«ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ КАРТОГРАФО-АЭРОКОСМИЧЕСКИХ ТЕХНОЛОГИЙ ДИСТАНЦИОННОГО МОНИТОРИНГА ОПАСНЫХ ГЛЯЦИАЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ ВЫСОКОГОРНЫХ ГЕОСИСТЕМ ...»

При сравнении материалов съёмок 1957-1997-2007 гг. были обнаружены значительные площади повышения поверхности (до 20 м), которые перемещаются вниз по леднику Большой Азау со скоростью около 150 м/год, т. е. в 3 раза быстрее, чем вокруг (рис. 2.11а и 2.11б). Не исключено, что эти повышения являются кинематическими волнами, которые и приводят к пульсациям ледника, о возможности которых мы упоминали ранее (Золотарёв Е.А., Харьковец Е.Г. Оледенение Эльбруса в конце XX в. (цифровая ортофотокарта Эльбруса на 1997 г.) // МГИ. – 2000. – Вып. 89, с. 175-181). Впоследствии пульсирующий характер ледника был подтверждён и другими исследователями (Рототаева О.В., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Тарасова Л.Н. Балансовое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах XX столетия // Материалы гляциологических исследований. – 2003. – Вып. 95, с. 111-121).

Следует заметить, что способ стереоскопического измерительного дешифрирования открывает возможность прогнозирования катастрофических подвижек ледников, горных обвалов, снежных лавин по космическим снимкам высокого разрешения. Не исключено, что обвалы висячих ледников со склона г. Джимарай-Хох, которые в конечном итоге привели к Геналдонской катастрофе в сентябре 2002 г., можно было бы предсказать на основе аэрокосмического мониторинга.

Рис. 2.10. Состояние ледника Большой Азау в 2007 г.

Рис. 2.11. Динамика распространения кинематических волн на леднике Большой Азау по Подводя итог, следует заметить, что способ цифровой стереоскопической оценки динамики наблюдаемого объекта открывает возможность прогнозирования катастрофических подвижек ледников, горных обвалов, снежных лавин по космическим снимкам высокого разрешения, которые являются фактически плановыми и не нуждаются в дополнительном трансформировании. Не исключено, что обвал висячего ледника со склона г. Джимарай-Хох, который в конечном итоге привёл к геналдонской катастрофе в сентябре 2002 г., можно было бы предсказать на основе аэрокосмического мониторинга. Например, наблюдения за снежным покровом на основе повторных фотограмметрических съёмок показали, что скорость сползания снега на лавиноопасном склоне резко возросла не менее, чем за сутки перед сходом лавины (Золотарёв Е.А. Определение скорости сползания снега на крутых склонах фотограмметрическим методом // Склоновые процессы. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1979. – Вып. 3, с. 79-87).

Разработан способ стереоскопического измерительного дешифрирования разновременных наземных, аэро- и космических снимков, позволяющий выявлять и измерять изменения наблюдаемого объекта, не прибегая к составлению разновременных карт.

Способ стереоскопического измерительного дешифрирования открывает путь к решению достаточно сложной задачи – определению скорости движения льда на поверхности ледников по разновременным аэрофотоснимкам с большим интервалом съёмки. При этом используются ортотрансформированные снимки, образующие стереомодель смещения поверхности ледника, позволяющую не только измерять, но и дешифрировать распределение скоростей движения льда.

Результаты обработки разновременных аэрофотоснимков ледника Кюкюртлю с годовым интервалом показали, что годовые скорости отличаются от подобных, но рассчитанных на основе короткопериодических (в несколько суток) съёмок, что, очевидно, объясняется сезонным колебанием скоростей.

Стереоскопическое измерительное дешифрирование космических снимков сверхвысокого разрешения с интервалом в 2 года позволило выявить тот факт, что ледник Б. Азау к 2007 г. распался на три самостоятельных ледника. Главный из них является пульсирующим за счёт регулярного появления на его поверхности кинематических волн, скорость продвижения которых составляет около 150 м/год.

Способ стереоскопического измерительного дешифрирования позволил объяснить пульсирующий характер движущейся лавины и выявить резкое увеличение скорости сползания снега за сутки перед сходом лавины.

