций гляцногидрологии, важное значение имеет оценка роли <2, в общем стоке рек 0. Такая оценка проведена через сопоставление доли ледников в стоке ((?, /0 с их долей в площади речных бассейнов (/-'/П, что позволяет выяснить стокообразующую эффективность /•",. Величина 0,'() напрямую зависит от /%//-". Естественно поэтому, что отношение (¿^М^) имеет максимальное значение у р. Талгар — 47,0% в 10-лстии 1931-40 гг. и 40,5% — в среднем за 60 лет при средней же степени оледенения в 22,1%. Очевидно, что в период дегляциации в связи с уменьшением степени оледенения

сокращается н отношение QJQ. Средняя за многолетие величина QJQ (при выходе рек из гор в зону интенсивного водопользования), при Q = 1300,0 млн.м3, составляет 25,9%.

В летний поливной период, когда испытывается наибольшая потребность в воде, роль Q, особенно велика. По региону в целом в течение пяти месяцев (V-1X) на ледники приходится почти 40% (38,7%) общего стока с гор Q., т.е. летом доля Q, увеличивается в 1,5-1,8 раза. В бассейнах Талгара и Иссыка доля Q, > 50%. Еще более повышается роль Q, в маловодные годы. Так, в 1977 г. величина QJQm в регионе составила 46,0%, а для р. Галгар она достигла (при Q, - 156,9 млн.м3 и Qm = 251,8 млн.м3) 62,3%.

Важным элементом мониторинга ледников является изучение химического состава талых вод и его изменения во времени, связанные с антропогенным воздействием. Большинство крупных водотоков региона — реки ледникового происхождения, и особенности химического состава их вод в верховьях зависят от химизма снега и льда питающих их ледников. В период абляции воде истоков рек свойственны малая минерализация и однородность химизма, что обусловлено одинаковыми климатическими и геологическими условиями. Анализ проб, собранных в 1970 г., показал, что в ионном состав? талых вод ледников среди анионов преобладает гндрокарбонатный ион //СО, (15-18 мг/л) и сульфатный ион SOl~ (4-8 мг/л), среди катионов — ионы Са2' (2-6 мг/л) н Na* ( 3-7 мг/л). Общим гидрохимическим признаком талых вод служит одинаковое соотношение основных ионов, характерное для "континентальных" речных вод: HCOl > SO\~ > СТ.

Отличительная особенность химизма талых вод — бедность N (из его соединений отмечены лишь ионы аммония — NHj с содержанием < 0,1 мг/л) и полное отсутствие его окисленных форм — нитритов и нитратов. Из галогенов, кроме хлора, присутствует только фтор — до 0,2 мг/л. Иод в малых концентрациях (< 1 мкг/л) появляется лишь в 25-30 км ниже ледников.

Содержание микроэлементов тяжелых металлов также незначительно из-за малого количества их в горных породах. Концентрация Си, Zn, Mo, Со, ,\'i 0,0025 мг/л, в 2 раза больше РЬ — 0,005 мг/л й в 16 раз Мп — до 0,0-10 мг/л. Совсем отсутствуют Hg, В, Fe, а 77, Li, Те, V, Bi, Cd, Ве, As при спектральном анализе не обнаружены из-за недостаточной чувствительности метла.

Величина рН талых вод довольно постоянна, изменяясь от 6,80 до 6,95, т.е. реакция воды близка к нейтральной. Вода ультрапресная, очень мягкая. Общая минерализация ее составляет 32-46 мг/л. В целом ледниковые воды принадлежат к классу гидрокарбонатных вод, группам Са и Ма и относятся к первой ступени очень мало минерализованных вод (до 100 мг/л).

Сопоставление химизма воды по продольному профилю р. М. Алматинки показало, что общая минерализация от истоков до выхода из гор увеличивается в 3 раза — от 30-40 до 120-140 мг/л, а на предгорной равнине — в 20 раз, до 700 мг/л. Таким образом, химизм талых вод больше соответствует химическому составу атмосферных осадков, а химизм речной воды — химическому составу грунтовых вод и пород, слагающих русла рек.

По расчетам, масса растворенных веществ в ледниковой системе в 1955 г. оценивается в 460 000 т. Химический сток с ледников состоит в основном из ионного стока (на 99%) и стока микроэлементов. Объем химического стока (¿х, зависящий от общей минерализации М и объема вод (¿„ для каждого бассейна рассчитан по формуле: ()х = За период 1955-90 гг.

для ледниковой системы в целом при О, = 323,6 м.чн.м' средняя годовая величина ()х = 5000 т. Модуль химического стока достигает 20 т/км2хгод, что свидетельствует о достаточно интенсивном развитии процессов смыва химических элементов из ледниковых толщ. За 36 лет суммарный объем £)х составил 180000 т, из которых 140000 т получено за счег таяния льда (при Л/« 40 мг/л) и 40000 т — за счет таяния снега (при М~ 5 мг/л).

Повторный анализ проб 1991 г. показал, что величина М и соотношение основных ионов почти не изменились: Однако в химизме талых вод обнаружены изменения негативного характера. В составе поной появились нитраты {N01). Среди микроэлементов "объявились" А1, О, Гс, 5'г. отсутствовавшие в пробах 1970 г. Причем содержание 1-е в талой моде в 20-30 раз, Л1 — в 15-30 раз, С/--в 7 раз больше величины их ПДК, принятой для питьевых целей. Концентрация Си увеличилась в 2-3 раза, Л7 — в 1,5-2 раза. ')ти данные однозначно указывают на возрастающее воздействие антропогенно! о фактора на формирование химизма льда и химического стока из гляциальной зоны. Все же качество талых вод остается достаточно высоким, и они могут использоваться в разных сферах хозяйственной деятельности.

