является наличие современных ледников, так и хорошая сохранность следов. деятельности ледников прошлого, до сих пор обусловливающей. ландшафтные особенности территории.


Чтобы посмотреть этот PDF файл с форматированием и разметкой, скачайте его и откройте на своем компьютере.































2

































3

































4


СОДЕРЖАНИЕ


ВВЕДЕНИЕ

................................
................................
................................
.............

5

ГЛАВА I. ПОНЯТИЕ О КАМЕННО
-
ЛЕДОВЫХ ОБРАЗОВАНИЯХ

……..
.
5

1.1.
Понятия «каменно
-
ледовые образования» и «каменные глетчеры»
……..
5

1.2. Распространение каменных глетчеров ……………………………………. 8

ГЛАВА
II
. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РЕЛЬЕФА ЗАПАДНОЙ
ТУВЫ.

................................
................................
................................
....................

11

2
.1 Природные районы……………………………
……………………………
..11

2
.2 Типы р
ельефа………………………………………………………………...1
4

2
.3 Особенности гор и хребтов Западной Тувы

………
……………………1
5

ГЛАВА

III

. КАМЕННО
-
ЛЕДОВЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

МАССИВА
МОНГУН
-
ТАЙГА

................................
................................
...............................

2
3

3.1
.
Каменно
-
ледовые образования в Монгун
-
Тайге
………………………….
2
3

3
.
2
. Динамика параметров климата

................................
................................
.....

2
6

3
.
3
.

Многолетние снежники

................................
................................
.................

2
7

3
.
4
. Динамика ледников

................................
................................
........................

30

3
.
5
. Современный баланс массы ледников

................................
.........................

3
2

3
.
6
. Каменно
-
ледовые образования.

................................
................................
....

4
3

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

................................
................................
................................
...

4
8

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

................................
.......

51




5


ВВЕДЕНИЕ


Актуальность
.
В настоящее время в горах более значительно проявляется
реакция на глобальные климатические изменения, поэтому горные
ландшафты можно рассматривать как индикатор
происходящих
региональных и глобальных изменений.

В конце
XX

-

начале
XXI

века
в
горах Юга Ро
ссии
исследователями отмечается почти
повсемест
ная
деградация горного оледенения и распад каменно
-
ледовых образований,
увеличение риска опасных природных процессов, подъем верхней границы
леса, изменения уровней озер и стока горных рек.


Актуальность
исследования деградаци
и

горного оледенения и распад
а

каменно
-
ледовых образований

усиливается

и антропогенными нагрузками на
слаборазвитые горные территории.

В Республике Тыва горное оледенение распространено на юго
-
западе
республики на массиве Монгун
-
Тайга
.
Особенностью гор
этого района
является
наличие современных ледников, так и хорошая сохранность следов
деятельности ледников прошлого, до сих пор обусловливающей
ландшафтные особенности территории.


В условиях небольших
вертикальных градиентов баланса мас
сы ледников и их малой толщины
усиливается роль их взаимодействий с приледниковыми элементами
ландшафта.

Целью

данной работы является изучение структуры и динамики
каменно
-
ледовых образований в

Западной Туве на примере

массив
а

Монгун
-
Тайга.

Задачи:

-

обзор литературных и других источников по теме

-

выявить содержание понятия «каменно
-
ледовые образования»

-

изучить каменно
-
ледовые образования в Западной Туве путем анализа
опубликованных источников по теме
.


6


Объектом

изучения является горный массив Монгу
н
-
Тай
га и
гляциогенные комплексы
.



Предметом
изучения

является
обзор

динамики параметров климата
юго
-
западной Тувы и реакция на них элементов нивально
-
гляциальных
систем:
ледников
,

снежников и каменно
-
ледовых образований.

Методика исследования:

Сбор и а
нализ научной литератур
ы по теме дипломной работы
,
использование карт и статистических данных.

Практическое значение.

Материалы ВКР могут быть использованы
для научных целей в географии, в преподавании специальных курсов
природопол
ьзования и краеведения
,
для написания курсовых работ и
рефератов.

Структура и содержание работы.

Выпускная квалификационная
работа состоит из введения,
трех

глав, заключения
, списка литературы.

















7


I.

ПОНЯТИЕ О КАМЕННО
-
ЛЕДОВЫХ ОБРАЗОВАНИЯ
Х


1.1

Понятия

«
каменно
-
ледовые
образования
» и «каменные
глетчеры»


К

настоящему времени насчитывается более тысячи научных работ в
той или иной степени затрагивающих

гляциально
-
мерзлотные каменные
образования

в горах. Но, по
-
прежнему почти все вопросы существования
горных гляциально
-
мер
злотных объектов являются проблематичными. В
особенности
важным стало их исследование в

последнее время в связи с
интенсивным освоением горной местности России.

В литературе встречается множество толкований понятия каменно
-
ледовые образования.

Эти образо
вания многие исследователи называют
каменными глетчерами
, т.е
.
это крупные скопления «сце
ментированного
льдом грубообломочного материала в горах, по форме напоминающие
горные ледники, или лавовые потоки. Их важнейшей чертой является
способность к самосто
ятельно
му движению».

По мнению Михайлова

Н. Н., Останина

О. В. и Фукуи

К. (2007)

термин «гляциально
-
мерзлотные каменные образования» может объединить
все

подобные образования и позволяет рассматривать их с ледниковой
(гляциальной), мерзлотной
(криогенной) и обвально
-
осыпной
(гравитационной) позиции
.

На каменные образования в горных государствах, подобные на потоки
и получившие название «rockglaciers» (каменные глетчеры), исследователи в
первый раз стали уделять свое внимание более 125 лет наза
д. Находящиеся в
труднодоступных горных районах, каменные глетчеры описывались попутно,
при проведении разных исследовательских работ.
П
ро этих каменных
образованиях имелись только отдельные обрывочные сведен
ия, хотя
встречались и небольшие

работы, полност
ью приуроченные к им.
Длительное время исследованием гляциально
-
мерзлотных каменных
8


образований преимущественно занимались в Северной Америке и Западной
Европе.

В нашей стране анализ имеющихся данных по каменным глетчерам
был дан А. Ф. Глазовским (Глазовск
ий, 1978), В. В. Заморуевым (Заморуев,
1963;

Заморуев, 1981), А.П. Горбуновым (Горбунов, 1988).
П
одводя
результат данным исследованиям, была подготовлена монография А. П.
Горбунова и С. Н. Титкова «Каменные глетчеры Средней Азии» (Горбунов,
1989).

Отсутствие общих и четких морфогенетических критериев выделения
каменно
-
ледовых
образований привело к распространению в литературе
различных терминов: псевдотеррасы, псевдоморены, нивально
-
осыпные
валы, забронированные глетчеры,
каменные глетчеры
, комплекс
ные
каменные глетчеры, щебенчатые ледники. В английской литературе
отмечается еще большее обилие названий.

Сам термин «каменный глетчер» восходит к английскому «rockglacier»
(буквально переводится как «камень
-
лед»), которым американские геологи в
конце XIX

века в Скалистых горах именовали большие скопления обломков
горных пород, напоминавшие по форме долинные ледники. В 30
-
х гг XX
века данный термин попал в русскую научную литературу и довольно крепко
в ней укрепился

(Михайлов, Останин, Фукуи, 2007).

Соглас
но Гляциологическому словарю (Гляциологический словарь
1984) «каменный глетчер

это поток каменного материала в карах, на
днищах и на склонах, по форме отдаленно напоминающий ледник». В
Геогр
афическом словаре (
Трешников
,

1988) трактуется эта форма рельефа,
как «скопление каменного материала (иногда с ледяным ядром) в карах,
долинах и на склонах, образующееся вследствие постепенного сокращения
ледников или в результате массового нисходящего движения обломочного
материала в

условиях частой смены процессов промерзания и оттаивания
грунтов». Один из ведущих отечественных специалистов по каменным
глетчер
ам А.П. Горбунов (Горбунов,
1978) определяет каменный глетчер как
9


«скопление сцементированного льдом грубообломочного материал
а в горах,
по форме напоминающее ледники». Л.Н. Ивановский, который много
работал на Алтае, выделял каменные глетчеры, как «распространенную
форму накопления моренных отложений». Ледники могут приобретать черты
присущие «каменным глетчерам», такие как, пер
екрытие обломочным
материалом (осыпным и обвальным) языков ледников и образование
бронирующей морены. Такие объекты называются «бронированные или
забронированные» ледники («забронированные глетчеры»)

(
Ивановский,

1977)
.

В настоящее время ледники играют ог
ромную роль в
рельефообразовании.

Движение ледников в почти всех случаях характеризуется
неравномерностью. Это объясняется тем, что скорости движения льда
находятся в зависимости от мн
ожества факторов и в том числе от

температуры, количества поступающей в
ледник воды, атмосферных
осадков. В результате деятельности ледников образ
уются гляциальные
формы рельефа
, а многолетние снежники формируют нивальные формы
рельефа.

Ледники, двигаясь по склонам, формируют время от времени
сравнительно глубокие рытвины и

ко
тловины, нередко выравнивают

выступы коренных пород, имеющиеся понижения расширяют и углубляют.
При этом полученный обло
мочный материал перемещается ледниками

и
отлагаются у края ледникового языка. Данный переносимый ледником
материал называется движуще
йся мореной. Движущиеся морены могут быть
донные, внутренние и поверхностные.

У всех ледников есть донные морены. Они присутствуют в нижней
части толщи льда и образуются при разрушении ледником своего ложа.
Передвигаясь с ледником, обломочный материал до
нной морены в одних
местах шлифует ложе ледника, в других же местах царапает и отщепляет от
него куски горной породы, после этого сам материал морены от трения с
10


течением времени постепенно измельчается: валуны превращаются в гравий,
песок, щебень и глинис
тые частицы.

Некоторые части материала донной морены вмерзаются в лед, а также
трещины в толще льда заполняются обломочным материалом. В результате
образуются внутренние морены в теле ледника.


1.2. Распространение каменных глетчеров


Эти типично горные
образования

широко распро
странены в
орогенных областях Европы, Азии, Северной Аме
рики, а также в
высокогорье Центральной и Южной Америки, Африки и в прибрежной
части Антарктиды. Современные под
вижные формы каменных глетчеров
находятся полностью или начи
наются в высотном поясе гор
. В условиях
высокогорной (альпийской) мерзлоты они могут опускаться в пояс
преимущественно талых пород, образуя в нем многолетнемерзлыѐ
подвижные «языки».

В России в зонах сплошного и прерывистого распростране
ния
мерзлых толщ
активные каменные глетчеры встречены в Корякском
нагорье, в хр. Черского и горной группе Буордах Верхояно
-
Чукотской
орогенной области (в интервале высот 1200

1800 м), в хр. Джугджур (в
интервале 1000

1300 м), в Северном Забайкалье (в интервале 1300

2000
м)
. В регионах с высокогорной мерзлотой они широко распространены на
Ал
тае ив Саянах (обычно выше 2000 м), описаны в хр. Хамар
-
Дабан и на
Памире, а особенно широко развиты в Западном Тянь
-
Шане на высотах
более 2400 м. Размеры каменных глет
черов различны. И
х длина
изменяется от первых сотен метров до 10 км и более. Ширина варьирует от
50

80 м до 2

4 км, мощность


от нескольких до 100

120 м, а в
Перуанских Ан
дах


до 300 м. А. П. Горбунов (1988) выделяет два
основных морфогенетических типа каменных глетчеро
в: долинный и при
-
склоновый.

