Reduction of glaciers of the South Chuya Range (Altai) since the maximum of the Little Ice Age

Texto integral

Введение

Ледники – индикаторы климатических изменений, особенно в горных районах, где сеть метеостанций разрежена. Современное глобальное сокращение ледников началось с завершения похолодания малого ледникового периода (далее – МЛП). В последние десятилетия отступание ледников ускоряется (Hugonnet et al., 2021). На Алтае максимум наступания ледников в МЛП не был зафиксирован наблюдениями: Катунский ледник достиг кульминации между 1835 и 1880 гг., вероятно около 1850 г. (Тронов, 1949; Окишев, 2011). Для прочих ледников Алтая время максимума трактуется по-разному: в XVII столетии (Ивановский, 1978), в начале (Назаров и др., 2016) или в середине XIX столетия (Адаменко, Сюбаев, 1977; Ganiushkin et al., 2015). Большинство исследователей относит максимум МЛП на Алтае к стадии XVII–XIX столетий (Окишев, 2011; Назаров и др., 2022), во время нее имело место двукратное наступание примерно одинакового масштаба в начале XVII и в середине XIX столетий (Окишев, 2011). В нашей работе мы принимаем 1850 год за условный момент максимума МЛП.

Южно-Чуйский хребет находится на юго-востоке Русского Алтая. На западе он граничит с Катунским хребтом, на северо-западе и севере с Северо-Чуйским хребтом, на северо-востоке примыкает к Чуйской котловине, на юге соседствует с плоскогорьем Укок, а на юго-востоке – с хребтом Сайлюгем. Хребет протягивается на восток-юго-восток на протяжении 100 км (в интервале 87°10΄ и 88°29΄ в.д, 49°58΄ и 49°37΄ с.ш.). В центральной части хребет расширяется примерно до 40 км за счет отрогов, отходящих на северо-северо-восток. Один из них, водораздел бассейнов рек Карагем и Талдура, к северу от перевала Карагем (2837 м) продолжается уже как южный отрог Северо-Чуйского хребта. Высшая точка хребта – гора Ирбисту (3968 м) расположена в восточной части хребта, ряд вершин превышает 3900 м: Джаниикту (3922 м), Иикту (3936 м).

Склоны хребта относятся к бассейнам притоков Катуни – Чуи (северо-восточный макросклон) и Аргута (юго-западный и северо-западный макросклоны). Северо-восточный макросклон более пологий и длинный, чем юго-западный и северо-западный, что подчеркивается разной протяженностью расчленяющих их долин: 5–15 км на юго-западе и северо-западе, и до 40 км и более на северо-востоке хребта.

Ледники Южно-Чуйского хребта были обнаружены В.В. Сапожниковым: в 1897 г. он открыл Большой Талдуринский ледник, а в 1898 г. – ледники в бассейнах рек Аккол, Елангаш, Кара-Оюк, Ирбисту (Сапожников, 1901), всего 11 ледников суммарной площадью примерно 45 км². В последующем эти оценки неоднократно уточнялись и обновлялись (Тронов, 1949; Ревякин, 1966; Нарожный, Окишев, 1999; Никитин, 2009; Торопов и др., 2020; Котляков и др., 2023).

Имеющиеся данные о динамике ледников хребта после максимума МЛП все еще отличаются неполнотой и разнородностью: оценки оледенения в XX веке построены на сочетании полевых данных по одним ледникам, дешифрированию аэрофотоснимков и космических снимков по другим, использованию топографических карт по третьим (Тронов, 1949; Ревякин, 1966; Нарожный, Окишев, 1999). Оценки, полученные в XXI веке (Торопов и др., 2020; Котляков и др., 2023), опираются на дистанционные материалы, но при этом отсутствует анализ морфологической структуры современного оледенения Южно-Чуйского хребта, его распределения по высотам, экспозициям. Кроме того, в условиях современного ускоренного сокращения ледников информация об их состоянии быстро устаревает.

Цель работы – анализ динамики оледенения Южно-Чуйского хребта с максимума МЛП до современности по нескольким временным этапам. Решались следующие задачи: оценка масштабов оледенения в МЛП, получение информации на временные срезы прошлого, для которых доступны космические снимки (1962 и 2000 гг.), оценка новейшего состояния оледенения (2021 г.), анализ морфологической структуры оледенения, высотного и экспозиционного распределения ледников для каждого из временных срезов и выявление их изменений.

Материалы и методы

Для каталогизации современных ледников использовались снимки WorldView-3 от 25.08.2021 с разрешением 0.31 м, WorldView-2 от 05.09.2021 с разрешением 1.8 м и Sentinel-2 от 24.08.2021 с разрешением 10 м (последнему снимку отводилась вспомогательная роль для уточнения контуров ледника на неясных участках). Для снимков Sentinel-2 использовалась комбинация каналов 4–3–2 (реалистичные цвета). Дешифрирование проводилось в ручном режиме в среде ArcGIS 10.4.1. Минимальный размер ледников, включенных в каталог, составил 0.01 км². Основные подходы к решению проблем дешифрирования снимков указаны в табл. 1.