Глава 6. Зоны льдообразования и внутреннее питание

13 областях питания изучаемой ледниковой системы, в связи с различиями в Ак и закономерным уменьшением Аб с высотой, представлены почти все типы льдообразования. Условия льдообразования в каждой зоне определяются соотношением тепла и влаги, характеризуемым величинами поверхностного таяния, твердых и жидких осадков.

Поверхностное таяние Т - Аб вычислялось по формуле (3), исходя из величины Г„ экстраполированной от высоты мст Мынжнлкн до характерных границ зон в каждом бассейне. На высоте границы питания //,„ годовая аккумуляция Ак = Т. Выше Н,„ величины Ак определялись по кривой распределения снегозлпасов по высоте относительно их значения на уровне фирновой линии, принятого за 1. Эта кривая получена в результате 10-летних измерений Ак на леднике Туюксу п период МГД.

Для расчета количества жидких осадков /V, использована методика Э.Г.Когдановой (1977), основанная на связи их доли в месячной и годовой сумме осадков от средней месячной / воздуха и абсолютной высоты. При определении высот и площадей, занятых разными зонами, учтены результаты наших исследований в регионе и оценки А.Н.Кренке (1982), а также данные по распределению Г, каждого бассейна по высоте в "реперные" годы.

Вообще на Тянь-Шане самые высокие гипсометрические уровни занимает рекристагисюционмая, или снежная, зона, в которой Л^ и Т отсутствуют. Согласно формуле (3), за нижнюю границу зоны принят уровень, где .', = -11,8"С (с V по IX) и Т = 0. Такт.« условиям на Тянь-Шане соответствуют высоты 5300-5400 м. В Заилийском Алатау снежной зоны нет.

В нашем регионе "верхние этажи" гор занимаетрекристалтзаг/ионно-режеяяционная, или снежно-ледяная, зона. В ней /, = -8,5° -11,5СС, поэтому жидкие осадки здесь также не выпадают. Величина Т так мала, что жидкой воды недостаточно для промачивания годового слоя снега. Талая вода целиком остается в этом слое, вся толща сохраняет 7 < 0°С, сток отсутствует. Условия существования зоны определяются неравенством:

0< Г <0,1 Ак.

(12)

На нижней границе зоны Т= 0,1 Ак. В Заилийском Алатау этот уровень в 1955 г. был равен 4800 м, и вертикальное протяжение зоны едва достигало 200 м. Зона занимала площадь 0,2 км2 (0,1% FM) и была представлена лишь в верховьях Ср. Талгара.

На ледниках региона широко распространена холодная инфилыпраци-онно-рекристалпизационная, или холодная фирновая, зона с достаточно суровым климатом: f, < -20°С, tvil » 0° или ' уть выше, t, изменяется от -3,5° до -8,5°С, жидких осадков практически нет.

Выше 4000 м фирновая толща местами достигала 8-10 м. Снег за короткое лето не стаивает, и ежегодно образуется снежный остаток — максимально до 150 см с водозапасом 500 мм. Здесь таяние уже достаточно интенсивно, жидкая вода промачивает не только снег текущего года, но и проникает п более глубокие горизонты. В верхних слоях, прогревающихся до 0°С, образуется инфильтрационный лед. В основной части толщи преобразование фирна в лед происходит путем оседания и рекристаллизации при t < 0°С.

По нашим измерениям и расчетам А.Н.Крснке (1982), для условий региона, где слабые ветры, а величина —> 0, соотношение Г и Ак на нижней границе зоны находится в пределах 0,58 « 0,6, а средняя зональная величина Т= 0,35 Ак. В 1955 г. зона располагалась на высотах 4100-4800 м, ее площадь составляла 40,43 км2, или 22,4% FAk.

В структуре гляциологической зональности особое место занимает ин-филыпрационная, или фирново-ледяная, зона со строением толщи, имеющим промежуточное положение между холодной фирновой и лежащей ниже зоной ледяного питания. По А.Н.Кренке (1982), существование этой зоны обусловлено нестацнонарностыо климата во времени или его изменением при движении вниз самого ледника.

Фирново-ледяная зона характеризуется значениями f, от -1,5" до -3,5°С и расположена на высотах 3800-4100 м, но в каждом частном бассейне ее диапазон не превышает 100-150 м. Нижней границей зоны служит уровень фирновой линии.

Строение фнрново-ледянбй толщи неоднородно. По всему разрезу внутри фирна встречаются линзы и прослойки инфнльтрационного льд:1 толщиной ог 1-2 до 20-30 см. Годовая сумма весеннего, летнего и осеннего

льдообразования в зоне достигает 30 г/см2, составляя 20% массы Ак и более 30% величины Т. В среднем для зоны Т= 0,75 Ак. В 1955 г. зона имела площадь 122,1 км2, или 67,5%FAk.

Самое низкое высотное положение занимает инфилыпрационно-конжеяяцчонная, или зона ледяного питания (или просто — ледяная). Она распространена между фирновой линией и границей питания. В ее пределах ,'v]i = 2-4°С, а значения t, меняются от -0,5° до -1,5°С.

В этой зоне все поры нестаявшего остатка снега при льдообразовании заполняются инфилырационным льдом, что обусловлено реализацией запасов холода, накопленных зимой в массе монолитного льда. Часть талых вод, не уместившаяся в порах снежного остатка, уходит в сток. Цикл льдообразования в зоне обычно завершается в течение одного года.

Ледяная зона в разных бассейнах приурочена к высотам 3700-3850 м, но на локальном уровне, т.е. в случае отдельного ледника, ее вертикальное протяжение невелико — 20-30 м. В пределах зоны Т= 0,9 Ак. В 1955 г. она занимала площадь 18,00 км2, или 10,0% FAk.

Высота, на которой Т- Ак, соответствует Нг„. Книзу от нее до концов ледников простирается зона абляции, где Т> Ак в несколько раз.