11


В 2002 году на Скалистом хребте (США)

произошел обвал ледника
Колка, что позволило ученым интерпретировать динамику процесса
формирования ледово


каменного и селевого потоков
, их транзита и
аккумуляции (рис.1).



Рис. 1.
С
леды фаз движения ледово
-
каменных масс


С
уществуют различные классификации

каменных глетч
еров: по
местоположению, по мор
фологии, по активности и возрасту. Но главным

следует признать разделение каменных глетчеров

по их генезису н
а два
основных типа. Первые

име
нуются ледни
ковыми, приледниковыми,
брониро
ванными или
погребенными ледниками, вторые


осыпными или
при
склоновыми каменными глетчерами. Первые прямо или косвенно связаны

с ледниками, вторые лишены такой связи

(Горбунов, 2006)
.

Каменные глетчер
ы распро
странены во мно
гих горных системах всех
географических поясов.

На крайнем севере они отмечены на Шпицбергене

(под 78

79° с.ш.) и в Гренландии, на п
-
ове Земля

Мюлиса Эриксена (вблизи
82° с.ш.), на крайнем

юге


в Антарктиде (под 77° ю.ш.). Они типичны

для
гор Аляски, Скалистых гор Канады и США,

для Анд Южной Америки.
Широко представлены

они в Альпах и в

горах Скандинавии. Известны
12


ка
менные глетчеры в горах Исландии и в Пиренеях.

Отмечен каменн
ый
глетчер на склоне Кении в Эк
ваториальной Африке.
Распространен
ы они и в
го
рах Южного о
-
ва Новой Зеландии. Развиты ка
менные глетчер
ы в Карпатах
и на Кавказе. Чрез
вычайно многочисленны и разнообразны они в

горах Азии.

Каменные глетчеры гор Азии изучены крайне

неодинаково.

В Восточном Саяне современное оледенение

занима
ет около
31 км 2 , в
Западном оно ничтож
но


порядка 2 км 2 . Активные каменные глетчеры

распространены в Восточном Саяне от 1900 до

2500 м
(Гросвальд, 1959).
Часть из них начинается

в пустых карах, а часть приурочена к подножию

склонов. И те и другие пита
ются за счет осыпей и

других продуктов
разрушения горных склонов. Их

генезис не связа
н с современным или
древним оле
денением гор.

Каменные глетчеры широко распространены

в горах Алтая, но

конкретные сведения о них весь
ма ограничены. В

частности, это касае
тся их
мор
фологии и размещения по отдельным хребтам и

абсолютным вы
сотам.
Отсутствуют данные о ско
ростях движен
ия каменных глетчеров. Ныне
мож
но определенно констатировать, что каменные

глетчеры наиболее
характерны для Катунского

хребта (Централ
ьный Алтай)
, где их
насчитывает
ся много десятков
(
Ивановский, 1981
)
. Несомненно, каменные
глетчеры характерны

для всех хребтов Алтая, которые поднимаются

выше
2500 м над уровнем моря.

В горах Алтае
-
Саян каменные глетчеры еще недостаточно изучены.
Они распространены в

Тувинской горной стране, Западном Саяне и
Кузнецком Алатау. Изучались попутно при проведении в основном
гляциологических исследований.





13


II
.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РЕЛЬЕФА

ЗАПАДНОЙ
ТУВЫ


2
.1 Природные районы


Как и в каждой горной стране, особенности природы Тувы сопряжены
главным образом с рельефом. Поэтому границы природных районов Тувы
близко совпадают с основными орографическими элементами территории.

По схем
е природного районирования Тувы,

разработанной В
. А.
Носиным

(1957)

совместно с А. В. Калининой и Л. Н. Леонтьевым на основе
схем геоморфологического, климатического, ботанико
-
географического
районирования и материалов Тувинской комплексной экспедиции АН СССР,
в Западную Туву входит:

1. Западно
-
Саянск
ий горный таежно
-
степной район.

2. Монгун
-
Т
айгинский высокогорны
й тундрово
-
лугово
-
степной район

(рис.2)
.


Рис.
2
.

Схема природных районов Тувы (Носин, 1957)

14


I



Центрально
-
Тувинский степной район:
I

а


Улуг
-
Хемский степной подрайон,
I

б


Хемчикский сухостепной подрайон;
II



Южный опустыненно
-
степной район:
I

а


Эрзинский степной подрайон,
II

б


Убсунурский опустыненно
-
степной подрайон;
III



Западно
-
Саянский горный таежно
-
степной район:
III

а


Алашский подрайон,
III

б


Куртушибин
ский подрайон,
III

в


Турано
-
Уюкская котловина
;
IV



Восточно
-
Саянский
горный гольцово
-
таежный район; V


Тоджинский лугово
-
таежный район; V
I



Восточно
-
Тувинский гольцово
-
горнотаежный район (район хр. ак. Обручева); V
II



Каа
-
Хемский
горнотаежный район; V
III



Сангиленский горный таежно
-
лугово
-
степной район;
I
X


Тануольский горный таежно
-
степной район; X


Монгун
-
Тайгинский высокогорный
тундрово
-
лугово
-
степной район.


Западный Саян

представляет собой образуемое сложной
системой
хребтов обширное сильно расчлененное нагорье, возвышающееся в
водораздельной части до 2800
-
3100 м абсолютной высоты. Общее
простирание нагорья с юго
-
запада на северо
-
восток связано с простиранием
слагающих его глубоко метаморфизованных протерозойс
ких и
нижнепалеозойских пород; протяженность нагорья от Алтайских гор до
отрогов Восточного Саяна более 400 км при ширине 150
-
200 км.


Саянское нагорье

подрайон, в который входят, кроме
водораздельной части нагорья, горные отроги от границы с Алтаем до
Е
нисейского коридора. Это, начиная с юго
-
запада до долины Енисея, хребты
Сальджур, Сайлыг
-
Хем
-
Тайга, Кантегирский, Сабинский, Таскыл и
собственно Саянский с резко выраженным альпийским и гольцовым
рельефом, выступающим над холмистой поверхностью нагорья. Го
рные
перевалы через эти хребты возвышаются до 2000
-
2200 м над уровнем моря.
Склоны глубоко расчленены речными долинами, имеющими вид трогов в
верхних и средних частях. На склонах широко распространены щебенистые
отложения, а в речных долинах и на плоских п
оверхностях отрогов

валунно
-
галечниковые.

Алашское плато, расположенное на южном склоне

Саянского нагорья в
бассейне реки

Алаш, представляет собой высоко расположенную (1500
-
1800
15


м над уровнем моря) каменистую равнину с отдельными гольцовыми
вершинами.
Плато расчленено глубокими речными долинами,
обработанными ледниками, оставившими после себя конечные морены и
подпрудные озера.

Монгун
-
Тайгинский высокогорный тундрово
-
лугово
-
степной район
.


На
юго
-
западе Тувы расположены высокие горные хребты, резко
дисгармонирующие по своему простиранию, геологическому строению и
морфологии с прилегающими к ним нагорьем Западного Саяна хребет Танну
-
Ола.

В структурном отношении они представляют собой горсты
в области
календонской складчатости Алтая, окаймляющей с юго
-
западной Тувинскую
тектоническую структуру; простирание хребтов от почти меридионального у
северных из них до субширотного у южных. По характеру рельефа

это
альпийские, сильно расчлененные хребты

и массивы с современными
небольшими ледниками и резко выраженными формами древнего оледенение
. В пределах района выделяются следующие подрайоны:

а) Шапшальский хребет, ограничивающий Западный Саян с запада и
простирающийс
я в северо
-
западном направлен
ии
,

достигает более 3500 м
абсолютной высоты. Хребет имеет резко выраженный альпийский характер,
острые зубчатые вершины, ледниковые кары и цирки, троговые долины.
Склоны его круты, местами отвесны.

б) Хребет Цаган
-
Шибэту является продолжение Шапшальского
хребта
в юго
-
восточном и далее восточном направлении. Для него это характерны
альпийские формы рельефа. Он достигает 3200
-
3350м абсолютной высоты.

в) Каргинская котловина представляет собой продольные понижения,
отделяющее хребет Цаган
-
Шибэту от массива М
онгун
-
Тайги. В западной
части депрессии на абсолютной высоте 2200м располагаются ледниковые
озера Джукуль и Хиндиктиг
-
Холь и истоки реки Чулышмана; широко
развиты гляциальные отложения. В восточной части депрессии протекает
река Каргы, впадающая за предела
ми Тувы в бессточное озеро Урэг
-
Нур.

16


г) Южнее продольной депрессии располагается высокогорный массив
Монгун
-
Тайги, образуемый в основном крупной интрузией гранитов. На нем
находится центр современного оледенения

высшая точка Тувы

Мунку
-
Хаирхан
-
Ула (3976,9
м над уровнем моря). Вдоль юго
-
западного края
Монгун
-
Тайги проходит широкая долина реки Моген
-
Бурен с
многочисленными озерами, прослеживающимися до ее верховьев.

д) Южнее этой долины располагается высокий альпийский хребет
Чихачева, достигающий примерно 35
00 метров абсолютной высоты.


2
.2 Типы рельефа


Основные типы рельефа Западной Тувы выделяются в зависимости от
структурных особенностей и проявления тех или иных экзогенных
процессов, обусловленных различием климатических условий.

Высокогорный альпийский
рельеф встречается в массиве Монгун
-
Тайга с резкими формами эрозионного расчленения и современными
ледниками. Этот масссив возвышается практически до 4000 м абсолютной
высоты. Вершины Монгун
-
Тайги лежат в области вечного снега и льда,
питающей несколько ра
диально находящихся долинных ледников. По
периферии массива обширно распространены валунные отложения

показатели былого массивного оледенения.

Среднегорный гляциальный резко расчлененный рельеф
характеризуется широким распространением эрозионно
-
гляциальны
х
образований в виде острых зубчатых водораздельных гребней, крутых
склонов гор, богатства каров и цирков, троговых долин и массивных
моренных скоплений на их дне. Это

обычные ландшафты молодого
гляциального рельефа, обширно распространенного на хребтах
Ша
пшальском, Цаган
-
Шибэту.

17


Средневысотное гляциальное нагорье (абсолютной высоты 1600
-
3500
м) характеризуется наличием широких равнинно
-
холмистых водоразделов с
отдельными гольцовыми вершинами, нагорными террасами и обширно
распространенными каменными россып
ями и каменными многоугольниками.
Склоны гор полого либо круто опускаются в обширные сглаженные
чашеобразные верховья речных долин либо в небольшие цирки и кары.

Вершины гор и верхние части склонов гор лежат повыше границы леса;
здесь доминируют процессы
солифлюкации, обусловленные горной
мерзлотой, а в верхних частях речных долин имеются отпечатки древнего
оледенения. Этот тип рельефа считается доминирующим для Западного
Саяна.