 

Таблица 1. Возможные ошибки дешифрирования контуров ледников

Описание вероятной ошибки	Способы избегания ошибки
Забронированные мореной края ледников принимаются за морены МЛП или мертвый лед	Индикаторы активного льда: «гладкая» поверхность, покрытая мореной, линейная вытянутость форм, подчеркнутая краевыми водными потоками (Loibl et al., 2014), слияние таких потоков обычно происходит у нижней точки ледника (Ganyushkin et al., 2022); наличие трещин на забронированных участках ледника показывает их движение
Участки забронированного мертвого льда принимаются за часть ледника	Индикаторы мертвого льда: наличие термокарстовых форм (Kääb, 1997), неровная поверхность, поверхностные озера, не сходящиеся водотоки, пионерная растительность (Loibl et al., 2014), уход водных потоков в тоннели и их выход на внешней стороне морены (Ganyushkin et al., 2022)
Срединная морена на поверхности ледника принимается за скальные выходы	Поиск участков с осыпанием морены и обнажением ледяного ядра
Участки сезонного снежного покрова, принимаются за часть ледника	Использование дополнительных снимков с менее развитым снежным покровом
Многолетние снежники принимаются за части ледника или самостоятельные маленькие ледники	Ледники имеют цельный контур, а снежники часто имеют ажурную конфигурацию; наличие у ледников бергшрундов и трещин, областей аккумуляции и абляции
Затенение части ледника и прилегающей неледниковой поверхности	Использование снимков с другой датой и углом освещения; регулировка в настройках изображения яркости и контрастности; использование других комбинаций каналов
Замерзшие озера принимаются за часть ледникового языка	Использование снимков с датой, когда лед на озере уже растаял; использование ЦМР, на которых эти участки выглядят как плоские участки, контрастирующие с наклонными участками, соответствующими ледникам
Наледи принимаются за часть ледника	Лед наледей обычно светлее, чем ледниковый лед благодаря своей чистоте; такие участки на ЦМР выглядят плоскими

 

Для реконструкции оледенения по состоянию на 2000 г. использовались снимки Landsat-7 от 07.08.2000 комбинации каналов «естественные цвета» (3–2–1) и искусственные цвета (5–4–3, 7–4–2). Для увеличения разрешения до 15 м применялась процедура панхроматического слияния с каналом 8.

Для реконструкции размеров оледенения в 1962 г. проводилось дешифрирование снимков Corona с разрешением 7.6 м. Привязка производилась по более чем 800 характерным точкам (WGS 84, UTM Zone 45 N). Систематическая ошибка была определена как ±1 пиксель (0.31 м для World-View-3, 1.8 для World-View-2, 7.6 м для снимков Corona, 10 м для снимков Sentinel-2, 15 м для Landsat-7). Ошибка определения площади A_er рассчитывалась по формуле:

$A\_er=n\cdot m,$ (1)

где n – число пикселей по периметру контура ледника, m – площадь пикселя, зависящая от разрешения снимка.

Реконструкция ледников МЛП проводилась геоморфологическими методами. Морены МЛП картировались с использованием спутниковых снимков, а также результатов полевых наблюдений (ледники в бассейнах рек Аккол и Талдура неоднократно посещались авторами в 1999–2024 гг.), GPS-маркирования морен в бассейнах рек Талдура и Аккол в 2022 и 2023 гг. Для диагностики морен МЛП применялись разработанные нами для расположенного восточнее массива Монгун-Тайга эталоны дешифрирования морен (Ганюшкин и др., 2018).

Для морен МЛП в регионе характерны незадернованность, четкость в плане, большая крутизна по внешнему периметру и мощность относительно более древних морен, малая степень перемытости, наличие ядра погребенных льдов и связанных с ним термокарстовых форм. Также в определении внешних границ палеоледников использовались сухие ложбины, соответствующие бывшим маргинальным каналам стока.

Сходство морен МЛП с каменными глетчерами может приводить к переоценке площади ледников. Осыпные каменные глетчеры (Barsch, 1996) располагаются ниже осыпных склонов, лишенных следов свежей ледниковой экзарации и таких форм как кары и цирки. Обломочные каменные глетчеры развиты ниже морен МЛП или перекрывают их. В последних случаях мы старались проследить береговые морены до участков их перекрытия и проводили реконструированные фронты ледников между этими участками.

Помимо дешифрирования морен мы использовали отчетливые границы между невыветрелыми, со следами свежей ледниковой эрозии, и выветрелыми, частично задернованными участками. Для реконструкции висячих ледников мы применяли кулуары с четкими очертаниями, маркирующими положение недавно исчезнувших ледников, как правило, с остаточными многолетними снежниками.