Такова структура зональности льдообразования заилийских ледников с типичным "континентальным" набором зон. Общая площадь питания FAk ледниковой системы в 1955 г. составила 180,7 км2, ледниковый коэффициент К~ 1,70, а коэффициент AAR = 0,63. При этом "львиная доля" F.K приходится на зоны, существование которых ft тон или иной степени связано с инфцльт-рапнонным льдообразованием, т.е. с внутренним питанием ледников.

Внутреннее питание—- важная и до сих пор достаточно сложно определяемая составляющая Б ледников. Оно представляет собой повторное замерзание воды в толще снега и фирна и на поверхности льда, зависящее- от типа льдообразования. С точки зрения гляциогидрологии, внутренее питание ВП — основной источник потерь стока талых вод Qap из областей аккумуляции, определяемый по соотношению:

ВП=Т-Осф. (13)

Слой ВП определяется в долях Т в соответствующий зонах. В ледяной и фирномо-ледяной юнах эта ддля составляет 0,1-0,3, в холодной фирновой

— 0,4-0,9, в снежно-ледяной, при'отсутствии Аб, она равна 1,0. Исходи из этих данных, ВП мОжно определить также по формуле:

ВП= -ГА), (14)

где ТЛк — таяние в долях аккумуляции. Объемы ВП вычислены как произведения их удельных величин, в слое воды, на площадь зоны.

Средний для всей FÀK ледников региона слой ВГ1 в 1955 г. равен 236 мм, а объем — 42,7 млн.м3. В соответствии с распределением площадей зон льдообразования, максимум объема ВП приходится на фпрново-ледяную зону — 76%, на холодную фирновую — 18%, на ледяную —- 6%, в снежно-ледяной она близка к 0. Годовая потеря талого стока за счет ВГ1 составила 13,5% от Q, (без Лу, т.е. несколько больше, чем в среднем для ледниковой метасистемы Тянь-Шаня (11,0%).

Сток из областей питания Qc4, определен из выражения:

йсф ~ Т- ВГ1.

Коэффициент стока талых вод, в соответствии с зональным типом льдообразования, варьируется от 0 в снежно-ледяной зоне до 0,1-0,3 — в холодной фирновой, 0,4-0,5 — в фирново-ледяной и 0,8 — в ледяной. Среднее для всей FAk значение коэффициента стока близко к 0,5 (точнее — 0,46).

Более 9/10 Qсф дают нижние зоны — ледяная и фирново-ледяная и лишь 8% — холодная фирновая. В 1955 г. сумма стока из всех зон Q ф = 94 млн.м1, или 518 мм, что составило 29,7% от Qt региона. Таким образом, преобладание инфильтрационного льдообразования обусловливает заметную роль талых вод как в процессах образования льда (с изъятием их на ВГ1), так и в формировании талого стока из областей питания.

При анализе данных за период мониторинга выявлены изменения в структуре гляциологических зон, потерях стока на ВП, в уменьшении О,ф и его доли в QЗа 36 лет //,„ поднялась на 130 м. с 3770 до 3900 м, что повлекло за собой резкое, в 2 раза (со 180,71 до 91,35 км2), сокращение F.u с одновременным, хотя и небольшим (на 5%) в связи с отступанием ледников, увеличением Fas (со 106,59 до П'2,20 км2). Это обстоятельство сказалось на величинах коэффициентов, связывающих размеры FAk, Fm h F,. Так, К уменьшился в 2,1 раза (с 1,70 до 0,81), став < 1; коэффициент AAR, ест ест-

венно, тоже стал меньше, правда, не столь значительно — всего на 30% (с 0,63 до 0,45).

Увеличение Нгп с синхронным повышением t, на 1,3°С привело к смещению зон и границ льдообразования на более высокие уровни. Верхняя граница ледяной зоны поднялась на 200 м, с 3800 до 4000 м. В нижней половине FAk проявилась четкая тенденция к смене фирново-ледяного питания на ледяное, несомненно, отражающая ухудшение условий существования ледников. К 1991 г. плошадь ледяной зоны возросла в 2 раза, а ее доля в общей FAk — почти в 4 раза, составляя теперь 39%.

За счет "ухода" больших участков фирново-ледянон зоны в ледяную ее площадь в 1991 г. сократилась почти в 2,5 раза (со 122,10 до 49,55 км2), ср-етавив 54% от FÀK. Ее верхняя граница поднялась до 4300 м.

Еще более резкая ситуация сложилась с холодной фирновой зоной, сократившейся почти в 6,5 раз (с 40,43 до 6,28 км2). В нижней части зона приобрела черты (наличие заметного стока), свойственные фирново-ледяному питанию. Что же касается снежно-ледяной зоны, то последняя к 90-м гг. вообще исчезла, вернее — трансформировалась в холодную фирновую зону.

В результате перестройки зональности льдообразования почти в 2 раз;) уменьшился слой ВП (с 236 до 125 мм), а его объем — почти в 4 раза (с 42,7 до 11,5 млн.м3). Это положительным образом отразилась на уменьшении потерь (Усф на 32 млн.м3. Относительные потерн стока сократились с 13,5 до 3,5% от суммарного Qt. Вместе с тем произошло увеличение слоя стока в 1,5 раза (с 518 до 805 мм), в связи с чем объем Qсф, несмотря на двойное сокращение FAí, уменьшился лишь на 22% — с 94 до 74 млн.м3. Величина Осф составила 22,4% от Q, против 29,7% в 1955 г. Среднее значение коэффициента стока со всей FÀK увеличилось в 1,5 раза — от 0,5 до 0,75.