2
.3. Особенности гор и хребтов З
ападной Тувы



Западный Саян представляет
собой образуемое сложной системой
хребтов обширное сильно расчлененное нагорье, возвышающееся в
водоразд
ельной части до 2800
-
3100 м абсолютной
высоты. Общее
простирание нагорья с юго
-
запада на северо
-
восток связано с пр
о
стиранием
слагающих его глубоко мета
морфизованных протерозойских

и
нижнепалеозойских пород; протяженность нагорья от Алтайских гор до
отрогов Восточного Саяна более 400 км при ширине 150
-
200 км.

Главный водораздел состоит из ряда хребтов, поднимающихся выше
границы лесной растительности. К
северу и югу от главного водораздела
отходят боковые отроги, являющиеся водоразделами рек, стекающих по
склонам нагорья. Совокупность плоских водораздельных пространств
южных отрогов хребта образует в западной части нагорья так называемое
Алашское плато
, к
руто обпывающееся к долине реки

Хемчик.

К северо
-
востоку от Енисея главный водораздел Саян прослеживается
по хре
бтам Араданскому и Ергаки до хребта

Ергак
-
Таргак
-
Тайга (Тазарама),
18


относящегося уже к Восточному Саяну. Зубчатые вершины этих хребтов
поднимаютс
я до 2250 м над ур
овнем
м
оря
.

Параллельно главным водораздельным хребтам, к юго
-
востоку от них,
в пределах собственно Тувы, располагается Куртушибинский хребет с
гол
ьцовыми вершинами до 2250 м абсолютной
высоты. Этот хребет
отделяется от главного водоразде
льного хреб
та широкой продольной
долиной реки
Ус.


Западный Саян в ледниковый период подвергся обширному
оледенению, определившему в значительной степени общий ледниковый
облик как главного водораздела, так и его склонов. Следы оледенения
рельефно выражены в осевой части нагорья в виде скалистых гребней,

каров,
троговых долин, ледниковых озер и моренных образований. На склонах
отрогов на междуречьях также наблюдаются следы покровного оледенения в
виде водораздельных котловин выпахивания в местах бывших ледоемов.
Типичным бывшим в
одоемом является котловина

озера Су
т
-
Холь,
расположенная на уровне
1801 м абсолютной высоты (1100 м относительной
высоты). Речные долины имеют в верхних и средних частях троговый
характер.


Саянское нагорье только в одном месте прорезано водами Енисея,
образовавшими глубокое (бол
ее 1000 м) ущелье с крутыми склонами, так
называемый Саянский коридор. При входе в него Енисей следует на северо
-
запад, прорезая оконечности Хемчикского и Куртушибинского хребтов;
поворачивая затем на северо
-
восток, ниже усть
я реки
Ус, он прорезает отрог
и
Мирского хребта. Ниже устья реки
Большой Тепсель Енисей вновь
поворачивает на северо
-
запад, прорезая в осевой части гор собственно
Саянский хребет и образуя при его пересечении Большой порог.

Ниже Большого порога Енисей резко поворачивает н
а запад, пересек
ая
близ устья реки Кантегир хребет
Борус. Далее, до конца коридора, Енисей
протекает в северном нап
равлении, прорезая ниже устья реки
Джой
Джойский хребет. Крутые скалистые склоны, местами отвесно
19


обрывающиеся к реке, обилие крупных осыпей и камнепадов дел
ают ущелье
Енисея непроходимым для сквозного пешего или конного сообщения.

Саянское нагорье


подрайон, в который входят, кроме водораздельной
части нагорья, горные отроги от границы с Алтаем до Енисейского коридора.
Это, начиная с юго
-
запада до долины Ени
сея, хребты Сальджур, Сайлыг
-
Хем
-
Тайга, Кантегирский, Сабинский, Таскыл и собственно Саянский с резко
выраженным альпийским и гольцовым рельефом, выступающим над
холмистой поверхностью нагорья. Горные перевалы через эти хребты
во
звышаются до 2000
-
2200 м на
д уровнем
м
оря
. Склоны глубоко расчленены
речными долинами, имеющими вид трогов в верхних и средних частях. На
склонах широко распространены щебенистые отложения, а в речных долинах
и на плоских поверхностях отрогов


валунно
-
галечниковые.


Горные степи и

субальпийские луга являются хорошими
пастбищными угодьями.

Алашское плато, расположенное на южном склоне

Саянского нагорья в
бассейне реки
Алаш, представляет собой высоко расположенну
ю (1500
-
1800
м над уровнем моря
) каменистую равнину с отдельными гольцов
ыми
вершинами. Плато расчленено глубокими речными долинами,
обработанными ледниками, оставившими после себя конечные морены и
подпрудные озера.

Горы юго
-
западной Тувы

На юго
-
западе Тувы расположены высокие горные хребты, резко
дисгармонирующие по своему пр
остиранию, геологическому строению и
морфологии с
примыкающими

к ни
м нагорьем Западного Саяна и хребта
Танну
-
Ола. В структурном отношении они представляют собой горсты в
области каледонской складчатости Алтая, окаймляющей с юго
-
запада
Тувинскую тектоническ
ую структуру; простирание хребтов


от почти
меридионального у северных из них до субширотного у южных. По
характеру рельефа


это альпийские, сильно расчлененные хребты и массивы
20


с современными небольшими ледниками и резко выраженными формами
древнего оле
денения.

Шапшальский хребет, ограничивающий Западный Саян с запада и
простирающийся в северо
-
западном направлении, достигает более 3500 м
абс
олютной
высоты. Хребет имеет резко выраженный альпийский характер,
острые зубчатые вершины, ледниковые кары и цирки
, троговые долины.
Склоны его круты, местами отвесны.

Хребет

Цаган
-
Шибэту является продолжением Шапшальского хребта
в юго
-
восточном и далее восточном направлении. Для него характерны
альпийские формы рельеф
а. Он достигает 3200
-
3350 м абсолютной
высоты.

Ка
ргинская котловина представляет собой прод
ольное понижение,
отделяющее хребет

Цаган
-
Шибэту от массива Монгун
-
Тайги. В западной
части депрессии на абсолютной высоте 2200 м располагаются ледниковые
озера Джулу
-
Куль и Хандыкты
-
Холь и истоки реки
Чулышмана; ши
роко
развиты гляциальные отложения. В восточной части депрессии протекает
р.Каргы, впадающая за пределами Тувы в бессточное озеро Урюк
-
Нур.

Южнее продольной депрессии располагается высокогорный массив
Монгун
-
Тайги, образуемый в основном крупной интрузией г
ранитов. На нем
находится центр современного оледенения


высшая точка Тувы


Мун
ку
-
Хаирхан
-
Ула (3976,9 м над уровнем
м
оря
). Вдоль юго
-
западного края
Монгун
-
Тайги проходит
широкая долина реки
Моген
-
Бурен с
многочисленными озерами, прослеживающимися до ее в
ерховьев.

Южнее этой долины располагается высокий альпийский хребет
Чихачева,
достигающий примерно 3500 м абсолютной
высоты.

Северо
-
западные части Тувинской автономной области, орографически
принадлежащие к Западному Саяну, естественно выделяются в качеств
е
особого природного района. Граница его на севере совпадает с
административной границей Тувы и Красноярского края, проходя по
Кантегирскому, Хемчикскому, Куртушибинскому хребтам; на юге

район
ограничивается долиной реки

Хемчик и правобережным бортом долин
ы
21


Верхнего Енисея (Улуг
-
Хема). Западной границей условно можно считать
северную половину границы между Бай
-
Тайгинским и Барун
-
Хемчикским
административными
районами, отсекающей верховья реки
Алаш от его
средней и нижней части, а восточной границей


водораздел между реками
Хут и Сейба.


В этих пределах Западный Саян представляет собой сложную систему
сравнительно коротких хорошо обособленных хребтов, разделяемых то
глубокими речными долинами (реки Алаш, Ак
-
Суг, Ишкин и др.), то
обширными котловинами
(Уюкская, Туранская). Сильная расчлененность
рельефа при значительной амплитуде высот создает большую
неоднородность ландшафта: на хребтах проявляется вертикальная поясность
и резкая асимметрия в распределении ландшафтных элементов,
обусловленная экспозици
ей склонов, а в долинах и котловинах сказывается
влияние местных орогидрографических, климатических и почвенных
особенностей.

Главная масса осадков задерживается на северной стороне и в
центральной части Западного Саяна, однако значительная часть их проник
ает
и на южную, тувинскую сторону этого нагорья. Вследствие этого климат
описываемого района имеет переходный характер между климатом
Центрально
-
Тувинской степной котловины и срединной горнотаежной части
Западного Саяна. Сравнительно с Центрально
-
Тувинско
й котловиной он
отличается меньшей амплитудой среднегодовой температуры, менее
холодной и более снежной зимой, несколько повышенным количеством
среднегодовых и летних осадков (300 мм в Турано
-
Уюкской котловине
против 200
-
230 мм


в Центрально
-
Тувинской).

П
ри самом общем взгляде можно заметить, что в ландшафте Западно
-
Саянского района господствуют два элемента


горная тайга и горные степи;
подчиненное значение имеют высокогорные луга, долинные и котловинные
луга и степи. По соотношению между этими ландшафтн
ыми элементами, а
также по особенностям рельефа, почвенного покрова и растительности
22


следует различать два подрайона


западный (Алашский) и восточный
(Куртушибинский), естественно разделяемые Енисеем ниже впадения в него
Хемчика.

Алашский подрайон. Этот п
одрайон в основном соответствует
Алашскому плато, представляющему собой высокое плоскогорье, глубоко
расчлененное на ряд хребтов большим числом мощных горных рек (Алаш,
Хонделен, Ак
-
Суг, Устю
-
Ишкин, Алды
-
Ишкин с их притоками, а также
верховье Кантегира). М
еждуречные хребты (Бай
-
Тайга, Кызыл
-
Тайга,
Алашский, Хемчикский и др.), как правило, поднимаются выше границы
леса, до уровня 2500 м, а отдельные их вершины превышают 3000 м (Бай
-
Тайга, Кызыл
-
Тайга


3121 м); средняя глубина вреза рек в их среднем
течении
достигает 1500 м и более.

Высокогорья в Алашском подрайоне представлены массивными
водораздельными кряжами с венчающими их отдельными куполообразными
вершинами. В этом поясе преобладают субальпийские низкотравные горные
луга


на южных склонах остепненные
и легко переходящие в горную степь,
а на северных, в седловинах и на ровных плато,
-

более влажные с кобрезией,
осоками и некоторым участием альпийского разнотравья. Эти луга
представляют собой высокоценные летние пастбища и являются важным
кормовым ресурс
ом района. На высших уровнях субальпийские луга
сменяются альпийскими луговинами, разбросанными среди обширных
каменных россыпей
-

курумов.

Среднегорный пояс на Алашском плато характеризуется большой
контрастностью элементов ландшафта в связи с экспозицией
. На
выровненных водораздельных поверхностях высотой 1800
-
2000 м развиты
горные разнотравно
-
злаковые луговые степи на черноземных и
темнокаштановых почвах. К неглубоким понижениям рельефа обычно
приурочены небольшие рощицы или редкостойные группы лиственни
ц. Во
впадинах на водоразделах встречаются участки более влажных
субальпийских горных лугов, окружающих озера (из них наиболее
23


значительное Сут
-
Холь). Подобные же луга развиты на нижних частях
склонов, в узких речных долинах, лежащих на достаточно высоких
уровнях
(около 1500 м). Обращенные на север склоны хребтов покрыты горной
лиственничной тайгой с большим или меньшим участием кедра в верхней
части гор, по распадкам и особенно по скалистым местам.