Для получения гипсометрических данных и экспозиций ледников использовалась глобальная ЦМР SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1 arcsecond) (Rodríguez et al, 2006). Она получена по состоянию на 2000 г., больше соответствуя реконструируемым прошлым временным срезам. Для верификации результатов дешифрирования мы применяли полевые материалы за 2022 и 2023 г. (GPS маркирование краев ледников в бассейнах рек Талдура и Аккол). Высота фирновой границы для ледников максимума МЛП и 1962 г., а также для тех ледников, где фирновая граница не определялась на снимках 2000 и 2021 гг., рассчитывалась методом Куровского, согласно которому высота фирновой границы соответствует средневзвешенной по площади высоте ледника (Kurowsky, 1891).

Наши исследования применения метода Куровского (Ганюшкин и др., 2021) дают основание говорить о его высокой точности для малых ледников Алтая. В то же время наши исследования оледенения Северо-Чуйского хребта (Ganyushkin et al., 2023) выявили, что для долинных ледников этот метод преимущественно завышает положение фирновой границы. Сопоставление реального и расчетного положения фирновой границы ледников позволило получить зависимость между вертикальным диапазоном ледника ∆Z (м) и завышением положения фирновой границы ∆ELA:

$\Delta ELA=0.2945\ast \Delta Z-168$. (2)

Мы применяли уравнение (2) для внесения поправок в расчеты положения фирновой границы для долинных ледников максимума МЛП и 1962 г. Для количественной оценки степени экспозиционной контрастности был использован соответствующий коэффициент:

$K=\sqrt{\frac{{\displaystyle {\sum }_{i-1}^m\left(S_i-S_0\right)- }}{\left(m^2-m\right){S_0}^2} },$ (3)

где $K$ – коэффициент экспозиционной контрастности; $S_i$ – конкретное значение параметров оледенения; $S_0$ – среднее значение параметров оледенения при равномерном распределении по всем экспозициям; $m$ – количество румбов.

Для оценки высотного распределения площади ледников использовались коэффициенты эксцесса ($E_k$) и асимметрии ($A_s$). Автоматизированные вычисления производились в MS Excel.

$E_k=\frac{\frac{\sum {\left(x_i-\overline{X}\right)}^4}{n-1}}{{\left(\sqrt{\frac{\sum {\left(x-\overline{X}\right)}^2}{n-1}}\right)}^4}-3$, (4)

$A_s=\frac{\frac{\sum {\left(x_i-\overline{X}\right)}^3}{n-1}}{{\left(\sqrt{\frac{\sum {\left(x-\overline{X}\right)}^2}{n-1}}\right)}^3}$, (5)

где $x_i$ – площадь ледников в i-м 20-метровом высотном диапазоне, $\overline{X}$ – среднее значение площади в высотных диапазонах, n – число высотных диапазонов.

При расчетах объема ледников применялась модель GlabTop2 (Frey et al., 2014), при этом использовалась глобальная ЦМР SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1 arcsecond) (Rodríguez et al, 2006), а также региональные эмпирические коэффициенты в степеннóм отношении площади и объема ледника (метод VAS – Volume-Area scaling) (Никитин, 2009; Мачерет и др., 2013).

Результаты

Для времени максимума МЛП мы выделили 384 ледника суммарной площадью 313.19±0.47 км² (рис. 1), нижний предел распространения ледников составлял 2260 м (бассейн р. Карагем). Три крупнейших ледника имели площадь более 10 км²: Большой Талдуринский (30.47±0.02 км²), Софийский (25.67±0.02 км²) и Оштуайры (12.59±0.01 км²). 65 ледников имели площадь в интервале от 10 до 1 км². Расчётная высота границы питания составила 2987 м.

 

Рис. 1. Сокращение ледников Южно-Чуйского хребта с максимума МЛП по 2021 г.: западная часть хребта (а); центральная часть хребта (б); восточная часть хребта (в).

Условные обозначения: сокращение ледников (б): 1 – с максимума МЛП по 1962 г., 2 – с 1962 по 2000 г, 3 – с 2000 по 2021 г.; 4 – ледники в 2021 г., 5 – реки

Fig. 1. Reduction of glaciers of the South Chuya Range from the LIA maximum to 2021: Western part (а); Central part (б); Eastern part (в). Legend: reduction of glaciers (б): 1 – from the LIA maximum to 1962, 2 – from 1962 to 2000, 3 – from 2000 to 2021; 4 – glaciers in 2021, 5 – rivers

 

На 1962 г. мы положили на карту 332 ледника суммарной площадью 232.72±9.57 км². Площадь оледенения с 1850 г сократилась на 25.7%. С максимума МЛП полностью исчезли 96 ледников, что частично компенсировалось распадом некоторых крупных ледников и разделением их на несколько малых. Ледники Большой Талдуринский, Софийский и Оштуайры по площади превышали 10 км² (26.83±0.41 км², 17.25±0.36 км², 10.34±0.27 км², соответственно). Еще 30 ледников имели площадь более 1 км². Нижний предел распространения ледников поднялся до 2442 м (Большой Талдуринский ледник). Расчётная средневзвешенная по площади высота границы питания поднялась до 3075 м.