Итак, обусловленная потеплением климата деградация оледенения "спровоцировала" перестройку зональности льдообразования, которая в свою очередь, привела к заметному уменьшению ВП и потерь Q,. Это способствовало, наряду с увеличением Ft(6 и объема абляции льда, сохранению в 1955-91 гг. достаточно высокого суммарного Q, (на среднем годовом уровне в 324 млн.м3, лишь на 4% меньше "нормы" за 60 лет), несмотря на то, что общая 7% за этот период сократилась почти на 1/3. Отмеченная закономерность представляет собой своеобразный "гляциологический парадокс", еще раз подчеркивающий регулирующую роль оледенения в общем речном стоке.

Глава 7. Региональный гляциологический прогноз

Завершающим этапом мониторинга ледниковых систем является гляциологический прогноз, т.е. обоснованное суждение о тенденциях развития оледенения в будущем.

Первые попытки гляциопрогнозов появились около 30 лет назад. Такие опыты участились в 80-с гг. на основе дплиных рядов режимных наблюдений на ледниках по проектам MIT, МГД, МГП (Гросвальд и Котляков, 1978; Дюргсров, 1984; Котляков, Кренке и др., 1985, 1987; и др.). Ныне гляциологический прогноз становится новым научным направлением, одной из главных проблем гляциологии наряду с изучением баланса массы, колебании ледннков и стока.

Большинство гляциопрогнозов "отталкиваются" от прогнозов климата. Среди них весьма популярны прогнозы М.И.Будыко и др. (1986, 1987), по которым антропогенное потепление приведет к глобальному повышению температуры воздуха к 2050 г. на 4-5°С. Однако прогнозы климата слабо обеспечены статистическим материалом и физическим обоснованием. Кроме того, в отличие от прогноза погоды прогноз климата не только не разработан в принципе и деталях, но даже сама его возможность подвергается сомнению (Кренке, 1992). Прогноз конкретных климатических рядов, видимо, вообще не возможен, можно прогнозировать лишь средние значения дисперсии и т.п. Поэтому гляциологи часто используют вероятностные построения с разными сценариями, связанными как с потеплением, так и с похолоданием климата.

Основой для суждения об эволюции ледников региона и прогноза их состояния служит фактический материал мониторинга ледниковой системы. В принципе, прогноз — это экстраполяция из прошлого через настоящее в будущее. Не случайно к лучшим в географической прогностике относится метод экстраполяции тенденции, или хроноаналогии, с упреждением в десятки лет. К тому же этот метод позволяет обойтись без привлечения прогнозов климата. Суть его заключается в регистрации изменений состояния всех ледников системы на повторных АФС и крупномасштабных каргах с последующим выявлением линейного или нелинейного закона этих изменений за период мониторинга и экстраполяции тенденций на будущее. Разработка такого прогноза требует не менее грех последовательных сроков АФС (в на-

тем случае — 1955, 1979 и 1990 гг.), т.к. по двум срокам невозможно определить линейность или нелинейность тенденции. Метод использован в прогнозировании основного элемента состояния системы — площади ледников. Экстраполяция тенденции позволяет не только проследить динамику сокращения F, в XXI в., но и получить конкретное — время стаивания льда.

13 результате применения этого метода для каждого бассейна и системы в целом построен прогнозный график (рис. 2 ) уменьшения размеров оледенения до конца XXI в., согласно которому сокращение площади ледников п регионе происходит по линейному закону. Прогнозируемые значения изменения F, и Q, представлены в табл.3.

К середине 90-х гг. XX в. F, региона стала уже < 200 км2, к 2050 г. oiia сократится до 82 км2, а к началу последнего десятилетия XXI в. ледники исчезнут. Раньше всего, к 2015 г., растают ледники в бассейнах рек с F, в 1990 г. до 3 км2, в бассейнах с F, 6-10 км2 — к 2070 г., в бассейнах с F3 22-26 км2— к 20S0 г. Дольше других, до 2090 г., "продержатся" ледники Талгара, залегающие на высотах > 4500 м.

Таким образом, существование оледенения в регионе ограничивается сотней лет. Наш прогноз времени жизни ледников идентичен прогнозам, полученным разными методами по регионам Тянь-Шаня (Диких, 1990), Кавказа (Голодковская, 1982), Новой Земли (Давидович, 1986), Альп (Péguy, 1962), Скалистых гор (Ferrigno, 1986) и др.

В прогнозе удельная Аб рассчитана по формуле (3). При этом принят самый "щадящий" режим повышения t, к концу XXI в. на 2,5°С, согласующийся с прогнозами изменения температуры на юге Казахстана О.В.Пнлифосовой (личное сообщение). Удельная Аб увеличится в 1,7 раза, достигнув к 2090 г. 250 г/см2, поэтому резко — до 2,5 млн.м3/км2 — повысится сток с площади льда. Но таких площадей к этому времени останется очень мало —■ порядка 10 км2. Несмотря на столь заметный рост удельной Аб ее объем в условиях нарастающей дегляциацин будет неуклоно понижаться.

В этом аспекте весьма важен прогноз изменения величин Q„ Q и QJQ (табл.3). Площадь неледниковой части бассейнов FH = F - F,. Сток с нее О., = FH х А/, где M — средний модуль стока с F„, равный 0,42 млн. м3/('кмгхгод). В соответствии с сокращением F, уменьшается и Q,. За период

Рис. 2. Прогнозный график динамики сокравения площади оледенения и времени полного стаива-ния ледников по бассейнам.

1 - Чемолган, Каргалинка;- 2 - Н.йлматинка;

3 - Узун-Каргалы, Каскелен, Аксай; 4 - Б.йлма-тинка; 5 - Тургень; В - Иссык; 7 - Талгар;

8 - северный склон Заилийского Алатау в целом. Точки соответствует "реперным" годам (1355. 1979. 1990).