В север
ной части подрайона (верховья реки
Кантегира) леса
имеют
более бореальный характер с участием ели и пихты, тогда как на Алашском
плато облик их ксерофитный


леса изрежены с травянистым ярусом,
включающим много степных видов.

Верхняя граница леса в пределах подрайона лежит большей частью
ниже водораздельны
х поверхностей. Нижняя граница горной тайги не ясна,
так как по северным склонам она опускается до дна долин и переходит здесь
в приречные лиственнично
-
тополевые леса (а в северной части подрайона


в
темные затаеженные долинные леса с елью и березой).

Скл
оны южных экспозиций средних гор, как правило, заняты горной
степью в различных вариантах. На малоразвитых горнокаштановых почвах
широко распространена каменистая ксерофитная степь с изреженной
злаковой основой (житняк, тонконог, ковыль волосатик), серым р
озеточным
разнотравьем и карликовой караганой. Меньше распространены более
густотравные варианты полынно
-
злаковых сухих степей на типичных горных
каштановых почвах.

В приречной по Хемчику и Енисею средне
-

и низкогорной полосе
местами наблюдается очень силь
ная эродированность южных склонов.
Соединенная с мелкой дислоцированностью пород эрозия приводит здесь к
формированию рельефа типа бедленд (например, на возвышенности
правобережья Улуг
-
Хема и по Хемчику, между устьями Хонделена и Алаша).
Местами сильно раз
виты также огромные грубообломочные шлейфы,
занятые зарослями карликовой караганы с изреженными группировками
травянистой растительности.

24


В целом Алашский подрайон характеризуется значительными
ресурсами горных пастбищ, сравнительно небольшой площадью
есте
ственных сенокосов и крайне малой площадью пахотнопригодных
земель. Последние приурочены лишь к днищам некоторых горных долин,
террасам горных рек и конусам их выносов, располагающихся в долинах
Хемчика и Енисея. Но эти территории в ландшафтном отношении
п
ринадлежат уже к другому природному району.























25


I
II
.

КАМЕННО
-
ЛЕДОВЫ
Е

ОБРАЗОВАНИ
Я

МАССИВА МОНГУН
-
ТАЙГА


3
.
1
.
Каменно
-
ледовые образования в Монгун
-
Тайге


Массив Монгун
-
Тайга расположен к юго
-
востоку от сочленения
хребтов Русского Алтая,
Монгольского Алтая и Саяно
-
Таннуольской
системы, массив находится к югу от водораздела Северного Ледовитого
океана и бассейна внутреннего стока, в частности котловины Больших Озер.
Главная одноименная вершина имеет абсолютную высоту 3970,5 м и
координаты 5
0°16ʹ30ʹʹ с. ш. и 90°8ʹ в. д. Массив простирается с юго
-
запада
на северо
-
восток, повышаясь от 3100

3300 м на западной п
ериферии до
3300

3680 м на водо
разделе рек Орта
-
Шегетей и Толайты, 3500

3970 м на
водоразделе рек Мугур, Толайты и Шара
-
Хорагай и снижаяс
ь до 3000

3200 м
далее к востоку. Существование ледников массива было впервые отмечено

В.
В. Сапожниковым в 1909 г.
(
Сапожников
, 1949)
. Первое общее описание
оледенения было сделано
Ю. П. Селиверстовым в 1965 г.
(
Селиверстов
,
1972)
, позже оно было уточнено и дополнено В. С.
Ревякиным и Р. М.
Мухаметовым
(
Ревякин
,

Мухаметов
, 1986).

В 1988

2010 гг. оледенение массива изучалось сотрудниками
факультета географии Санк
т
-
Петербургского государственно
го факультета.
Результатами работы явил
ось создание

детальных схем и каталогов
лед
ников, которые несколько р
аз обновлялись и дополнялись (Селиверстов,
Москаленко, Новиков, 1997)
.

По

данным на 2010 г.

(
Ганюшкин
,
Чистяков
,
Москаленко
, 2011)
,
обледенение массива представлено 32 ледниками единой пл
ощадью 20,27
км
2

(таблица 1
, рис.3
).



26


Таблица 1
.

Основные хара
ктеристики долинных ледников
ма
ссивов в 2010

г.



Название
ледника

Морфологичес
кий тип

Площадь
, км
2

Длина
, м

Экспозици
я

Высота
верхней
точки, м

Высота
нижней
точки, м









1



склоновый

0,25

600

С

3440

3100

2

Правый
Балыктыг

карово
-
долинный

0,60

1100

С

3440

2990

3

Восточный
Балыктыг

каровый

0,43

1130

С

3280

2960

4

Западный
Мугур

каровый

0,33

930

СВ

3550

3060

5

Левый Мугур

карово
-
долинный

0,93

1730

СВ

3660

3060

6

Левый Мугур

карово
-
долинный

0,10

840

СВ

3220

2950

7

Левый Мугур

склоновый

0,03

600

С

3070

3350

8



склоновый

0,57

2010

С

3830

2970

9



склоновый

0,62

1770

С

3830

3015

10



склоновый

0,29

920

СВ

3720

3070

11



склоновый

0,13

1270

СВ

3720

2970

12

Правый Мугур

долинный

0,82

2480

СВ

3830

2895

13

Восточный
Мугур

долинный

3,84

3860

СВ

3970

2935

14

Селиверстова

долинный

2,78

3320

В

3803

3135

15



склоновый

0,18

590

СВ

3615

3355

16



склоновый

1,09

1640

ЮВ

3803

3570

17



висячий

0,27

660

ЮЗ

3803

3665

18



висячий

1,35

1930

ЮЗ

3970

3280

19



висячий

0,09

570

ЮЗ

3970

3825

20



висячий

0,77

1330

З

3970

3450

21



висячий

0,45

1100

З

3970

3440

22

Толайты

долинный

0,63

1680

Ю

3480

3090

27


23



карово
-
долинный

0,87

1700

СВ

3660

2950

24



каровый

0,19

750

СВ

3300

2915

25



карово
-
долинный

1,03

1370

ЮЗ

3260

2915

26



карово
-
висячий

0,38

1060

СВ

3300

2910

27



каровый

0,31

900

С

3300

3010

28



висячий

0,05

520

С

3650

3250

29



висячий

0,09

530

С

3650

3050

30



висячий

0,13

540

С

3650

3090

31



висячий

0,05

380

С

3650

3310

32



плосковершинн
ый

0,62

550

Ю

3680

3575




сумма

20,27

















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


1


вершины, 2


горные гребни и водоразделы, 3


реки, 4


озера, 5


участки,
освободившиеся от оледенения в период с 1965 по 1995 г., 6


участки, освободившиеся от оледенения в период с 1995 по 2010 г., 7


ледники по состоянию на 2010 г.

28



Доминируют небольшие ледники


средняя площадь ледников
составляет 0,7
км
2
. Более 80% ледник
ов имеют площадь наименее 1
км
2
, хотя
наиболее большие ледники (включая четыре долинных) составляют
приблизительно 50% суммарной площади ледников массива. Наикрупнейшие
ледники массива


Восточный Мугур и Селиверстова


считаются
многоуровневыми ледниками,

образованными несколькими потоками льда
из двух ярусов цирков и каров (3250

3350 м и 3600

3700 м), сливающимися
и образующими ледниковые языки. По экспозиции доминируют ледники
северо
-
восточной ориентации (около 40% площади обледенения). В
центральной до
ли массива ледники образуют комплекс вокруг о
сновной
вершины массива, другой

наименьший комплекс располагается на юго
-
западе массива вокруг платообразного участка с высочайшей точкой 3681 м.
Остальные ледники не соединены друг с другом.


3
.2

Динамика параметров климата

Установить закономерности изменчивости осадков в горных условиях
достаточно трудно из
-
за мозаичности их пространственного распределения,
наличия орографических барьеров и ячеек местной атмосферной
циркуляции.

Вместе с тем сравн
ение данных по изменчивости годовых сумм
осадков с 1966 по 2013 г. для двух наиболее длиннорядных
гидрометеостанций региона


Кош
-
Агач и Мугур
-
Аксы продемонстрир
овало
подобие этих рядов (рис.
4
), хотя расстояние между этими
гидрометеостанциями составляет
примерно 134 км и расположены они по
разные стороны хребта Чихачева. Переменчивость средних летних и средних
годовых температур по данным двух станций имеет ещѐ боль
шую степень
однообразия (рис .
5
) .

Основываясь на однообразии многолетнего режима осадков и
температуры на данных станциях, можно высчитать средние по двум
29


станциям летнюю и годовую температуру, а также годовую сумму осадков и
выстроить обобщѐнные кри
вые их многолетнего хода (рис. 5
) в
отно
сительных значениях, сглаженных методом скользящей средней по
трѐхлетним промежуткам. Эти кривые можно считать показательными для
колебаний температуры и осадков в регионе. Обращает на себя внимание
синхронность колебаний температуры и количества

осадков:
относительно
тѐплым периодам соответствуют засушливые условия, а холодным


более
влажные. За период наблюдений можно выделить два тѐплых и засушливых
периода


приблизительно 1973

1980, 1999

2007 гг. и три холодных и
влажных


до 1970 г ., 1982


1994 гг.
и начиная с 2009 г. Помимо прочего
отмечаются отчѐтливый тренд к потеплению и слабый тренд к сокращению
количества осадков. Последнее похолодание не совсем чѐтко проявляется на
кривой летних температур, хотя заметно после 1998 г. на обобщѐнной кривой

годов
ых температур, причѐм температуры нескольких последних лет


наиболее низкие с конца 1980
-
х годов.


3
.3

Многолетние снежники


Среди элементов нивально
-
гляциальных систем снежники более
динамичны. В последние годы можно изучить динамику многолетних
снежников массива Монгун
-
Тайга (Ганюшкин, Москаленко, Чистяков, 2012,
2013). С 1966 по 2008 г. количество снежников стало меньше в 4 раза, их
площадь


в 15 раз, а абсолютная высота нижней границы их
распространения увеличилась на 250

300 м. В 2008

2011 гг
. тенденция была
обратной: нижняя граница пояса опустилась приблизительно на 250 м,
сложились новые снежники на поверхности

ледников, забронированных в
предшествующий тѐплый и сухой интервал.

По расчѐтам, годовое количество осадков примерно 190 мм на уровн
е
3000 м


пороговое для существования основной массы многолетних
30


снежников массива, поэтому колебания данного значения в ту или иную
сторону приводят к быстрому изменению их количества, высотного и
экспозиционного распределения.


Рис.
4
.

Изменение годово
й
суммы осадков (мм) по данным
гидрометеостанций

Кош
-
Агач (
1
) и Мугур
-
Аксы (
2
)

(данные
гидрометеостанций Кош
-
Агач и Мугур
-
Аксы, 2012).


Схожая тенденция динамики снежников продолжилась в 2013 г, когда в
результате аномально снежных условий возросли
мощности и площади ранее
существовавших снежников, возникли новые снежники и возросло их
морфологическое разнообразие. В руслах временных водотоков отмечены
снежники длиной до 1 км с вертикальным диапазоном до 300 м,
примыкавшие на различных участках к ле
дникам и многолетним наледям.
Огромное число снежников замечено на берегах горных озѐр. Нередко они
лежали на ледяном основании

которое погружалось в озѐра на глубину
нескольких метров. В большом количестве пустующих цирков появились
снежные поля, полность
ю перекрывшие их дна. Некоторые снежники
отчасти либо полностью закрыли поверхность наледей.