К 2000 г. площадь оледенения сократилась до 159.22±16.12 км², т.е. на 31.6% за 38 лет, число ледников мало изменилось (возросло до 336 за счет распада крупных ледников). Крупнейшими ледниками были Большой Талдуринский (24.07±1.00 км²), Софийский (16.29±0.81 км²) и Кара-Оюк (6.18±0.46 км²). Нижняя граница распространения ледников поднялась до 2461 м (р. Талдура). Средневзвешенная по площади высота границы питания составила 3137 м.

В 2021 г. площадь ледников составила 122.62±0.26 км² (сокращение на 23% за 21 год), исчез 31 ледник. Крупнейшим ледником Южно-Чуйского хребта стал Софийский ледник (10.73±0.01 км²), второй и третий по величине ледники (№ 153, 8.59±0.01 км²; № 148 6.86±0.01 км²) образовались после распада Большого Талдуринского ледника. Ещё 27 ледников имели площадь более 1 км². Нижний предел распространения ледников поднялся до 2566 м. Высота фирновой границы возросла до 3176 м.

С максимума МЛП по 1962 г. темпы сокращения ледников были низкими, мало различались для разных макроэкспозиций и разных по размерам ледников (табл. 2). После 1962 г. скорости сокращения во всех долинах возросли в 3–5 раз, в 2000–2021 г. тенденция к ускорению сокращения ледников сохранилась, за исключением бассейна р. Елангаш, где она незначительно снизилась. Сокращение оледенения в бассейнах рек с преобладанием малых ледников (Тархата, Бара, Ирбисту, Кок-Узек) шло быстрее, наименьшие относительные скорости сокращения имели место в бассейнах рек с наиболее крупными ледниками (Талдура, Аккол). При схожих площадях и высотах ледников в долинах северных экспозиций (Карагем, Елангаш) ледники сокращались медленнее, чем на юго-западном склоне (притоки р. Джазатор), что демонстрирует общую тенденцию к росту экспозиционной контрастности в распределении ледников.

 

Таблица 2. Относительное сокращение площади ледников Южно-Чуйского хребта по бассейнам рек

A*	Бассейн	Hmax, м	Площадь ледников в 1850 г. км2		Период времени, годы			Площадь ледников в 2021 г., км2
					1850–1962	1962–2000	2000–2021
			Суммарная	Средняя	Среднее относительное сокращение, %/год			Суммарная	Средняя
ССЗ	Карагем	3936	72.96	0.70	0.25	0.93	1.24	25.04	0.23
СВ	Талдура	3936	61.12	2.03	0.19	0.51	0.86	32.12	0.54
	Аккол	3868	49.36	1.33	0.20	0.59	0.81	25.92	0.54
ССВ	Кара-Оюк	3922	35,41	0.91	0.19	0.82	1.10	15.07	0.42
	Елангаш	3967	25.23	0.60	0.28	0.91	0.81	9.49	0.34
	Ирбисту	3967	10.38	0.36	0.05	1.46	1.48	3.01	0.10
СВ	Кок-Узек	3521	8.22	0.36	0.30	1.24	1.52	1.97	0.13
В	Тархата	3345	0.11	0.11	0.01	0.26	4.76	0	0
ЮЗ	Джазатор	3936	40.33	0.65	0.30	1.47	1.81	8.73	0.19
	Бара	3345	3.98	0.43	0.35	1.61	2.75	0.53	0.27
СЗ	Карасу	3328	5.09	0.64	0.28	1.78	2.43	0.74	0.12
Среднее, %/год					0.23	0.83	1.52

*A – экспозиция.

 

Для всех рассмотренных временных срезов максимум распределения ледников по высоте располагался выше максимумов высотного распределения рельефа (которые расположены на высотах около 2300 и 2750 м, см. рис. 2, а), что говорит о преимущественном развитии ледников на склонах и смещении их в высокогорье.

 

Рис. 2. а – Распределение площади ледников по высоте для разных временных срезов в сравнении с общей площадью соответствующих высотных интервалов; б – то же относительно распределения суммарной площади цирков по высоте. 1 – ледники в 2021 г., 2 – ледники в 2000 г., 3 – ледники в 1962 г., 4 – ледники в максимум МЛП, 5 – вся территория, включая ледники, 6 – цирки

Fig. 2. a – distribution of the area of glaciers by height for different time points in comparison with the total land area of the corresponding altitude intervals; б – the same regarding the distribution of the total area of cirques by height. 1 – glaciers in 2021, 2 – glaciers in 2000, 3 – glaciers in 1962, 4 – glaciers at the LIA maximum, 5 – the entire territory, including glaciers, 6 – cirques

 

Мы выделили на территории хребта 283 кара и цирка и определили их площади и высоты. В МЛП максимум распределение ледников по высоте совпадал с максимумом высотного распределения цирков (см. рис. 2, б) в интервале примерно 3000–3150 м. Размытость пика распределения оледенения по высоте характеризуется низким значением коэффициента эксцесса (—1.30). Таким образом, ледники в целом находились в соответствии с ледниковыми формами рельефа, что обеспечивало им относительную устойчивость. Отмечалась правосторонняя асимметрия (скошенность) распределения (коэффициент асимметрии 0.49), вызванная резким сокращением абсолютной площади оледенения в верхней части хребта в связи с общим уменьшением площади высотных интервалов с высотой, а также тем, что языки крупнейших долинных ледников занимали днища трогов на высотах 2260–2900 м.