Таблица 3

Прогнозируемые изменения площади ледников Рл , суммарной абляции Аб, ледникового стока О,, стока 0,„ с неледниковой части водосборов Р„ и общего речного стока в Заилийском Алатау в XXI в.,

осредненные по десятилетиям

Десятилетия F„_ км2 Аб, г/см2 Аб, 106 м3 а.юбм3 a, íov Q, 10"м3

1991-2000 192,0 146 280,0 2429,0 971,6 296,6 1268,2 23,4

2001-2010 17U 156 266,5 2449,8 979,9 285,1 1265,0 22,5

2011-2020 151,0 166 250,6 2470.0 988,0 268,1 1256,1 21,3

2021-2030 131,0 177 231,5 2490,0 996,0 247,7 1243,7 19,9

2031-2040 111,0 188 208,5 2510,0 1004,0 223,1 1227,1 18,2

2041-2050 90,8 200 181,2 2530,2 1012,1 193.9 1206,0 16,1

2051-2060 70,0 212 148,1 2551,0 1020,4 158,5 1178,9 13,4

2061-2070 50,0 224 112,0 2571,0 1026,4 119,8 1148,2 10,4

2071-2080 30,0 238 71,0 2591,0 1036,4 76,0 1112,4 6,8

2081-2090 10,0 251 24,9 2611,0 1044,4 26,6 1071,0 2,5

2091 0 0 0 2621,0 1048,4 0 1048,4 0

и> • -J

мониторинга максимум среднего годового (), - 362 млн. м3 был в пятилетие 1976-80 гг., после которого идет его постоянный спад. В пентаду 1986-90 £), = 320 млн. м3 (24,1% от О). В 2006-2010 гг. он прогнозируется в 281 млн.м3 (22,3%), в 2046-50 гг. — 182 млн. м3 (15,2%), в 2086-90 гг. — 14 млн. м3 (1,3%). За предстоящие 100 лет в реки региона за счет поступит « 20 км3 воды.

Приведенный сценарий прогноза сокращения и ()л нуждается в коррективах по результатам последующих АФС. Эти уточнения могут обусловливаться проявлением нелинейности динамики дегляциацнн, которая может усилится при увеличении дисперсности оледенения. Возможно, реальное состояние ледниковой системы, особенно во второй половине прогнозируемого срока, будет более "суровым и жестким", чем по прогнозу.

В соответствии с нашим прогнозом, который можно считать базовым, после 2090 г., когда ледниковое питание рек хребта прекратится, их сток будет формироваться лишь за счет талых снеговых и дождевых вод. Тем не менее, объем речного стока, по сравнению с современным, сократится лишь на 16% (при условии неизменности осадков), или на 200 млн.м3/год. Таким образом, один из главных выводов нашего исследования формулируется так: даже полное стаивание ледников к катастрофическому уменьшению стока рек региона не приведет.

Вместе с тем, определенные проблемы в водном хозяйстве появятся в связи с менее благоприятным внутригодовым распределением стока: из-за снижения, а затем и ликвидации регулирующей роли ледников максимум стока сместится с июля-августа на май-июнь; во второй половине лета сток будет уменьшаться и оросительная способность рек существенно снизится.

Хотя это произойдет еще не скоро, данные обстоятельства следует учитывать в перспективных планах и проектах использования водных ресурсов, а также при решении серьезных проблем адаптации экономики горных и предгорных районов к предстоящим изменениям климата, оледенения и речного стока.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В итоге исследований по реализации концепции локального и регионального мониторинга внутриконтинентапьнон ледниковой системы северного склона Заилийского Алатау получены следующие основные результаты.

1. Установлены морфолого-морфометрические показатели оледенения региона во взаимосвязи с орографией и гипсометрией, послужившие "точкой отсчета" мониторинга ледниковой системы, начиная с 1955 г.

2. На основании 35-летнего ряда (1956-90) непрерывных измерений составляющих баланса массы ледника Туюксу и выявленных связей между ними и метеопоказателями. реконструированы годовые значения характеристик режима ледника — высоты фирновой линии, аккумуляции, абляции, баланса массы и стока, начиная с 1879 г. За 110 лег прослежена динамика ледника, свидетельствующая о его энергичном сокращении в связи с потеплением климата.

3. Выявлена репрезентативность гляциогндрометеорологических данных периода абляции по опорному леднику Туюксу для других ледников Заилийского Алатау, позволяющая распространить эти данные на ледниковую систему в целом; доказана настоятельная необходимость сохранения комплекса гляциологических измерений на леднике Туюксу на уровне, обеспечивающем продолжение самого длительного ряда таких наблюдений в Центральной Азии.

4. Разработаны научно-методические основы и программа мониторинга ледников в региональном масштабе. Ее реализация привела к созданию новой карты оледенения региона в М 1:25000 — главной информационной базой для изучения эволюции ледников п течение ближайших десятилетий. 5. На основе результатов дешифрирования трехкратной АФС (1955, 1979 и 1990) определены изменения геометрических характеристик и баланса массы ледников системы за 35 лет. Эти изменения, проявившиеся в сокращении почти на 30% площадей и объемов льда, четко отражают ярко выраженную дегляцнацию региона и синхронную реакцию ледников на изменение климатических условий.

5. Впервые рассчитаны среднее многолетнее значение ледникового стока и с о г одовые величины по всем речным бассейнам региона за 60 лет (1930-

90). Выявлена изменчивость и ¿синхронность ледникового и общего речного стока и Доля первого во втором (в среднем — почти 26%). Уточнена удельная водоносность ледниковых и неледниковых участков бассейнов. Установлено заметное снижение ледникового стока в последние годы, представляющее его естественный отклик на потепление климата и . уменьшение степени оледенения в бассейнах.

6. Изучены химизм, общая минерализация и качество талых ледниковых вод, оценены содержание законсервированных в ледниках растворенных веществ и объем химического стока. Обнаружены негативные изменения химизма, указывающие на возрастающее антропогенное воздействие на природные льды.