Глава 3. ИНДИКАЦИОННО-КАРТОГРАФИЧЕСКАЯ

РЕКОНСТРУКЦИЯ ОЛЕДЕНЕНИЯ ЭЛЬБРУСА ВО ВРЕМЯ МАЛОГО

ЛЕДНИКОВОГО ПЕРИОДА

3.1. Методические аспекты лихенометрии в Приэльбрусье биоиндикационные данные позволили произвести реконструкцию оледенения Эльбруса за последние приблизительно 300 лет. Биоиндикационные данные были получены путём широкого применения лихенометрического метода датировки стадиальных морен.

Основоположник лихенометрического метода Р. Бешель считает, что на протяжении своей жизни слоевища лишайников увеличиваются с неодинаковой скоростью: в молодом возрасте она велика, затем наступает период константантного развития, пока лишайник не достигает максимального диаметра в данных условиях среды обитания, а затем скорость прироста диаметра уменьшается (Beschel R.E. Dating rock surfaces by lichen growth and its application to glaciology and physiography (lichenometry) // Geology of the Arctic, Toronto Univ.

Press, 1961, V. 2. P.1044-1062). Практически это означает, что для разных диаметров лишайников при датировке мы обязаны использовать различную величину годового прироста. Установление этой зависимости для каждого конкретного района и есть основная трудность, мешающая широкому применению данного метода. Заслуживают всяческого внимания методические работы, развивающие идеи Бешеля в установлении математической зависимости максимального диаметра слоевища лишайника от возраста субстрата, на котором тот поселился. При этом используются лишайники на эталонных участках различного возраста, который определяется независимо другим способом – по историческим, картографическим, радиохронометрическим данным (Голодковская Н.А. Лихенометрия морен и динамика ледников северного макросклона Центрального Кавказа за последние 700 лет // Изв. АН СССР, сер.

геогр. – 1981. – № 6, с. 82-91; Голодковская Н.А. Динамика ледников южного склона Центрального Кавказа за последние 700 лет (по лихенометрическим данным) // Мат. гляц. иссл. – 1982. – Вып. 45, с. 76-84). Эти работы показали влияние среды обитания на прирост лишайников. Так, полученные на северном склоне Центрального Кавказа данные по приросту, оказались неприемлемыми для датировки морен южного склона (Голодковская Н.А. Динамика ледников южного склона Центрального Кавказа за последние 700 лет (по лихенометрическим данным) // Мат. гляц. иссл. – 1982. – Вып. 45, с. 76-84).

На наш взгляд, этим, безусловно, ценным работам недостает критической оценки точности исходных данных, следствием чего является неоправданно завышенная точность датировки. Не следует забывать также, что исторические и картографические источники дают только время образования данной формы рельефа, то есть субстрата, на котором впоследствии, лишь через некоторое, возможно, разное время, поселяется лишайник. Ошибки радиоуглеродных датировок более древних эталонных участков составляют несколько десятилетий. Здесь следует быть особенно внимательным, чтобы исключить несоответствие между датировкой моренных гряд и диаметром лишайников, живущих на них, которое может возникнуть из-за ограниченности срока жизни лишайника в условиях умеренного климата (по Бешелю, 1500-2000 лет). Исходя из всего этого, следует заключить, что при датировке лихенометрическим методом в пределах последнего столетия реальна ошибка в десятилетие, а в пределах тысячелетия можно с большой долей уверенности назвать только век, несмотря на любой совершенный математический аппарат, применяемый при обработке данных. При этом можно предполагать, что разница в годовом приросте лишайника для участков с разной средой обитания в конечном итоге предположение подтверждается реконструкцией эволюции горного оледенения в разных ледниковых районах бывшего СССР (Соломина О.Н. Горное оледенение Северной Евразии в голоцене. М.: Научный мир. 1999. 263 с.). Но тогда возможен упрощенный путь решения задачи, а именно, – статистическая обработка эталонных данных по приросту лишайников, имеющих разную среду обитания. При этом определяются отклонения от среднего значения прироста лишайника определенного размера, которое и характеризует вероятную ошибку в определении возраста. Именно такой метод и применялся нами для изучения изменения ледников Эльбруса и бассейна р. Баксан в последние столетия.

использовались селевые отложения, которые имеют несомненное преимущество перед ледниковыми, являясь одновозрастными. Всего обследованиями было охвачено 20 селевых бассейнов в долинах Приэльбрусья, в пределах которых было обработано более 100 участков в диапазоне абсолютных высот от 1400 до 2900 м (Сейнова И.Б. Золотарёв Е.А. Ледники и сели Приэльбрусья (Эволюция оледенения и селевой активности). – М., «Научный мир», 2001. – 203 с.).