В период с максимума МЛП по 1962 г. сокращение ледниковых языков шло сравнительно медленно (так, с 1850 по 1962 г. Большой Талдуринский ледник отступал со средней скоростью 15.6 м/год, а в 1962–2023 гг. – со средней скоростью 37.8 м/год), в то же время цирки уже начали освобождаться от оледенения (в основном за счет разделения смежных ледниковых потоков (например, у Большого Талдуринского ледника), что вызвало смещение максимума высотного распределения льда и способствовало росту асимметрии (0.58). Сокращение ледников в нижней части цирков привело также к большей выраженности основного максимума распределения (к 1962 г., коэффициент эксцесса составил –1.20).

После 1962 года распад крупных долинных ледников (например, Большого Талдуринского) и ускорение деградации ледниковых языков привело к некоторому снижению асимметрии (коэффициент асимметрии составлял 0.57 в 2000 г. и 0.53 – в 2021 г.). Поскольку выше основного пика распределения цирков абсолютные площади рельефа резко снижались, дальнейшего смещения пика распределения льда вверх не произошло, но продолжившаяся деградация ледников в цирках привела к сглаживанию пика распределения ледников по высоте (коэффициент эксцесса уменьшился до –1.26 в 2000 г. и до –1.34 к 2021 г.

С максимума МЛП по 2021 г. произошло существенное изменение высотного распределения ледников. Нижний предел распространения ледников поднялся на 300 м. Максимум распределения льда также сместился на 100 м выше, достигнув высоты около 3200 м. В настоящее время на высотах 3000–3200 м располагается 38% общей площади ледников.

Сокращение суммарного объема ледников Южно-Чуйского хребта в период с максимума МЛП по 2021 г. (рис. 3) составило, по нашим оценкам, 59–64%, что близко к нашей прежней оценке сокращения площади оледенения (61%). Скорости сокращения объема ледников хребта возросли: в период 1850–1962 гг. средняя скорость составляла 0.052 км³/год, в 1962–2000 гг. – 0.114-0.105 км³/год, в 2000–2021 гг. – 0.128-0.139 км³/год.

 

Рис. 3. Сокращение объема ледников Южно-Чуйского хребта с максимума МЛП по 2021 г. 1 – метод Volume-Area scaling, 2 – модель GlabTop2, 3 – область неопределенности

Fig. 3. Reduction in the volume of glaciers in the South Chuya Range from the LIA maximum to 2021. 1 – Volume-Area scaling method, 2 – GlabTop2 model, 3 – area of uncertainty

 

Изменение экспозиционной приуроченности ледников (табл. 3) заключалось в наибольшем относительном сокращении площади ледников на склонах южных экспозиций, за счет чего возросли экспозиционные контрасты в их распределении. Коэффициент экспозиционной контрастности вырос: 0.42 в максимум МЛП, 0.37 в 1962 г., 0.47 в 2000 г., 0.48 в 2021 г.

 

Таблица 3. Изменение распределение суммарных площадей ледников (км²) по экспозициям

Экспозиция	Время
	МЛП	1962	2000	2021
С	80.05	58.55	43.42	44.08
СВ	138.41	84.98	76.73	52.79
В	14.71	43.65	6.89	6.02
ЮВ	15.86	11.44	5.93	3.01
Ю	27.90	14.21	5.29	4.68
ЮЗ	4.26	1.09	2.60	0.11
З	5.68	2.71	3.04	0.61
СЗ	26.32	16.09	15.32	11.33

 

Аналогично происходило перераспределение площади ледников на северо-восточных, восточных и северных склонах: в период с 2000 по 2021 г. резко сократилось оледенение северо-восточных склонов, при неизменной площади оледенения северных склонов. Причиной этого служит распад ряда крупных ледников, имевших общую северо-восточную экспозицию, но включавших также потоки северной и восточной экспозиций. Например, при распаде Большого Талдуринского ледника к 2021 г. произошло обособление ледника № 153 площадью 8.57 км², имеющего северную экспозицию, что в общей статистике дало видимый эффект уменьшения оледенения северо-восточных склонов и отсутствие сокращения оледенения северных склонов, что не отражает реальную картину деградации оледенения. Аналогично, временное увеличение суммарной площади ледников восточных экспозиций в 1962 г связано с распадом сложных долинных ледников в бассейне р. Карагем.

Изменение распределения ледников по морфологическим типам (табл. 4) преимущественно состояло в сокращении доли долинных ледников в суммарной площади оледенения с одновременным ростом доли карово-долинных ледников. Эта тенденция отражает процесс интенсивного распада долинных ледников, лучше всего выраженный в долинах рек Талдура и Аккол, и начало сокращения ледников внутри цирков. Суммарная доля долинных и карово-долинных ледников в общей площади оледенения уменьшилась мало.