31


Интересный по морфологии снежник можно обнаружить на наружно
м
(северо
-
восточном по экспозиции) крае моренного комплекса малой
ледниковой эпохи, обрамляющего ледник Селиверстова (№ 12 по Каталогу
ледников СССР (Каталог ледников СССР, 1978), № 14 по новому Каталогу
ледников массива (Чистяков, Ганюшкин, Москаленко , З
елепукина, Амосов,
Волков, Глебова, Гузэль, Журавлѐв, Прудникова, Пряхина, 2012).


Рис.
5
.

Много
летняя изменчивость

средней летней и средней г
одовой
температуры по данным гидрометеостанций

Кош
-
Агач (
1
,
3
) и Мугур
-
Аксы
(
2
,
4
)


Рис.
6
.

Обобщѐнная региональная кривая колебаний относительных
значений (от средних для периода 1966
-
2013 г
.) средней летней температуры
(
1
), годовой суммы осадков (
2
) и средней годовой температуры (
3
)

32


Размеры его примерно 120 × 60 м, мощность не превышает 2

2,5 м.
Поверхность снежника полностью покрыта слоем пылеватой супеси
толщиной менее 2

3 см, очевидно перенесѐнной
ветром с расположенного
менее чем в 100 м приледникового зандра. Сама супесь влажная и плотная.
Поверхность снежника сложена плотным фирном. Снежник на протяжении
периода абляции удачно перелетовывает во многом за счѐт сокращения
абляции под действием защ
итного чехла. Похожие сильно запылѐнные
снежники есть также на восточных крутых склонах платообразных
поверхностей выравнивания к востоку от реки Шара
-
Хорагай.


3
.4

Динамика ледников


В целом площадь современного оледенения рассматриваемых массивов
на терр
итории России составляет около 43 км
2
, из них 22,8 км
2

приходится на
северный склон массива Таван
-
Богдо
-
Ола
(Москаленко, Ганюшкин,
Чистяков, 2013;
Чистяков
, Кал
един, Москаленко, Ганюшкин
, Глеб
ова,
Зелепукина, Хрущев
, Сыромят
ина, Козачек, Гаврилкина,
Севастьянов,
Новиков, Богатуров, Музалев
, Амбурц
ев
, Ступин, 2010
)
. При
количественном преобладании малых висячих и склоновых ледников доля
более крупных долинных и карово
-
долинных ледников в суммарной
площади оледенения составляет от 40% (массив Таван
-
Богд
о
-
Ола, северный
склон) до 57% (массив Монгун
-
Тайга). Большинство ледников образуют
комплексы, в которых куполовидные ледниковые вершины и
плосковершинные ледники составляют ядро, от которого ради
ально
расходятся прочие ледники
. При малом количестве осадков

в высокогорье
(300

400 мм/год) ледники существуют или вследствие высокого
гипсометрического положения и малой абляции, или за счѐт высокой
концентрации снега на подветренных склонах, накапливающегося в
результате лавинного и метелевого переноса. Коэффицие
нт концентрации
33


для ледников массива Монгун
-
Тайга на подветренных склонах составляют от
2 до 6, а на наветренных


0,3

0,8

(
Чистяков
, Кал
един, Москаленко

и др.,
2010;

Чистяков, Ганюшкин, Москаленко и др. 2012).

Начиная с максимума малой ледниковой эпохи,

который для массива
Монгун
-
Тайга

относится к середине XIX в.
(
Ганюшкин, Москаленко
,
Чистяков, 2010)
, ледники отступают. Максимальные с этого времени средние
темпы сокращения площадей ледников (1,6

1,7% в год) отмечались в начале
XXI в. Важную роль в умень
шении площадей ледников в 2000
-
х годах
сыграло сокращение оледенения на высотах 3200

3400 м, соответствующее
уров
ню нижней части области питания
. Вызвано это было выходом на
поверхность скальных выступов и обнажением ригелей на фоне уменьшения
толщины ледн
иков; другой процесс, внѐсший существенный вклад в
уменьшение оледенения,


бронирование малых ледников
(
Ганюшкин,
Москаленко
,
Чистяков, 2010;
Москаленко, Ганюшкин, Чистяков, 2013)
.
Однако уже в 2010/11 г
. отступание ледников массива Монгун
-
Тайга
замедлило
сь. При этом граница питания на большинстве ледников
опустилась до уровня периода середины 1990
-
х годов. Рост заснеженности
территории и снижение температуры были наиболее заметны в сезон абляции
2012/13 гляциологического года, когда большинство ледников п
олностью
было закрыто снегом; лишь к середине августа открылись языки наиб
олее
крупных ледников. Высота

фирновой границы для разных ледников на 12
августа

2012 года
: ледник Селиверстова



3250

3300 м; ледник Восточный


3350 м;

ледник Правый Мугур



3350 м; ледник Левый Мугур



3210 м;
ледник Западный

Мугур





3110 м
.

(
Чистяков, Ганюшкин, Москаленко и
др., 2012).

Высоко находящиеся плосковершинные, склоновые и висячие ледники
были полностью закрыты снежным покровом до конца периода абляции. Для
сра
внения: в середине 1990
-
х годов высота фирновой границы на этих
ледниках составляла 3450, 3350, 3300, 3250 и 3175 м в соответствии с этим,
то есть высота средней взвешенной границы питания была на 55 м выше. А в
34


2007


2008 гг. высота фирновой границы подни
малась до среднего уровня
3600 м, т .е . колебания еѐ положения всего за 5

6 лет превышают 300 м.

В 2013 г. в массиве Монгун
-
Тайга языки основной массы ледников из
-
за малой абляции не отступили, а многие испытали приращение к ним
больших снежников и наледе
й. Так, у края ледника Восточный Мугур наледь
заняла всѐ пространство приледникового зандра, а приращение по
протяженности составило около 100 м. Аналогичные явления раньше
отмечались, а именно, в 1993 г.


3
.5

С
овременный баланс массы ледников


При анализе

современных условий аккумуляции/абляции изучаемого
ледникового района необходимо помнить, что в некоторых случаях
гляциогидро
-
климатические параметры аномального по отношению к
многолетним нормам периода могут значительно перекрывать влияние
предыдущих, м
енее выраженных колебаний этих параметров.
Предварительный ана
лиз данных, полученных в 2013 г
. с 26 июня по 20 июля
на леднике Селиверстова, показывает, что пока
затели этого периода (2012/13
г
.) были экстремальными относительно роста приходной части
баланса
массы и изменения сальдо в положительную сторону, в том числе за счѐт
значительного уменьшения расходной части. Вероятно,
гляциоклиматические показатели ледникового комплекса стали изменяться
раньше: уже во второй половин
е августа 2012 г. на опорно
й
гидрометеостанции

Мугур
-
Аксы зафиксировано выпадение 50 мм осадков
при
среднесуточной температуре 10,4
°С, что, с учѐтом среднего высотного
градиента температуры 0,67 °С/100 м, позволяет предполагать отсутствие
значимой абляции на леднике, а с условием п
лювиометрического градиента
(
Москаленко, Ганюшкин
, Чистяко
в, 2013)

7 мм/100 м, подт
верждѐнного
35


наблюдениями 2013 г
., количество осадков на леднике за этот начальный
период можно увеличить втрое.

Такое накопления твѐрдых осадков послужило началом аномальног
о
сезона аккумуляции, который был поддержан осенними осадками в размере
24 мм, что на 25% выше 12
-
летней нормы; зимними осадками в размере 6 мм,
что в пределах 12
-
летней нормы; аномальными весенними осадками в
размере 25 мм, пре
вышающими норму более чем вд
вое
. В этих условиях к
концу весны толщина снежного покрова в области абляции могла составить
55

60 см, а в области аккумуляции


65

70 см, а с учѐтом коэффициентов
концентрации для данного ледникового комплекса на некоторых его
объектах снежная то
лща долж
на была достичь 1,5

2 м
.

Летний термический режим поддержал и закрепил тенденцию
изменения баланса массы в положительную сторону: средняя л
етняя
температура 12,6 °С на гидрометеостанции

Мугур
-
Аксы не наблюдалась уже
20 лет и оказалась ниже 12
-
летней нормы
на 1,5 °С, что равносильно
опусканию границы питания на леднике Селиверстова почти на 200 м


до
уровня 3300

3350 м и уменьшению площади возможного таяния до 1,0 км², а
области абляции


до 0,76 км
2
. Кроме того, значительно снизилось
поступление лучистой э
нергии к леднику из
-
за роста альбедо до 54

58%
(среднее за период наблюдений) за счѐт более долгого сохранения снежного
покрова в начале абляционного периода и снегопадов в его середине. Данный
показатель оказался почти вдвое больше зарегистрированного при

актинометрических наблюдениях на этом леднике в 1990 г.
(
Чистяков
,
Кал
един, Москаленко, Ганюшкин
, Глеб
ова, Зелепукина, Хрущев
,
Сыромят
ина, Козачек, Гаврилкина, Севастьянов, Новиков, Богатуров,
Музалев
, Амбурц
ев
, Ступин, 2010
)
.

Результирующим показателем п
отерь ледниковой массы служит сток.
Оптимальное расположение верхнего гидрологического створа на высоте
3060 м под самым ледником в однорусловом стабильном потоке позволило
получить достоверные данные по талому ледниковому стоку. За период
36


наблюдений в 26
дней его суммарное значение составило 503 000 м³, а
среднее за сутки


19 346 м³ при максимуме


32 153 м³. Абляционные потери
за этот же период с учѐтом выпавших жидких осадков равны 555 000 м³, а
следовательно 52 000 м³, или около 10% воды, испарилось ил
и ушл
о на
внутреннее питание ледника
. Среднесуточная величина абляции в области
таяния составила
всего

2,1 см в водном эквиваленте (в .э .), а взвешенная по
всему леднику


0,75 см . Сравнение максимального суточного стока в 2013 г
. со стоком в 1990 г .,
равным 110 000 м³, подтверждает чѐтко выраженное
уменьшение абляции .

Таблица

2
.
Сопоставление метеорологических условий 1989/90
(числитель) и 2012/13 (знаменатель) гляциологических годов на
гидрометеостанции Мугур
-
Аксы

Сезон

Средняя температура, °С

Средня
я сумма осадков, мм

Осень

−2,2/−2,2

12,6/24,3

Зима

−17,2/−18,4

20,4/6,2

Весна

−0,2/0,9

9,1/25,4

Лето

12,3/12,6

114,0/85,

Год

−1,9/−1,8

156/141

Таким образом, сравнение изменений основных
гляциогидрометеорологических характеристик на леднике Селиверстова в
1990 и 2013 г. позволяет сделать следующие выводы.

Во
-
первых, отмечена оп
ределѐнная идентичность (табл. 2
)
протекающих в нѐм и вокруг нег
о
процессов за последние 47 лет
. Хотя есть и
различия, обусловленные более значительным накоплением осадков за сезон
аккумуляции 2012/13 г ., весьма серьѐзным количеством жидких осадков
летом 1990 г. и значительно большей, чем сейчас, площадью ледникового
яз
ыка. При этом термический режим периода абляции был практически
одинаков.