Использовано 25 эталонных участков на селевых отложениях с известными датами схода селей с 1909 по 1979 годы и 14 участков (в шести ледниковых долинах) на стадиальных моренах в возрастном диапазоне от 1930-х годов до 1850 года. Кроме того, обследованы 3 участка с древними селевыми и флювиогляциальными отложениями датировками (Каплин П.А., Гракова И.В., Паронин О.Б. и др. Список радиоуглеродных датировок лаборатории географического факультета МГУ и института океанологии АН СССР // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 1971. – № 4, с.

104-108; Котляков В.М., Герасимов В.А., Девирц А.Л. и др. Об изменении климата и оледенения высокогорного Кавказа в историческое время // МГИ – 1973. – Вып. 21, с. 185-188) и наша датировка «ИГАН-747».

При обработке материала установлены следующие закономерности: а) не было обнаружено ни одного лишайника на отложениях моложе 10 лет; б) минимальный видимый размер лишайников составляет около 1 мм; в) резкое снижение годового прироста лишайников происходит в первые десятилетия их жизни (до 50 лет); г) начиная с диаметра около 100 мм и выше, прирост практически стабилизируется и составляет 0,15-0,11 мм/год.

На основании этих данных составлен обобщенный график прироста лишайника для разных условий обитания (рис. 3.2). Обобщающая кривая величин прироста лишайников проведена по средним значениям прироста для разных диаметров. Проведение верхней и нижней огибающей кривых дало возможность оценить реальную точность определения величины прироста. Для удобства использования график представлен в табличной форме (табл. 3).

Величина прироста дается с возможным средним квадратическим отклонением.

Одновременно указывается и возраст отложений с абсолютным значением средней квадратической ошибки (год). При определении возраста учитывается, что лишайники поселяются на отложениях не ранее, чем через 10 лет, после их образования.

Рис. 3.2. Обобщённый график среднего годового прироста (мм/год) лишайника Rhizocarpon geographicum для разных условий обитания в Приэльбрусье.

1, 2 – способы определения прироста лишайника: 1 – по известным датам образования отложений, 2 – по радиоуглеродным датировкам; 3- кривая средних значений прироста лишайника в интервале абсолютных высот 1800-2900 м; 4 – огибающие кривые; 5 – значения прироста лишайника для абсолютных высот 1400-1500 м Годовой прирост лишайника Rhizocarpon geographicum при его различных размерах и датировка соответствующих отложений для северного склона Центрального Кавказа (абсолютные высоты 1800-2900 м) Диаметр лишайников, Годовой прирост, Возраст отложений, Характерно, что значение средней квадратической ошибки определения возраста отложений и ошибки радиоуглеродной датировки для соответствующей точки графика (диаметр около 100 мм) совпадают, что подтверждает реальность полученных результатов.

Фактические данные, лежащие в основе полученных значений прироста, соответствуют абсолютным высотам в интервале 1800-2900 м. Четкой зависимости изменения скорости прироста от высоты здесь не наблюдается.

Однако заметно, что тенденция к быстрому увеличению прироста ниже отметки 2000 м, о которой упоминает В.И. Турманина (Турманина В.И. Перспективы применения фитоиндикационных методов в гляциологии. Фитоиндикационные методы в гляциологии. М.: Изд. Моск. ун-та. 1971. С. 5-19), действительно существует. Недостаток фактических данных не позволяет выразить эту тенденцию количественно. Представляется целесообразным при датировке отложений, находящихся выше 2300 м (середина интервала абсолютных высот наших фактических данных), использовать на графике прироста нижнюю огибающую кривую, то есть в таблице 4 к возрасту отложений прибавлять абсолютное значение среднего квадратического отклонения.

Используя данные по максимальным диаметрам лишайника Rhizocarpon geographicum на конечных моренах ряда ледников из опубликованных работ (Турманина В.И. Перспективы применения фитоиндикационных методов в гляциологии. Фитоиндикационные методы в гляциологии. М.: Изд. Моск. ун-та.

1971. С. 5-19), дополненные нашими наблюдениями, получим следующую картину изменения оледенения южного склона Эльбруса и бассейна р. Баксан в последние столетия (табл. 4).