 

Таблица 4. Изменение распределения площади ледников (%) по разными морфологическим типам ледников

Морфологический тип	1850	1962	2000	2021
Долинные	72.2	67.5	61.8	60.6
Карово-долинные	11.0	13.2	17.0	20.1
Каровые	9.5	11.9	10.0	7.6
Карово-висячие	1.9	0.7	1.5	2.2
Висячие	3.5	3.8	4.6	5.1
Присклоновые	0.2	0.5	0.9	0.9
Склоновые	2.6	2.4	4.0	3.4
Плоской вершины	0.1	0.2	0.2	0.2

 

Причины сокращения оледенения можно выявить на основе анализа данных ближайших к Южно-Чуйскому хребту метеорологических станций Кош-Агач (примерно в 45 км восточнее) и Кара-Тюрек (примерно в 60 км западнее). Первая располагается в орографической тени хребта в котловине на высоте 1758 м, тогда как вторая находится на высоте 2600 м, соответствуя в большей степени климатическим условиям ледникового высотного пояса Южно-Чуйского хребта. Обе метеостанции располагают данными лишь начиная с середины XX века. В публикации (Ganyushkin et al., 2023) мы установили наличие тесной корреляции между рядами температур ближайшей длиннорядной метеостанции Барнаул и метеостанции Кара-Тюрек, что позволило продлить ряды температур последней до 1838 г. (рис. 4).

 

Рис. 4. Продленный до 1838 г. ряд средних летних температур по данным метеостанции Кара-Тюрек. 1 – средние летние температуры, 2 – пятилетнее сглаживание, 3 – полиномиальная аппроксимация

Fig. 4. The series of average summer temperatures at the Kara-Turek weather station extended until 1838. 1 – average summer temperatures, 2 – 5-year smoothing, 3 – polynomial approximation

 

Исходя из проведенной реконструкции температур, можно выделить общий тренд к потеплению примерно до 1920 г., выразившийся в росте средних летних температур примерно на 0.7–0.8 °С. Далее вплоть до 1970 г. имела место стабилизация или даже снижение летних температур на 0.1–0.2 °C.

Таким образом, наша реконструкция оледенения по состоянию на 1962 г. относится к моменту, когда климатические условия были относительно стабильны, а ледники, вероятно, приближались к стационарному состоянию. Так, согласно (Галахов и др., 2015) стабилизация ледника Малый Актру, происходила около 1965–1970 гг. С другой стороны, исследования колебания ряда долинных ледников Алтая (Окишев, 2011) привели к выводу, что при текущем уровне информации нет возможности выделять этапы синхронных колебаний этих ледников.

В 1990-е годы произошел резкий подъем летней температуры (приблизительно на 2 °С), отчетливо прослеживающийся по данным метеостанций Кара-Тюрек и Кош-Агач (рис. 5). Соответственно, 2000 году предшествовало интенсивное потепление, ледники активно деградировали, что нашло отражение в выявленном ускорении сокращения ледников в интервале 1962–2000 гг.

 

Рис. 5. Изменение средней летней температуры (1) и годового количества осадков (2) по данным метеостанций Кара-Тюрек (а) и Кош-Агач (б)

Fig. 5. Changes in mean summer temperature (1) and annual precipitation (2), Kara-Turek weather station (a) and Kosh-Agach weather station (б)

 

После 2000 г. температура стабилизирвалась на высоком уровне, но по данным метеостанции Кара-Тюрек, количество осадков в высокогорье существенно сократилось. Следовательно, дальнейшее ускорение сокращения ледников может быть связано как с кумулятивным эффектом от длительного теплого периода, так и с прогрессирующим уменьшением баланса массы, связанным с дефицитом осадков.

Уменьшение количества осадков также означает уменьшение облачности и, соответственно, рост притока радиации. Последнее было установлено на Алтае (Торопов и др., 2020): в 2008–2017 гг. радиационный баланс теплого полугодия в высокогорьях Алтая вырос в среднем на 15 Вт/м² по сравнению с 1980–1990 гг. Это внесло вклад в деградацию оледенения, косвенным подтверждением чего служит установленный нами рост экспозиционной контрастности распределения ледников (увеличение прихода радиации, в первую очередь, воздействовало на ледники южных экспозиций).

Дискуссия

Оценки масштабов оледенения в МЛП. Единственная реконструкция оледенения Южно-Чуйского хребта на максимум МЛП (Нарожный, Окишев, 1999) была создана путём использования аэрофотоснимков 1952 года и крупномасштабных топокарт (1:25000 и 1:50000) издания 1962 г. Для реконструкции проводилось дешифрирование морен и не реконструировались ледники, исчезнувшие до 1952 г. Суммарная площадь реконструированных ледников составила 255.69 км². Это существенно меньше, чем по нашим данным (313.19 км²). К сожалению, и в указанной выше работе, и в последующих (Окишев, 2011), не приводятся контуры реконструированных ледников, что препятствует прямому сопоставлению результатов. Вероятно, основные различия связаны с недоучётом в работе (Нарожный, Окишев, 1999) площади исчезнувших ледников, деградировавших ледниковых притоков крупных ледников и ледников площадью менее 0.1 км².