Во
-
вторых, даже при почти одинаковых годовых показателях
метеорологического режима ледника, межсезон
н
ые смещения этих
37


показателей могут играть решающую роль в итоговых з
начениях бал
анса
массы ледников
. Наконец, с учѐтом сильного сокращения за прошедший
период площадей ледников в области абляции, возвращение к аналогичным
1990г. метеорологическим условиям может приводить к более
положительным значениям баланса массы ледника в целом
.

П
риведѐнные факты позволяют констатировать небольшой пока сдвиг
баланса ледниковой массы в сторону уменьшения его дефицита.

Для
мониторинга текущего состояния ледников и предварительных оценок
баланса массы без непосредственных наблюдений, но с привлечением

оперативной метеоролог
ической информации с опорной гидрометеостанции

будет использоваться уже апробированная расчѐтная модель
(
Чистяков
,
Кал
един, Москаленко, Ганюшкин
, Глеб
ова, Зелепукина, Хрущев
,
Сыромят
ина, Козачек, Гаврилкина, Севастьянов, Новиков,
Богатуров,
Музалев
, Амбурц
ев
, Ступин, 2010
)
, основанная на известных подходах к
реше
нию таких задач
(Глазырин, 1985; Кренке, 1982)
.

Многолетняя динамика фронтов ледников.

Первые наблюдения за
морфологией и положением ледников массивов Монгун
-
Тайга и Таван
-
Богдо
-
Ола (табл
. 3
) относятся к середине 1960
-
х
годов
(
Ревякин
, Окишев
,
1970;
Селиверстов
, 1972)
.

Таблица
3
.

Основные характеристики долинных ледни
ков

исследуемых массивов в 2013

г.

(Чистяков, Ганюшкин, Курочкин, 2015).


Ледник

Площадь, км2

Высота точки,

м
нижней/
верхней

Средний уклон
языка, градусы

Экспозиция

Селиверстова

2,78

3095/3803

7

В

Восточный
Мугур

3,84

2935/3970

14

СВ

Правый Мугур

0,82

2895/3830

17

СВ

Левый Мугур

0,93

3060/3660

11

СВ

Толайты

0,63

3075/3480

9

Ю

38


Аргамджи
-
2
Западный

5,48

3055/4117

7

С

Аргамджи
-
3

3,57

2880/3760

8

С



С начала 1980
-
х годов

(
Ревякин
, Мухаметов
, 1986; 1993)

проводятся
инструментальные наблюдения за положением краѐв долинны
х ледников
обоих массивов (табл
. 4
) . При рассмотрении всего массива данных по
отсту
панию долинных ледников (рис .
6
) мы видим разнообразие их отклика
на климатические изменения. Закономерные связи отступания ледников с
климатическими изменениями установить трудно отчасти из
-
за больших
языков, особенно
в 1960

80
-
е годы. При сохранении общего тренда к отступанию, изменения
скоростей отступания

фронтов часто разнонаправленны
. По
-
видимому,
причины этого


различия в высотном положении ледников, форме и
экспозиции вмещающей ледник долины, ук
лонах ложа ледника, положениях
подлѐдных ригелей . Все они приводят к неодинаковой мощности льда в
языковой части, разным скоростям движения, разной степени
забронированности

моренным материалом . Отметим лишь некоторое общее
снижение скоростей отступания
ледников в начале 1980
-
х годов, что
согласуется с установленным в это время похолоданием и ростом количества
осадков. Вторая общая особенность


замедление о
тступания ледников после
2007 г
. (кроме ледников массива Таван
-
Богдо
-
Ола, где наблюд
ения пока
огран
ичиваются 2009 г
.) тоже определяется похолоданием и увлажнением в
последние годы, а также синхронным выходом концов ледников массива
Монгун
-
Тайга на более крутые участки
.


Для понимания динамики ледников необходимо рассматривать
положение их языков относительно структурных элементов продольного
профиля долин. Для верховьев ледниковых
трогов района исследования
39


характерна большая степень сходства продольного профиля, что позв
оляет
построить схему характерных положений ледников отн
осительно его
элементов (рис .
7
).

Как правило, язык ледника расположен на моренном пьедестале,
сформированном образованиями малой ледниковой эпохи (реконструкции
оледенения малой ледниковой эпохи
обоих исслед
уемых массивов были
сделаны

ранее

(
Ганюшкин, Москаленко
,
Чистяков, 2010;
Москаленко,
Ганюшкин, Чистяков, 2013
) и исторической стадии, налегающими на ригель.
Участок трога выше морены малой ледниковой эпохи обычно имеет
относительно малые уклоны
. Конец ледника может непосредственно
примыкать к моренному валу малой ледниковой эпохи, но чаще находится от
него на некотором расстоянии, а между ледником и мореным валом може
т
располагаться озеро или зандр
.

Характерно также наличие пр
иледниковой наледи

или снежника
. Выше
языка обычно присутствует подлѐдный ригель с зоной сераков или
трещиноватости, над которым находятся цирки. Из них берут начало
основные ледниковые потоки. Для долинных ледников района характерно
двухкамерное строение ледника, когда сли
яние потоков из смежных цирков
происходит ниже ригеля. Над цирками могут располагаться водораздельные
гребни (для периферий
ных участков массивов)
. Однако в большинстве
случаев ледники имеют многоярусное строение, связанное с проявлением
ступенчатости и нал
ичием так называемых каровых лестниц. В подобных
случаях над упомянутыми цирками располагается ещѐ одна ступень, где
находятся полностью закрытые ледниками кары, а над каровой лестницей
расположены куполовидные вершины или поверхности выравнивания,
покрыты
е маломощным ледниковым
панцирем
.


Таблица 4
.
Изменение скоростей отступания некоторы
х долинных
ледников

района


40


Годы

Скорость отступания, м/год

Ледник Толайты


1952

1966

2,1

1966

1995

1,1

1995

2007

6,9

2007

2008

1,0

2008

2010

1,5

2010

2013

0

Ледник Аргамджи
-
2 Западный


1962

1984

15,8

1984

2001

7,9

2001

2004

6,3

2004

2007

15,5

2006

2009

16,6

Ледник Селиверстова


1952

1961

6,7

1961

1966

5,2

1966

1981

13,4

1981

1986

12,8

1986

1995

19,0

1995

1999

35,3

1999

2001

21,5

2001

2003

33,5

2003

2007

26,3

2007

2011

8,3

2011

2013

3,0

Ледник Аргамджи
-
3


1962

1984

10,8

1984

2001

5,2

2001

2004

14,3

2004

2007

5,0

2006

2009

13,3

41


Возможно при регрессии оледенения
ледники проходят определѐнную
последовательность фаз отступания. Однако за
счѐт индивидуальных
морфологических особенностей ледников и вмещающих их долин на
территории района исследования долинные ледники отступают с разной
скоростью и находятся на разных фазах сокращения, каждая из которых
характеризуется своими скоростями и мех
анизмами отступания ледников.
Рассмотрим эти фазы на конкретных примерах .

Край
ледника Левый Толайты

(№ 17 по

(
Каталог ледников СССР,
1978
)
, № 22 по
(
Чистяков, Ганюшкин, Москаленко , Зелепукина, Амосов,
Волков, Глебова, Гузэль, Журавлѐв
, Пруд
никова, Пряхи
на, 2012)

расположен
относительно высоко (3075 м). При средней крутизне склонов долины более
40° превышение верхних частей склонов над поверхностью ледника
достигает 700


800 м, что обеспечивает, несмотря на южную экспозицию,
большую степень затенѐнности п
оверхности ледника и повышенную
аккумуляцию снега на его поверхности за счѐт лавинной деятельности.
Благодаря этим особенностям скорости отступания ледника не превышают 7
м/год. В 1966

1995 гг. средняя скорость отступания составляла всего 1 м/год,
что указ
ывает на возможность его стационирования в наиболее
благоприятные с точки зрения баланса массы годы . Поэтому ледник до сих
пор примыкает к моренному комплексу малой ледниковой эпохи, только у
нижней точки ледника их разделяет маленькое (около 25 м радиусо
м)
приледниковое озеро. Предположительно ледник Толайты всѐ ещѐ находится
в начальной фазе отступания от морен малой ледниковой эпохи .

Ледник

Аргамджи
-
2 Западный

(№ 253 по
(
Каталог ледников СССР
,
1977
)
, № 9 по новейшему Каталогу ледников Таван
-
Богдо
-
Ола
(
Москаленко,
Ганюшкин
, Чистяков
, 2013)

находится в следующей по сравнению с
ледником Левый Толайты

фазе отступания
. Он расположен практически на
такой же высоте (до 3055 м), что и ледник Левый Толайты. Площадь его в 9
раз больше площади ледника Левый Толайт
ы, однако раз меры их языков
42


различаются в меньшей степени. Язык ледника расположен на
слабоврезанном участке долины, фактически склонами долины для него
служат моренные валы малой ледниковой эпохи, возвышающиеся над его
поверхностью на 30

50 м . Конец лед
ника отступил от фронтальной морены
малой ледниковой эпохи примерно на 900 м, сформировав зандр
протяжѐнностью примерно 320 м. Пока язык имеет длину около 1,7 км и не
потерял непосредственного контакта с боковыми моренными валами малой
ледниковой эпохи. Вм
есте с тем наличие продольных трещин на боковых
моренах вдоль края ледника свидетельствует о некоторой потере
стабильности внутреннего края морен, хотя пока этот процесс не привѐл к
активизации оползн
евых и термокарстовых процессов
. Скорости отступания
лед
ника варьируют от 17 м/год в тѐплые и сухие периоды 1970
-
х и второй
половины 2000
-
х годов до 7 м/год в прохладный и влажный отрезок 1980
-
х


начала 1990
-
х го
дов
.

Язык
ледника Селиверстова

имеет значительное сходство с ледником
Аргамджи
-
2 Западный, которое
выражается в его малых уклонах (6

8° по
данным мензульной съѐмки 1990 г .), близком гипсометрическом положении,
слабой врезанности участка долины, на котором расположен язык ледника
(не более 100

150 м), наличии мощного моренного комплекса малой
ледниковой

эпохи, обрамляющего ледник и возвышающегося над его
поверхностью на 50

100 м, в хорошо выраженном зандре

протяжѐнностью
более 800 м
.

Вер
о
ятно, большее отступание ледника Селиверстова связано с
несколько меньшими его размерами и вертикальным диапазоном, ме
ньшей
мощнос
тью льда

и, как следствие, меньшей степенью устойчив
ости к
климатическим изменениям
.

43



Рис.
9
.

Ледник Селиверстова:
1



кумулятивная кривая индекса баланса
массы для высоты 3450 м;
2


скорость отступания языка ледника, м/год;
3



изменчивость индекса баланса массы для высоты
3450 м.