Возраст стадиальных морен ледников бассейна р. Баксан по данным Максимальный диаметр лишайников (мм) на стадиальных моренах Азау Азау Как показывает таблица 4, наиболее полно представлены стадиальные морены середины XIX в., хорошая сохранность которых неоднократно подчёркивалась в опубликованной литературе. Морены с диаметром лишайников 115-120 мм сохранились фрагментарно в виде останцов. В долине р. Юсеньги эта морена возвышается над зандровым полем у правого борта долины в 2 км от конца ледника Бечо (отметка 2400 м), а в долине р. Терскол – среди обвальноосыпных отложений с левого борта долины в 1 км от современного конца ледника (отметка 2540 м). Основываясь на данных по приросту лишайников (см.

табл. 5), образование этих морен следует отнести к XIII в.

Конечные моренные валы с диаметром лишайников 85-90 мм обнаружены у 5 из 7 рассмотренных ледников. Эти валы чёетко выражены в рельефе, имеют наибольшую относительную высоту и, по-видимому, образованы в наиболее длительный период стационарного состояния рассматриваемых ледников. Для ледников Джанкуат, Башкара эти морены ранее датировались серединой XVII в., исходя из величины среднего прироста лишайника, равной 0,3 мм/год (Турманина В.И. Перспективы применения фитоиндикационных методов в гляциологии. Фитоиндикационные методы в гляциологии. М.: Изд. Моск. ун-та.

1971. С. 5-19). В целом, данные таблицы 4 позволяют предположить, что последовательное сокращение оледенения на протяжении последнего тысячелетия прерывалось периодическим наступанием ледников. Судя по морфологии конечных морен и размерам лишайников на их поверхности, оледенение II стадии в этом районе Центрального Кавказа получило максимальное развитие в середине XVII в., что подтверждает данные В.И. Турманиной.

3.2. Эволюция оледенения Эльбруса с конца XIX в.

Одной из задач, решаемой в данной работе, является исследование эволюции оледенения Эльбруса как индикатора климатических изменений. Для этих исследований необходимо иметь набор количественных показателей по изменению его размеров за как можно более длительный период.

Основными количественными показателями, характеризующими пространственные изменения ледников, принято считать колебания фронта (изменение длины ледника и высотного положения его низшей точки) и различия в величинах занимаемой ими площади, толщины и объёма (Рекомендации по подготовке данных о колебаниях ледников СССР для публикации в сборниках «Материалы гляциологических исследований» // Материалы гляциологических исследований. – 1988. – Вып. 62, с. 240-245). Изменение толщины ледника, выражающееся в изменении высоты его поверхности, является наиболее ценным показателем, так как оно характеризует баланс массы – соотношение прихода и расхода снега и льда в леднике за определённый период. Изменение высоты поверхности в единицу времени предоставляет возможность сравнения интенсивности изменения в разные отрезки времени и у различных ледников. Карты изменения высоты поверхности ледника дают наглядную картину баланса массы в его различных морфологических зонах и возможность прогнозирования его колебаний.

Анализ топографических карт 1887 и 1957 гг. показал, что существует принципиальная возможность картометрических измерений по карте Эльбруса съёмки 1887 г. Что касается правильного совмещения аналогичных поверхностей, изображённых на разновременных картах, то эта задача является одной из основных даже при использовании только современного картографического материала и стандартных решений её нет. В нашем случае мы решили перед измерениями предварительно пересоставить карту, переводя её из масштаба 1: в 1:25 000 в системе координат 1957 г. и в метрической системе высот. Перевод изображения на новую геодезическую основу осуществлялся по частям, при совмещении не менее трёх идентичных опорных точек на изображении и на основе.

При переводе старой русской системы высот в саженях в метрическую и проведении горизонталей, вносились поправки за обнаруженную систематическую погрешность в 5 м на всех ледниках, кроме расположенных на склоне южной экспозиции. Эта заново составленная карта в дальнейшем уточнялась, особенно при проведении границ ледников с учётом имеющихся в настоящее время сведений.

Карты 1887 и 1957 гг. были оцифрованы, а при обработке материалов аэрофотосъёмки 1997 г. изначально применялись цифровые методы. Карта, составленная по материалам аэрофотосъёмки 1997 г. цифровым методом, по точности не уступает карте съёмки времен МГГ, а в некоторых случаях превосходит её, поскольку координаты всех опознаков на снимках были сведены в единый блок и уравновешены путем фототриангуляции. Полученные цифровые модели рельефа в единой системе координат дали возможность проследить изменение основных количественных показателей (площади и объёма) оледенения Эльбруса в целом за период более чем в 100 лет по материалам инструментальных съёмок.