Оценки площади оледенения в 1950–60-х годах. По данным Каталога ледников СССР (полевые данные 1963–1964 гг. и дешифрирования АФС 1955 г.) оледенение хребта было представлено 219 ледниками суммарной площадью 221.3 км². В работе (Торопов и др., 2020) на основе дешифрирования снимков Corona за 1968 г. площадь ледников хребта оценена величиной 165 км². Наша данные, полученные по результатам дешифрирования космических снимков Corona 1962 года (332 ледника суммарной площадью 232.72±9.57 км²), оказались относительно близки к данным Каталога Ледников СССР, и мы получили более полную картину оледенения за счет выделения большого количества ранее не отмеченных в каталоге малых ледников (наиболее крупный – площадью 0.61 км², также 14 ледников в интервале от 0.2 до 0.6 км², остальные – площадью менее 0.2 км²). Сопоставить наши результаты с сильно отличающейся от них оценкой площади ледников по состоянию на 1968 г. в работе (Торопов и др., 2020) затруднительно, так как в указанной статье не приводятся контуры дешифрированных ледников.

Оценка площади оледенения в 2000 г. В работе (Нарожный, Окишев, 1999) площади ледников оценены по состоянию на 1995 г. (202.06 км²) на основе анализа аэрофотоснимков 1952 г. и результатов наземных наблюдений, однако контуры ледников не приведены. В работах (Никитин, 2009; Котляков и др., 2023) путём коррекции данных 1952 г. с учетом темпов деградации оледенения и данных дистанционного зондирования для отдельных ледников по состоянию на 2003 г. получена величина 201.8 км². Наша оценка для 2000 г. (159.22±16.12 км²), с одной стороны, учитывает изменения, произошедшие с 1995 года, с другой стороны, получена на основе однородного во временнóм отношении материала.

Оценка площади современного оледенения. Самая современная оценка площади оледенения Южно-Чуйского хребта получена в рамках проекта «Каталог ледников России» на 15 августа 2017 г. (Sentinel-2) величина 118.0 км² (Торопов и др., 2020). В более поздней статье почти это же значение (118.1 км²) указано для 2018 г. (Котляков и др., 2023). Согласно нашим данным, для 2021 г. получена несколько большая величина: 122.62 км². Сопоставление контуров ледников обоих каталогов показало близкую картину для крупных ледников, причем отличия в положении границ ледников отражают объективно происходящее сокращение ледников. В то же время использование снимков более высокого разрешения позволило нам выделить большое количество малых ледников (72 ледника с площадями в интервале 0.1–0.01 км²), не отмеченных в Каталоге ледников России. Отличаются и подходы к выделению границ между смежными ледниками: например, в Каталоге ледников России Большой Талдуринский ледник все еще указывается как единый ледник, хотя уже около 2000 г. разные потоки ледника обособились и имеют в настоящее время контакт только в верхней части области питания. Соответственно, в нашем каталоге это не единый ледник, а несколько ледников.

В качестве примера упомянутых различий мы приводим фрагмент космического снимка в верховьях рек Аккол и Верхний Тураоюк (рис. 6). Софийский ледник, бывший единым еще в 2017 г., в 2021 г. распался на ледники № 204 и 206, что нашло отражение в изменении контуров в нижней части рисунка. В верхней части рисунка видны ледники № 188, 190, 193, 194, 195, 196, 197, не отмеченные в Каталоге ледников России, но указанные в нашем каталоге 2021 года.

 

Рис. 6. Сравнение контуров ледников в Каталоге ледников России и нашем каталоге. Условные обозначения: 1 – контуры ледников в 2017 г. согласно Каталогу ледников России, 2 – контуры ледников в 2021 г. согласно нашему каталогу

dFig. 6. Comparison of the contours of glaciers in the Catalog of Russian Glaciers and our catalogue. Legend: 1 – contours of glaciers according to the Catalog of Russian Glaciers, 2 – contours of glaciers for 2021 according to our catalog

 

Оценка скорости сокращения ледников Южно-Чуйского хребта. Согласно (Нарожный, Окишев, 1999), сокращение ледников со времени максимума МЛП по 1995 год составило 21%, т.е. в среднем 0.15% в год. Согласно нашей реконструкции, за близкий по продолжительности интервал времени с максимума МЛП по 2000 г. скорость сокращения ледников была выше более чем вдвое и составила 49.2 %, т.е. в среднем 0.33% в год. Это связано как с большей площадью ледников в максимум МЛП, так и с меньшей площадью ледников в 2000 г.