Можно сопоставить

данные об изменениях скоростей отступания
ледника Селиверстова с результатами расчѐта индекса баланса массы,
выполненными

для границы питания ледника по состоянию на начало


середину 1990
-
х годов (3450 м). Расчѐты проводились на основе методики Г
.Е . Глазырина

(
Глазырин, 1985)
, согласно которой для расчѐтов необходимо
знать следующие параметры: среднюю летнюю температуру;
среднее
годовое количество осадков; высоту фирновой границы; термический
(0,69/100 м) и плювиометрический (7 мм/100 м) градиенты; высоту границы
питания. При ра
счѐтах использовались данные гидрометеостанции

Мугур
-
Аксы; значения термического и плювиометриче
ского градиентов определены
на основе полевых наблюдений
(
Чистяков
, Кал
един, Москаленко, Ганюшкин
,
Глеб
ова, Зелепукина, Хрущев
, Сыромят
ина, Козачек, Гаврилкина,
Севастьянов, Новиков, Богатуров, Музалев
, Амбурц
ев
, Ступин, 2010
;
Чистяков, Ганюшкин, Москаленк
о , Зелепукина, Амосов, Волков, Глебова,
44


Гузэль, Журавлѐв
, Пруд
никова, Пряхина, 2012)
. Подробно
алгоритм расчѐтов
приведѐн
в работе
(
Ганюшкин, Москаленко
, Чистяков
, 2010)
.

Результ
аты расчѐтов показаны на рис .
8

.

На графике отчѐтливо выделяются периоды
с положительным
балансом массы (когда граница питания была ниже уровня 3450 м): 1967


1973 и 1981

1994 гг .; периоды с балансом массы, близким к нулю: 1973

1981, 1994

1997 гг .; периоды с отрицательным балансом массы: 1997


2012
гг. Скорости отступания лед
ника в высокой степени синхронны с
изменениями баланса массы ледника. Вероятно, импульсное возрастание
скоростей отступания ледника было связано не только с резким изменением
климатических условий в неблагоприятную сторону, но и с уменьшением за
счѐт сокра
щения притока льда сверху динамической активности языка
ледника до критических значений, приводящих к омертвению его краевых
участков с последующим отсече
нием водотоками от тела ледника
.

В последующие несколько лет скорость сокращения языка ледника
Селивер
стова уменьшилась почти в 10 раз, причѐм произошло это на
несколько лет раньше, чем улучшились условия питания. Последнее лишь
наложилось на сокращение абляции, которое было вызвано увеличением
степени забронированности языка моренным материалом, а также
о
тсутствием потенциальных возможностей быстрого сокращения
ледниковых языков в предыдущий период из
-
за стаивания самых
маломощных и пологих участков льда . Определѐнную роль сыграл и выход
конца ледника на участок с большим уклоном. Всѐ это может быть
призн
аком постепенного перехода ледника Селив
ерстова в новую фазу
сокращения
.

Следующую фазу отступания иллюстрирует динамика
ледников Левый
Мугур

(№ 7 по
(
Каталог ледников СССР
, 1978
)
, № 5 по
(
Чистяков,
Ганюшкин, Москаленко , Зелепукина, Амосов, Волков,
Глебова, Гузэль,
Журавлѐв
, Пруд
никова, Пряхина, 2012)

и
Аргамджи
-
3

(№ 254 по
(
Каталог
45


ледников СССР, 1977
)
, № 9 по
(
Москаленко И.Г., Ганюшкин Д.А., Чистяков
,
2013
)
. Здесь возможны два варианта поведения ледников.

Первый вариант


сохранение высоких скорос
тей отступания
ледникового языка вплоть до перемещения края ледника к ригелю, после
чего скорость резко падает в результате действия за ригелем
подпруживающего эффекта. Этот вариант имел место на западном потоке
ледника Аргамджи
-
3, где скорости отступания упали примерно втрое .
Второй вариант


покрытие моренным чехлом из более интенсивно
поступающего с обнажающихся склонов осыпного материала языковой части
с приближением к более крутым склонам и скалам. За счѐт резкого
сокращения

абляции скорость отступания края ледника уменьшается.

Поскольку таяние расположенной выше открытой части ледника
остаѐтся прежним, ледниковая поверхность там продолжает снижаться и
язык ледника отчленяется от его основного тела по ригелю с образованием
п
олей мѐртвого забронированного льда. Описанный процесс часто
сопровождается разделением смежных ледниковых потоков, отчленением
боковых ледниковых притоков и даже распадом долинного ледника, что
наблюдалось на леднике Левый Мугур, где в результате этого пр
оцесса в
1999

2011 гг . край ледника (основной ледовый поток) переместился на 650
м, а ледник распался на три составляющие.

Ледник Аргамджи
-
3 потерял связь со своей восточной составляющей,
которая была отсечена ри
гелем и полностью забронирована
. Отметим,
что
данный процесс протекал как раз в засушливый и тѐплый период, что
ускорило сам процесс и подчеркнуло его импульсный характер .


3
.6


К
аменно
-
ледовые образования


Динамика
каменно
-
ледовых

образований

в массиве Монгун
-
Тайга

характеризуется нескольким аспектами

.

46


Во
-
первых, это собственно процессы их формирования, которые могут
проходить сравнимо медленно (каменные глетчеры, предосыпные валы и
террасы), а могут происходить всего за 10

15 лет (образование
забронированных ледни
ков, полей мѐртвого льда, обособление срединных
морен с ледяным ядром). В наибольшем масштабе данный процесс отмечался
в нижней части ледника Левый Мугур, где основной ледниковый поток был
отчленѐн от языковой части

поперечным ригелем, а ледниковый поток,
выходивший из кара, и язык ледника были стопроцентно погребены под
моренным материалом и утратили движение. Площадь забронированной
поверхности составила в пределах 0,35 км2 . Некоторые маленькие ледники в
карах были в этот период полностью забронированы.
Общая площадь льдов,
забронированных в 1995

2008 гг. в массиве Монгун
-
Тайга, составила
приблизительно 5,2% общей площади ледников массива на 1995 г. что
одновременно составляет около 27% общего изменения площади ледник
ов в
1995

2008 г.

Это


процесс
формирования срединных морен на относительно
больших ледниках, что, к примеру, отмечается на леднике Восточный Мугур,
где мощная срединная морена защищает погребѐнный ею лѐд от вытаивания.
В 1994

1995 гг. она присутствовала почти на этом же уровне с открыт
ой
частью ледника, в 2011

2013 гг. различие в высоте достигало 5

10 м за счѐт
таяния и убавления мощности открытого льда. В настоящее время правый
(юго
-
восточный) ледниковый поток начинает уходить под данную морену, а
она в нижней

части начинает смыкаться
с боковой мореной малой
ледниковой эпохи. В перспективе нижняя часть срединной морены может
стать отдельным от ледника объектом. Аналогичные древние срединные
морены с ледяным ядром на месте деградировавших языков ледника
встречаются в примыкающей долине р
еки Правый Мугур. Возможно,
процесс бронирования обратим. В 2009

2013 гг. почти все забронированные
47


ледники стали восстанавливать свою область питания за счѐт аккумуляции
снега над бронирующим моренным
слоем.

Во
-
вторых, динамика каменно
-
ледовых образований

проявляется через
процессы движения фронтов каменных глетчеров. Возможно, при
увеличении температуры в связи с потеплением погребѐнные льды
становятся наиболее пластичными и оплывают вниз по склону совместно с
моренным чехлом . При всем этом часть льдов в
ытаивает, что приводит к
увеличению глубины залегания льда и скоплению моренного материала на
поверхности каменного глетчера. Вполне вероятно, что периодическое
скачкообразное отчленение от расположенных выше

ледников новых масс
омертвевшего и забронирован
ного льда гарантирует относительно
постоянное питание каменного глетчера и его активность. По косвенным
оценкам, скорости движения двух активных каменных глетчеров,
находящихся ниже долинных ледников Левый Мугур и Правый Мугур,
составляют 0,5

0,7 м/год.

В
-
третьих, динамика каменно
-
ледовых образований проявляется через
термокарстовые процессы. Активизация термокарстовых процессов на
моренах позднего голоцена и малой ледниковой эпохи отмечена в конце
1990
-
х


начале 2000
-
х годов на фоне подъема летних темпера
тур и
некоторого понижения количества осадков. Моренные скопления разного
вида, считавшиеся каменными образованиями, оказались такими только
сверху, а основная их часть была сложена льдом . В последнее десятилетие в
результате снижения

среднегодовых темпер
атур интенсивность
термокарстовых процессов стала меньше и длится только на отдельных
участках. Летом 2013 г. были проведены наблюдения за термокарстовыми
процессами на морене малой ледниковой эпохи у края ледника Селиверстова
(массив Монгун
-
Тайга). Были з
аложены репера у краѐв шести термоцирков
юго
-
западной экспозиции на склоне морены, обращѐнной к леднику, на
высоте примерно 3150 м . Высота участков заложения термоцирков
48


относительно ледника составляла 50

70 м, глубина

днищ относительно
поверхности морены



2

4 м, средняя крутизна склона морены


примерно
52°. Наблюдения проводились на протяжении трѐх пентад (со 2 по 17 июля).
За это время скорости отступания стенок термоцирков возрастали от средней
величины 7 см/день до 13 см / день, достигая в последней
пентаде 33 см /
день.

Температура воздуха во время наблюдений росла, хотя подъем этот не
был однообразным (т
абл. 5
): во второй пентаде она была ниже, чем в первой.
Все же, колебания температуры не повлияли на увеличение скорости
термокарстовых процессов. Т
о же самое можно сказать об осадках, тем более
что доля осадков в жидкой фазе в рассматриваемый период была мала.
Незначительная изменчивость условий облачности свидетельствует о
маленьких колебаниях прихода солнечной радиации. Возможно, отмеченные

особенн
ости протекания термокарстовых процессов на участке наблюдения
связаны с большой крутизной


Таблица 5
.
Отступание стенок термоцирков на морене малой
ледниковой эпохи у края ледника Селиверстова летом 2013 г.

Параметры

Период измерения параметров

2 .07

7
.07

7 .07

12 .07

12 .07

17 .07

Отступание за пентаду стенок
термоцирков (№ 1


6), см:

№1

№2

№3

№4

№5

№6

10

10

80

56

130

10

90

Нет свед
.

140

87

85

165

13

2

5

10

55

60

Средняя скорость отступания за пентаду,
см

35,2

56,4

64

49


Средняя дневная
температура в базовом
лагере, °C

12,1

10,8

15,0

С
редняя суточная температура
(Гидрометеостанция

Мугур
-
Аксы), °C

13,41

12,9

15,0

Суммарное количество осад
-

ков
(Гидрометеостанция

Мугур
-
Аксы), мм

4,9

1,0

0,6

Максима
льная сумма осадков за 12 ч
(Гидрометеостанция

Мугур
-
Аксы), мм

2,0

1,0

0,6

Средняя общая облачность, %

50

40

40

и нестабильностью склона морены, обращѐнного к леднику. Последнее
вызвано тем, что активно отходящий язык ледника больше не подпруживает
на этом участке морену, что
вызывает осыпание моренного материала и
обнажение ледяного ядра морены. Положительные температуры воздуха
служат катализатором данного процесса. Далее имеет место собственно
процесс термокарста


протаивание ведѐт к оползанию всѐ огромных масс
моренного ма
териала, нестабильных изначально. Возможно, интенсивные
проявления

термокарста будут протекать на данном участке до выработки
естественного профиля равновесия и выполаживания склона.













50


ЗАКЛЮЧЕНИЕ


В заключение можно сделать вывод, что в горных
районах с
современным оледенением происходят гляциальные, мерзлотные и
термокарстовые процессы.