К сожалению, на карте не всегда точно проведены границы ледников из-за того, что их концы часто покрыты мореной, а иногда представляют собой лёд, близкий к омертвевшему. Классическим примером является ледник Большой Азау. Его фронт показан на карте 1957-1959 гг. на 700 м выше по долине и на м выше уровня днища долины, что впоследствии вызвало разногласия различных авторов о величине показателей отступания фронта ледника.

Повторная фотограмметрическая съёмка, проведённая лабораторией аэрокосмических методов МГУ в 1986-1987 годах и имеющая своей основной целью определение пространственного изменения ледников Эльбруса за последние десятилетия, сопровождалась также лихенометрической съёмкой стадиальных морен.

Материалы лихенометрической съёмки стадиальных морен и дешифрирования аэрофотоснимков масштаба 1:50 000 съёмки 1997 г. позволили составить карту изменения оледенения Эльбруса со времени конца XVII в., на которой, помимо максимальных границ распространения ледников во время малого ледникового периода, показаны границы 1887, 1957, 2007 гг. (рис. 3.1).

Поскольку основой для составления этой карты послужила крупномасштабная (1:10 000) топографическая карта оледенения Эльбруса съёмки 1957 г. с сечением горизонталей 10 м, на которой специальным условным знаком показаны практически все гребни стадиальных морен, то появилась возможность определения изменений не только площади, но и объёма ледников во время и после малого ледникового периода. Для этой цели по высотным отметкам на гребнях морен восстанавливались соответствующие горизонтали на площади, которую занимали ледники во время своего максимального распространения.

Рис. 3.1. Изменение оледенения Эльбруса с конца XVII в.

Разновременные цифровые модели рельефа 1850, 1887, 1957, 1997 гг. позволили произвести оценку общих размеров оледенения Эльбруса и скорости их изменений за последние почти 300 лет. По-видимому, максимальная площадь оледенения Эльбруса во время малого ледникового периода не превышала км, а объём – 17 км.

3.3. Разграничение и исторических стадий оледенения Эльбруса Для разграничения пространственного положения ледников Эльбруса во время I и II исторических стадий оледенения лихенометрическая съёмка выполнялась не столь подробно, как при определении возраста стадиальных морен ледников бассейна р. Баксан. Задача заключалась в принципиальном разделении морен I и II исторических стадий оледенения по признаку преобладающего диаметра лишайников. Фактические данные приведены в таблице 5.

Соотношение возраста первой и второй исторических стадий оледенения и Первая стадия оледенения Вторая стадия оледенения Ледники та конеч- лишайников, высота лишайников, Чунгурчатчиран чиран Микельчиран Уллумалиен -дерку склона Из таблицы следует, что преобладающими диаметрами для первой исторической стадии является 200 мм, а для второй – 70 мм, которым соответствует приблизительный возраст в 2000 и 300 лет.

Необходимо заметить, что морены первой исторической стадии сохранились лишь фрагментарно в виде боковых валов. Лишайники максимальных размеров сохраняются на более высоких отметках, ближе к современным ледникам. На боковых моренах ледника Микельчиран обнаружен лишайник размером 250 мм. Ему соответствует самая высокая абсолютная отметка – 3450 м. На более низких участках морен этой стадии камни часто сплошь покрыты лишайниками, среди которых много деградирующих особей.

Максимальные из хорошо сохранившихся здесь лишайников, которые, повидимому, следует отнести к вторичным, имеют диаметры в среднем 150 мм.

Морены второй исторической стадии сохранились очень хорошо. Ясно выражены как боковые, так и конечно-моренные валы относительной высотой 3м. Им соответствуют лишайники среднего размера 60-70 мм (максимальный размер на морене ледника Кюкюртлю – 90 мм). В 200-300 м выше них хорошо выражены морены середины XIX века с диаметром лишайников около 30 мм, а ещё выше часто сохраняются от 3 до 5 конечно-моренных валов, относящихся к ХХ веку.