Для более поздних этапов деградации оледенения согласно (Торопов и др., 2020) средняя скорость сокращения ледников составляла 0.52% в год за 1968–2008 гг., 0.58% за 1968–2017 гг. и 0.87% за 2008–2017 гг. Для интервала 1962–2021 гг. мы определили существенно бóльшую среднюю скорость сокращения: 0.80% в год, что связано, как показано выше, со значительно большими площадями оледенения, реконструированными нами для 1962 г по сравнению с оценками (Торопов и др., 2020) для 1968 г.

Сопоставление с оценками деградации оледенения в соседних районах Алтая и других горных регионах. Согласно нашей оценке (Ganyushkin et al., 2023), площадь ледников ближайшего и наиболее схожего по параметрам оледенения и климату Северо-Чуйского хребта с максимума МЛП по 2021 г. сократилась на 61%, что очень близко к установленной нами величине сокращения оледенения Южно-Чуйского хребта за тот же период (60.8 %). Это близко и к среднему сокращению ледников после максимума МЛП для юга Алтая (59%) (Ganyushkin et al., 2022).

Массив Таван-Богдо-Ола, расположенный примерно в 55 км южнее, с максимума МЛП по 2021 г. потерял 45.6% своей площади (Ganyushkin et al., 2022); меньшее сокращение можно объясни ть большей абсолютной высотой массива (до 4374 м) и более крупными ледниками (суммарная площадь оледенения в МЛП 353.4±15.33 км²), что обеспечило большую устойчивость ледников.

В европейских Альпах общая площадь ледников за период 1850–2000 гг. сократилась на 54.5% (Zemp et al., 2008), что близко к нашей оценке по Южно-Чуйскому хребту для аналогичного периода (49.2%). Это связано с положением обеих территорий примерно на одной широте и близкой абсолютной высоте.

О сокращении ледников после максимума МЛП в других горных странах известно существенно меньше, исследованы, как правило, отдельные ледниковые центры. В Центральных и Западных Гималаях длина и площадь 220 ледников с максимума МЛП по 2005–2015 гг. сократилась на 35 и 31%, соответственно, средний подъём границы питания с максимума МЛП к первой декаде XXI столетия составил 123 м (Qiao, Yi, 2017). В юго-восточном Тибете с максимума МЛП длины ледников в среднем уменьшилась примерно на 27%, а граница питания поднялась на 136 м (Loibl et al., 2014). Меньшие сокращения ледников высочайших хребтов Центральной Азии связаны с большими размерами ледников и их вертикальным диапазоном, что обеспечивает их относительную устойчивость.

Ускорение отступания ледников в последние десятилетия, отмеченное нами для Южно-Чуйского хребта, совпадает с общим современным трендом (Hugonnet et al., 2021).

Выводы

В результате нашей работы реконструировано оледенение Южно-Чуйского хребта в максимум малого ледникового периода; выявлен больший, по сравнению с Каталогом ледников СССР, масштаб оледенения по состоянию на 1962 г., реконструировано оледенение по состоянию на 2000 г.; создан наиболее современный каталог ледников по состоянию на 2021 г., получена картина поэтапного сокращения ледников с малого ледникового периода по 2021 г.

По результатам исследования рассчитаны более высокие скорости сокращения ледников после максимума МЛП (61% площади и 59–64% объема), чем те, что содержатся в более ранних оценках других авторов.

Установлены следующие особенности изменений ледниковой системы хребта: подъем нижнего предела распространения ледников на 300 м (до высоты 2566 м, что выше максимума высотного распределения цирков); подъем максимума распределения льда на 100 м до высоты 3200 м; ускорение отступания ледников на каждом последующем этапе с достижением в период 2000–2021 гг. средней скорости около 1.5% в год; увеличение после 1962 г. экспозиционного контраста в распределении ледников, что, вероятно, связано с увеличением притока солнечной радиации в летнее время; ускорение деградации ледниковых языков после 2000 г., распад сложных долинных ледников на простые долинные и карово-долинные (например, Большой Талдуринский, Софийский).

Благодарности. Исследования выполнены при поддержке РНФ, проект № 22-67-00020 “Изменения климата, ледников и ландшафтов Алтая в прошлом, настоящем и будущем как основа модели адаптации населения внутриконтинентальных горных районов Евразии к климатообусловленным изменениям среды”.

Acknowledgements. The study was supported by Russian National Science Foundation, project No. 22-67-00020 “Changes in climate, glaciers and landscapes of Altai in the past, present and future as the basis for a model of adaptation of the population of the intracontinental mountainous regions of Eurasia to climate-conditioned environmental changes”.

Sobre autores

D. Ganyushkin

Saint Petersburg State University

Autor responsável pela correspondência
Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

D. Bantcev

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

S. Griga

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

E. Derkach

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

O. Ostanin

Altai State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Barnaul

Yu. Gorbunova

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

V. Rasputina

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

K. Chistyakov

Saint Petersburg State University

Email: d.ganyushkin@spbu.ru
Rússia, Saint Petersburg

Bibliografia

Arquivos suplementares