В Западной Туве
начиная с

середины
XIX

на массиве Монгун
-
Тайга в
результате климатических
флуктуаций, происходили процессы деградации
ледников. В настоящее вре
мя учеными отмечается стабилизация движения
ледников.

Динамика
каменно
-
ледовых

образований

в массиве Монгун
-
Тайга

характеризуется нескольким аспектами
:

-
во
-
первых,
процессы их формирования

происходит медленно
(
каменные глетчеры, предосыпные валы и террасы)

-

в
о
-
вторых, динамика каменно
-
ледовых образований проявляется
через процессы движения каменных глетчеров
. Более активными являются
два

каменных глетчеров, находящи
е
ся ниже долинных ледников Левый
Мугур и Правый Мугур,
скорость их
составля
ет

0,5

0,7 м/год.

-

в
-
третьих, динамика каменно
-
ледовых образований проявляется через
термокарстовые процессы.

Например,
у края ледника Селиверстова
.










51


СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ


1.

Галахов В. П., Мухаметов Р. М. Ледники Алтая
.
-

Новосибирск:
Наука, 1999. 136
с
.

2.

Ганюшкин

Д. А., Чистяков

К. В., Москаленко

И. Г.

С
овременное
оледенение северо
-
запада Внутренней Азии и его динамика.

СПб
: Вестник
Санкт
-
Петербургского университета, 2011, серия 7, выпуск 2.

3.


Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г., Чистяков К.В. Динамика
многолетних снежников и снежно
-
фирновых полей массива Монгун
-
Тайга //
Вестн. СПбГУ. 2012. Сер.

7. Вып.

4. С.

163

174.

4.


Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г., Чистяков К.В. Колебания
ледников массива Монгун
-
Тайга (Юго
-
Восточный Алтай) после максимума
малой леднико
вой эпохи // Лѐд и Снег. 2010. № 3 (111). С.

5

12.

5.


Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г., Чистяков К.В. Особенности
динамики многолетних снежников массива Монгун
-
Тайга в 1966

2011 гг.

//
Лѐд и Снег. 2013. № 4 (124). С.

43

51.

6.

Географический атлас для учителей ср
едней школы. Четвѐртое
издание.


М.: Главное управление геодезии и картографии при совете
министров СССР. Ответственный редактор атласа Л.Н. Колосова. 1982

7.

Географический энциклопедический словарь: понятия и термины
//
Гл. редактор А.Ф. Трешников.
-

М.,
19
88
.

8.


Глазовский А.Ф. Каменные глетчеры (состояние проблемы)

//
Криогенные явления высокогорий.
-

Новосибирск, 197
8.

9.


Глазырин Г.Е. Распределение и режим горных ледников.
-
Л.:
Гидрометеоиздат, 1985. 181 с.

10.

Гляциологический словарь.
-

Л., 19
84
.

11.


Горбунов А.П.

Каменные ледники.
-
Новосибирск, 19
88
.

12.

Горбунов А.П. Криогенные явления Памиро
-
Алая
//
Криогенные
явления высокогорий.
-

Новосибирск, 197
8.

52


13.

Горбунов А.П., Титков С.Н. Каменные глетчеры гор Средней
Азии.
-
Якутск, 1989
.

14.

Горбунов А.П. Каменные глетчеры Азиатско
й России //
Криосфера Земли, 2006, т. X, № 1, с. 22

28

15.

Гросвальд М.Г. Каменные глетчеры Восточного Саяна //
Природа, 1959, № 2, с. 89

91

16.

Ерасов Н.В.

Метод определения объема горных ледников.


М
атериалы

гляциологических исследований. Хроника, обсуждения,

1968,


выпуск

14, с. 307

308.

17.


Заморуев В.В. Каменные потоки в Катунском хребте
(Центральный Алтай)
//
Тр. ВСЕГЕИ (Материалы по четверт. геологии и
геоморфологии). 1963. Новая серия. Т. 90.

18.


Заморуев В.
В. О строении и происхождении каменных
глетчеров
//
Изв. ВГО. 19
81
. Т. 113. Вып. 6.

19.

Ивановский Л.Н. Каменные глетчеры и их возраст на Алтае
//
Вопросы динамической геоморфологии.
-

Иркутск, 1977.

20.

Ивановский Л.Н. Гляциальная геоморфология гор. Новосибирск,
На
ука, 1981, 173 с.

21.


Каталог ледников СССР. Т.

15. Вып.

1. Ч.

5. Л. Гидрометеоиздат,
1977. 47 с.

22.


Каталог ледников СССР. Т.

15. Вып.

1. Ч.

8. Л. Гидрометеоиздат,
1978. 80 с
.

23.

Котляков В.

М. Снежный покров и ледники Земли
.
Избранные
сочинения
.

Книга 2
.
-


Москва
:

Наука
,
2004.

24.

Кренке А. Н., Ананичева М. Д., Демченко П. Ф., Кислов А. В.,
Носенко Г.
А., Поповнин

В.
В., Хромова

Т. Е.
Методы оценки последствий
изменения климата для физ
ических и биологических систем.
-

М.:

Госкомиздат
,

2012
, с.
260
-
305
.

25.


Кренке

А.Н. Массообмен в ледниковых системах на территории
СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 247 с.

53


26.


Кушев С. Л. Рельеф // Природные условия Тувинской
автономной области.

1957. Вып.3. С. 11


33.

27.

Макар
евич К.Г., Касаткин Н.Е.
Полувековые исследования
баланса масс
ы и морфометрические изменения Центрального Туюксуйско
го
ледника в Заилийском Алатау //
Л
едники и ледниковые покровы,

2011
,
с.

300

28.

Михайлов

Н. Н., Останин

О. В., Фукуи

К. Гляциально
-
мерзлотные каменные образования Алтая и их изменения.

СПб: Вестник
Санкт
-
Петербургского университета, 2007, серия 7, выпуск 3.

29.

Моска
ленко И. Г., Новиков С. А. Параметризация процесса
таяния

ледников

северо
-
запада Внутренней Азии.
География и
современно
сть.

СПб: Издательство
С
анкт
-
Петерб
ургского университета,
1999,
263с.

30.

Москаленко И.

Г., Селиверстов Ю.

П., Чистяков К.

В.,
Зелепукина Е.

С. Горный массив Монгун
-
Тайга. Опыт эколого
-
географической характеристики.


СПб: РТП РГО,
1993, 94 с.

31.


Москаленко И.Г., Ганюшкин Д.А., Чистяков К.В. Современное и
древнее оледенение север
ного склона массива Таван
-
Богдо
-
Ола // Лѐд и
Снег. 2013. № 3 (123). С.

33
-
44.

32.

Моск
аленко И.Г., Новиков С.А.

Метеорологические условия,
определяющие таяние ледников северо
-
запада Внутренней Азии; География
и современ
ность.
-
СПб : Изд
-
в
о С
-
Петерб. ун
-
та, 199
9.

33.

Нарожный Ю.К. Внешний массообмен ледников Актру: методика
наблюдений, тенденции изменений и климатическая обусловленность. //
Вестник ТГУ, № 274. Томск: Из
-
во ТГУ, 2001.


с.13
-
23


34.

На
рожный Ю.К., Никитин С.А.
Современное оледе
нение Алтая
на рубеже ХХI века //
Материалы Гляциологич
еских исследований

Москва: 2003.

с.

98
-
99

35.


Носин В. А. Природные районы Тувинской области //
Природные условия Тувинской автономной области. 1957. Вып.3. С. 240


264.

54


36.

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

99.


37.


Ревякин В.С., Мухаметов Р.М. Динамика ледников Алтае
-
Саянской горной системы за 150 лет // МГИ. 1986. Вып.

57. C.

95

99.

38.


Ревякин В.С., Мухаметов Р.М. Динамика ледников Табын
-
Богдо
-
Ола // Гляциология Сибири. 1993. Вып.

4 (19). С.

83

92.

39.


Ревякин В.С., Окишев П.А. Современное оледенение в верхней
части бассейна р.

Аргут // Гляциология Алтая. 1970. Вып.

6. С.

29

36.

40.

Роджер Г. Б
арри.
Погода и климат в горах, перевод с английского
п
од редакцией проф. А.Х. Хригана


Ленинград
: Гидрометеоиздат,

1984

41.

Ротот
аева О.В., Тарасова Л.Н.
Реконструкция баланса массы
ледника Гарабаши за последнее столет
ие //

Материалы

гляциологических
исследов
аний


Институт географии РАН,
1999
, выпуск 88, с.16
-
26
.


42.

Сапожников

В. В.

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

43.

Селиверстов


Ю. П. Современное оледенение Мунгун
-
Тайги
(юго
-
запад Тувы) // Изв. ВГО.

1972. Т. 104, вып. 1. С. 40

44.


44.


Селиверстов Ю. П., Москаленко И. Г., Новиков С. А.
Сов
ременное оледенение массива Мон
гун
-
Тайга (Внутренняя Азия) и
ороклиматические усл
овия его существования // Материалы
гляциоло
г
ических исследований. 1997. Выпуск

82. С. 33

42.

45.

Словарь современных геогра
фических названий.


Екатеринбург: У
-

46.

Топографическая карта Генерального Штаба Вооружѐнных Сил
СССР. Масштаб 1:100000. Издание 1978
-
1991 годов. К
-
38
-
26

Фактория. Под общей редакцией акад. В. М. Котлякова. 2006

47.

Черкасов П.А.
Расчет составляющих водно
-
лед
никового баланса
внутриконтинентальной ледниковой с
истемы.


Алматы
: Каганат, 2004.

55


48.

Чистяков

К.В., Ганюшкин

Д.А., Курочкин

Ю.Н. Современное
состояние и динамика нивально
-
гляциальных систем массивов Монгун
-
Тайга
и Таван
-
Богдо
-
Ола.

СПб: Санкт
-
Петербургский г
осударственный
университет, 2015.

49.

Чистяков К.В., Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г. , Зелепукина
Е.С., Амосов М.И., Волков И.В., Глебова А.Б., Гузэль Н.И., Журавлѐв С.А.,
Пруд
никова Т.Н., Пряхина Г.В.

Горный массив Монг
ун
-
Тайга.


СПб: Арт
-
Экспресс, 2012.

50.

Чист
яков К.В., Каледин Н.В., Москаленко И.Г., Ганюшкин Д.А.,
Глебова А.Б., Зелепукина Е.С., Хрущѐв С.А., Сыромятина М.В., Козачек
А.В., Гаврилкина С.А., Севастьянов Д.В., Новиков С.А., Богатуров Д.С.,
Музалѐв А.А., Амбурцев Р.А., Ступин Ю.А. Горы и люди: измен
ения
ландшафтов и этносы внутриконтинентальных гор Р
оссии: Коллективная
монография.
Под ред. д.г.н. К.В. Чистяков
а, к.г.н. Н.В. Каледина.


СПб,
2010.
439с.

51.

Чистяков К.В., Ю.П. Селиверстов, И.Г. Москаленко, С.А.
Н
овиков, Д.В. Севастьянов.
Проблемы
устойчивости
внутриконтинентальных горных ландшаф
тов в изменяющемся мире.


СПб:
РГО, 1994.






Приложенные файлы

  • pdf 41823309
    Размер файла: 2 MB Загрузок: 0

Добавить комментарий