7. Установлены типы и зоны льдообразования, а также условия их существования. Выявлена структура зональности льдообразования с "континентальным" набором зон — от снежно-ледяной до ледяной. Определены высотные пределы распространения зон, занятые ими площади и величины таяния в них.

8. Рассчитана величина внутреннего питания — основного источника потерь талых вод из областей аккумуляции — и талого стока из областей питания, составившего в среднем 30% ледникового стока системы. Выявлены закономерности изменения структуры зональности льдообразования, уменьшения внутреннего питания и увеличения стока, обусловленные деградацией оледенения.

9. Разработан долгосрочный базовый прогноз состояния ледниковой системы в XXI в. По методу хроноаналогии для всех бассейнов рассчитаны ве: личины сокращения площади оледенения, ледникового стока, а также время полного исчезновения ледников в регионе, приходящееся на 2090 г. С исчезновением ледников объем речного стока, по сравнению с современным, уменьшится лишь на 16%. Следовательно, даже полное стаивание льда в высокогорье к катастрофическому сокращению стока рек хребта не приведет. Однако появятся проблемы в связи с заметным уменьшением водных ресурсов в летний поливной период и активизацией эрозионно-сслевых процессов.

Таким образом, гляциологический мониторинг в предлагаемом виде являсгся оптимальным способом познания эволюции внешнего массообмена

ледников и ледникового стока п масштабах крупных ледниковых систем, лающим возможность долгосрочного прогнозирования их состояния.

Предложенные в этом исследовании методические подходы можно рекомендовать для практического применения для всей ледниковой метасистемы Тянь-Шаня и других горных виутрнконтннентальных регионов Центральной Азии.

Основные результаты исследований по теме диссертации опубликованы в следующих работах:

1. Результаты наблюдений над снежным покровом на Туюксуйских ледниках в Заилийском Алатау/Л 1сследования ледников и ледниковых районов, вып.1. — М.: АНСССР, 1961. — С.168-184 (с К.Г.Макаревичем).

2. Temperature of le in the lower parts of the Tuyuksu g!aciers//lntemational Association of Scientific Hydrology. Publication Л» 54. — Genlbrngge: 1961. — P. 313-324.

3. Режим снежного покрова и его распределение на Маиоалматинскнх лед-никахУ/Гляциологические исследования в период МГГ. Заилинский и Джунгарскнй Алатау, вып.2. — Алма-Ата: АН КазССР, 1962. — С.99-114 (с П.А.Судаковым).

4. К вопросу изучения эволюции сезонного снежного покрова на ледни-ках//Гляциологическне исследования в период МГТ. Заилинский н Джун-гарскип Алатау, вып.2. — Алма-Ата: АН КазССР, 1962. — С.115-123 (с II.A. Судаковым).

5. О температурном режиме ледника Туюксу Центральный/Л кследопания" ледников и ледниковых районов, вып.З. — М.: АНСССР, 1963. — С.56-66 (с Г.А.Цыкнной).

6. Температурный режим снежного покрова и перекристаллизация снега в гляниальнон зоне Занлннского Алатау//Гляциологические исследования в период ММГ. Заилинский и Джунгарскнй Алатау, вып.З. — Алма-Ата: АН КазССР, 1963. — С.32-50.

7. Об изменении теплосодержания теплоактивното слоя льда ледни-га^Гляинолотческне исследования в период МГГ. Зэклийский и Джун-

гарский Алатау. Алтай, вып.4. — Алма-Ата: АН КазССР, 1964. — С.44-53.

8. Новые данные о термнке ледников (по исследованиям 1961 г.)//Тепловой и водный режим снежно-ледниковых толщ. — М.: Наука, 1965. — С.66-74 (с В.В.Кургановым, Н.М.Сватковым, Е.Н.Цыкнным).

9. Температурный режим сезонного снежного покрова на ледниках Заилий-ского Алатау// Материалы гляциолоп ческих исследований. Хроника. Обсуждения. Вып. 11. — М.: 1965. — С.50-54.

10. Некоторые результата маршрутного температурного зондирования ледников Занлнйского Алатау//Гляциологические исследования в Казахстане, вып.5. — Алма-Ата: Наука, 1965. —С.46-53.

11. Каталог ледников СССР. Том 13. Центральный и Южный Казахстан. Вып.2. Бассейн оз.Балхаш. Часть 1. Бассейны левых притоков р.Или от устья р.Курты до устья р.Тургень. — Л.: Гндрометеоиздат, 1967. — 79 с. (с Р.В.Хошшым).

12. Ледннк Корженевского в Заилийском Алатау//Гидрологический режим ледников Казахстана, вып 7. — Алма-Ата: Наука, 1968. — С.95-103 (с И.Я.Федуловым).

13.0 возможности определения средней многолетней поверхностной абляции по температурным измерениям на долинных ледниках Заилинского Алатау//Материалы гляциологических исследовании. Хроника. Обсуждения. Вып. 14. — М.: 1968. — С.90-93 (с С.А.Боровинским).

14. К вопросу о тепловом режиме ледников в зоне абляции//Успехи советской гляциологии. — Фрунзе: Илим, 1968. — С.36-43 (с И.А.Зотиковым и Г.П.Моисеевой).

15. Оледенение Занлнйского Алатау. — М.: Наука,. 1969. — 228 с. (с К.Г.Макаревичем, Н.Н.Пальговым и др.).

16. Определение жидкого стока с фирнового поля ледника//Геофиэический бюллетень. — 1971. — № 24. — С.29-39. (с К.Г.Макаревичем и П.Ф.Шабановым).

17. Оценка жидкого стока из области аккумуляции Центрального Тугоксуй-ского лединка//Режим ледников Казахстана, вып.9. — Алма-Ата: Наука, 1971. — С.62-71 (с К.Г.Макаревичем и П.Ф.Шабановым).

18. Расчет теплофизических параметров льда ледника//Режим ледников Казахстана, вып.9. — Алма-Ата: Наука, 1971. — С.127-135 (с И.А.Зотиковым и Г.П.Моисеевой).

19. Химический состав талых вод ледников бассейна Малой Алматин-ки//Режим ледников Казахстана, вып.9. — Алма-Ата: Наука, 1971. — С. 136-142 (с П.Ф.Шабановым).

20. Некоторые аспекты влияния рельефа на условия существования ледников Заилийского Алатау//Проблемы гляциологии Алтая. — Томск: ТГУ, 1972. —С.16-18.

21. Ледовый запас Казахстана//Природа. — 1972. — №11. — С.24-31 (с П.А.Черкасовым).

22. Опыт оценки ледникового стока рек северного склона Заилийского Ала-тау//Вестник AII КазССР. — 1973. — №11. — С.25-31 (с И.С.Соседовым и др.).

23. Основные htoîh оценки условии существования современного оледенения Казахстана (но материалам каталогизации ледников)//Гляциология Средней Азии. Тр.САРНИГМИ. — 1974. — Вып.14(95). — С.50-62 (с' П.А.Черкасовым).

24. Kazahsztan jegvagyona//Foldrajzi Kozlemeneck. — 1974. — XXll(XCVlll), 1 .Szam. — S.67-73 (сП.А.Черкасовым).

25. Новые данные о размерах современного оледенения Заилийского Ала-тау^Вестник АН КазССР. — 1975. —-№8. — С.67-69.

26. Li^î/id runoff froin regious of mountain glacier accumulation// International Association of Scientific Hydrology. Publication №104. — 1975. — P.233-238 (с К.Г.Макаревнчем и П.Ф.Шабановым).

27. Баланс массы и сток с ледников Туюксуйского горно-ледникового бассейна в 1970-1972 гг.//Материалы гляциологических исследований. Хроника. Обсуждения. Вып.25. —М.: 1976. — С.44-49 (с К.Г.Макаревнчем и П.Ф.Шабановым).

28. О величинах сезонного снегонакопления в областях аккумуляции Чилик-скнх ледников//Магериалы гляциологических исследований. Хроника. Обсуждения. Вып.25. —М.: 1976. — С.50-55 (с И.Я.Федуловым).

29. К характеристике связи между гипсометрией и оледенением в условиях Зашшйского Алатау//Гляциология Алтая, вып.11. — Томск: ТГУ, 1976.

— С.121-123.

30. Морфологическая характеристика некоторых элементов современног о оледенения казахстанской части Западного Тянь-Шаня//Снсжные лавины

. и ледники Казахстана.—Алма-Ата: Наука, 1977. — С. 110-122.

31. Современное оледенение Заилийског ■ Алатау и его связь с орографи--еМДннамика природных процессов горных стран. — Л.: 1977. — С.60-76.

32. Гляциогидрометеорологнческий режим, баланс массы и сток ледников горноледникового бассейна Туюксу//Режим ледников и снежных лавин Казахстана. — Алма-Ата: Наука, 1979. — С.96-109 (с К.Г.Макаревичем и др.).

33. Оценка ледникового питания и его роли в стоке реки Чнлик//Развнтие географии в Казахстане (материалы 1 Географического съезда Казахской ССР. — Алма-Ата: Наука, 1979. — С.95-96 (с Т.Я.Денисовой и И.Я.Федуловым).

34. Режим ледников Малоалматинского бассейна в последнее десятпле-тие//Матерналы гляциологических исследований, выи.36. — М.: 1979. — С. 119-126 (с К.Г.Макаревичем и др.).

35. Баланс воды, льда и тепла в горноледниковом бассейне ледников Туюксу в 1965-1969 гг.//Материалы наблюдений на горноледниковых бассейнах МГД в Советском Союзе. Вып.1. 1965-69. — Л.: Гидрометеоиздат, 1980.

— С.153-210 (с К.Г.Макаревичем и др.).

36. К вопросу о зависимости годовой абляции на ледниках от средней летней температуры воздуха/Я ляцнология горных областей. Тр.САРНИГМИ. — 1980. -— вып.7(152). — С.101-104 (с Г.Е.Глазыриным и

B.К.Ноздрюхнны.м).

37. Химический состав и качество талых вод ледников Казахста-на//Материалы гляциологических исследований, вып.38. — М.: 1980. —

C.162-166 (с Г.А.Токмагамбетовым и П.А.Черкасовым).

38. Атмосферная засуха и абляция ледников// Гляциалько-нинальные процессы в горах Казахстана. — Алма-Ата: Наука, 1981. — С.38-47 (с Т.Я.Деннсовой).

39. Режим ледников Северного Тянь-Шаня в аномально засушливый периода/Материалы гляциологических исследований, вып.42. — М.: 1982. — С. 135-139 (с К.Г.Макаревичем н др.).

40. О величине температурного скачка в условиях оледенения Занлийского Алатау//Ледннки, снежный покров и лавины горных районов Казахстана.

— Алма-Ата: Наука, 1983. — С.47-53 (с Ю.А.Шевелевым и Т.Я.Денисовой).

41. Ледники Туюксу (Северный Тянь-Шань). — Л.: Г'идрометеоиздат, 1984.

— 172 с. (с К.Г.Макаревичем н др.).

42. Изменение температурного состояния ледника Туюксу за 25 лет//Тезисы докладов П съезда Географического общества КазССР. — Алма-Ата: Наука, 1985. — С.41-42 (с К.Г.Макаревичем и А.Е.Валдеевым).

43. Вариации плотности льда в области абляции ледника Туюк-су//Материалы гляциологических исследований, вып.53. — М.: 1985. — С. 177-181 (с А.Е.Валдеевым).

44. Аккумуляция, абляция и баланс массы ледника Туюксу за последние 25 лег//Тезисы докладов научно-теоретической конференции КазГУ. — Алма-Ата: КаэГУ, 1985.—С. 133-134 (с К.Г.Макаревичем н В.Н.Уваровым).'

•15. Режим ледников Северного Тянь-Шаня за 25 лет (с 1956 по 1981 г.)// Материалы гляциологических исследований, вып.54. — М.: 1985. — С.60-68 (с К.Г.Макаревичем и др.).

46. Репрезентативность метеорологических данных в условиях гляциально-нивалыюй зо!1ы//Ледники и климат Сибири. — Томск: ТГУ, 1987. — С. 12-14 (с Ю.Л.Шепелевым и В.Н.Уваровым).

47. Баланс массы, воды и тепла п горноледникововм бассейне ледников Туюксу » 1960-1974//Матерналы наблюдений па горноледннковых бассейнах МГД в Советском Союзе. Вып.2. 1969-1974. — Л.: Гндрометеоиздат, Ю87. — С. 196-267 (с К.Г.Макаревичем и др.).

48. Реконструкция баланса массы ледника Туюксу за последнее столетие//Материалы гляциологических исследований, вып.62. — М.:1982. — С.5 1 -58 (с Е.А.Гужавпной).

4о. Запасы льда и основные черты современного оледенения Тянь-Ш.1ня//Геокрио.тогичсские исследования в горах СССР.'— Якутск: 1989.

— - С.1 17-130 (с М.В.Белопой).•

50. Эволюция оледенения северных склонов Занлийского Алатау во второй половине двадцатого века//Тезисы докладов научно-практической конференции "Снежно-ледовые ресурсы и гидроклиматический режим внут-риконтинентальных горных районов".- Алма-Ата: 1989. — 8 с. (с К.Г.Макаревичем и В.Г.Поляковым).

51. Расчет и прогноз баланса массы ледника по минимальной ниформа-ции/Лр. САРНИГМЙ. — 1990. — Вып.136(217). — С.109-113 (с

B.Н.Уваровым).

52. Ледниковые ресурсы Тянь-Шаня и основные характеристики их распре-деления//Известия ВГО. — 1991. — Том 123, пып.1. — С.32-39 (с

C.А.Кусаиновым и И.В.Беловой).

53. Пространственно-временная изменчивость ледниковой системы Заилнй-ского Алатау//Материалы гляциологических исследований, выи.76. — М.: 1993. — С.90-95 (с К.Г.Макаревичем и В.Г.Поляковым).

54. Ресурсы льда и ледниковый сток бассейна реки Или//Гндрометеорология в Казахстане. — Алматы: КазГУ, 1993. — С.80-91 (с С.А.Кусаиновым).

55. Методические основы и программа аэрофототопографического мониторинга современного оледенения КазахстапаУ/Вестник КазГУ. Серия географическая. Вып.2. — Алматы: КазГУ, 1995. — С. 169-177 (с

B.Н.Уваровым и Р.В.Хоннным).

56. Аэрокосмический фототопографическин мониторинг современного оледенения Казахстана//Регнон и география. Часть 2. — Пермь: 1995. —

C.235-237 (с В.Н.Уваровым и Р.В.Хогшным).

57. Оледенение Тянь-Шаня. Под ред. М.Б.Дюргерова. — М.: 1995. — 237 с. (с М.Б.Дюргеровым др.).

58. Мониторинг современных ледников Занлийского Алатау и прогноз их состояния в XXI веке// Вестник МН-АН РК,- 1996.-№2.- С.24-27.

59. Деградация оледенения северного склона Занлийского Алатау во второй половине ХХвека// Вестник КазГУ. Серия геогр. Выи.4.- Алматы: КазГУ, 1997,- С.13-17 (с В.Н.Уваровым и Р.В.Хоннным).

60. Колебания горных ледников как индикатор изменения климата/'' Гидрометеорология и экология,- 1997,- №3.- С.165-1 75 (с В.Н.Уваровым).

Vilesov E.N. Evolution of the intercontinental glacial system in XX century (by the example of the Northern slope of Zailiysky Alatau)

Abstract

Results of perennial investigations obtained by the author in the conception of local and regional glacial monitoring are presented. Features of glaciation distribution were studied, regime and mass balance of the representative Tuyksu glacier for the period of 110 years have been reconstructed. Intensive déglaciation in the region based on the repeated aerialphotosurvey and mapping has been revealed. Influence of this factor to the glacial run-off and change function of it in the total mountain rivers run-off are shown. Extralong-term prognosis for glaciation state up to the end of the 21-st century is proposed.

BiiJiecoD E.H. 3no;iiouuji KYp.ibiK. iuiinaeri MyaabiKrap aeyiiecimH XX-racbipaa (Lie AnaTaytintm coJrrycriK Genceiii Mbicajira aiibiuran).

jQoiieicreMe

Myiina aBTopatiH My3/u.iKiapaM aceprijiiicri xone aiiMaKitiK, GaKWJiay kohuenmwchhbih xpere acwpbuiybi xemimeri koiekmjiumk, 3epTreynepiHin HOTiuKe.nepi GaannarcraH. My3 Gacy/ibiH Tapajiy epeiaxie^iicrepi rapajirau, Ge.iruii TyiibiKcy MpflbiranbiH 110 xtumarbi MaccacbiUbiH Tene-Teiuiiri Me h pexmii Kaitra jcypbuiraH. K^irranan TycipLnreH aspocyperrep MeH KapTa ner¡3iiwe aÜMaKjbin KapKbinaw Typae icaitra My3manybi aiiictiima^raH. Oiiun MY3flbiKTap arbicbina xone Tay oaeimepinin xanribi arbicwubin ocepi KopceTÜireH. Mysnanyabm XXI-racbipztbm coubina .aeiuHri en xorapbi y3aK Mcp3¡Mai CoJEKaM jKacaJibinran.