Характерной особенностью двух исторических стадий оледенения были их близкие размеры, что подчеркивается малой величиной разности абсолютных отметок моренных валов обеих стадий (табл. 7). Особенно это касается тех ледников, на которые изливались лавы последнего извержения. Так, например, на северо-восточном склоне Эльбруса вблизи концов ледников Бирджалычиран и Микельчиран невозможно разделить обе стадии, так как более молодая морена перекрывает старую. На южном склоне ледник Большой Азау и в первую, и во вторую стадию достигал положения Эльбрусской станции МГУ. Морена первой стадии наложена здесь на флювиогляциальные террасы плейстоценового оледенения. Это вал, покрытый старым сосновым лесом, на котором стоит нижняя станция канатной дороги. Конечная морена второй стадии хорошо сохранилась на дне долины р. Азау, а её боковой вал ярко выражен на краю плейстоценовой террасы и протянулся от Эльбрусской станции до канатной дороги.

По-иному выглядит долина ледника Ирикчат, которая не подвергалась воздействию голоценовых лав. Здесь мы наблюдаем последовательную смену конечно-моренных валов разных стадий оледенения: плейстоценового, первой исторической и серию валов второй исторической стадии. Последние невозможно датировать с помощью лихенометрии из-за воздействия на них лавин. Похожая картина наблюдается и в долине ледника Кюкюртлю, но она осложнена флювиогляциальными отложениями, которые также затрудняют датировку.

По-видимому, можно предположить, что размеры оледенения в первую историческую стадию были сравнительно небольшими из-за разрушения ледников во время извержения Эльбруса в голоцене.

Вызывает определенный интерес вопрос о том, какое положение занимали ледники Эльбруса до голоценового извержения. В некоторой степени ответ на него можно получить, рассматривая район плато из туфо-лав к востоку от ледника Уллумалиендерку (рис. 3.3). В своей западной части это плато, образование которого относят к верхнему плейстоцену, покрыто флювиогляциальными отложениями, которые в восточной части смыты и поверхность плато представляет здесь типичную кору выветривания. С севера на это плато наложен поток голоценовых лав, который соприкасается с ледником только в самой верхней зоне, в районе современного ледника Уллумалиендерку на высоте около 3500 м. По контакту лав и ледника образовался водный поток, который и привел к разрушению туфо-лавового плато в его восточной части. В западной части плато на высоте 3450 м выделяется останец древних рыхлых отложений мощностью около 7 м, сложенный конгломератом из бурого хорошо сцементированного суглинка и галек средней окатанности. Мощность останца говорит о длительном периоде межледниковья, предшествовавшего голоценовому извержению. В этот период ледники находились по крайней мере на том же уровне, что и сейчас, а, возможно, и выше. У конца ледника Уллучиран (отметка 3100 м), на площади растаявшего за последние 30 лет мертвого льда, обнажилась поверхность древнего зандрового поля. Глубокий врез, сделанный рекой в зандровом поле, позволяет оценить мощность озерных отложений примерно в 5 м. Наличие озера, существовавшего длительное время, также говорит о значительном отступании ледника в период, предшествовавший первой исторической стадии оледенения.

Рис. 3.3. Формы выветривания пород в районе туфо-лавового плато к востоку от ледника Подводя итог, следует сделать выводы о том, что:

максимальное развитие в районе Эльбруса приблизительно в середине XVII века;

первая и вторая исторические стадии оледенения по размерам были близки между собой;

последнее извержение Эльбруса происходило в период межледниковья, по-видимому, во время климатического оптимума голоцена. В это время ледники Эльбруса занимали положение, близкое к современному, или располагались несколько выше.

3.4. Максимальное распространение оледенения Эльбруса во время малого Исследования изменения эльбрусской ледниковой системы за последние 100 лет на основе сравнения материалов инструментальных съёмок 1887, 1957, 1987 и 1997 гг. показали, что во второй половине ХХ столетия произошло значительное замедление темпов сокращения её размеров. В связи с этим возник вопрос о максимальных размерах оледенения во время малого ледникового периода, то есть в XVII в. Основные параметры этих размеров – площадь и высоту поверхности ледников Эльбруса - нам удалось определить на основе материалов лихенометрической съёмки стадиальных морен, результаты которой рассмотрены в предыдущем параграфе.

Картографо-аэрокосмические технологии при обработке материалов разновременных съёмок, а также материалы лихенометрической съёмки стадиальных морен позволили составить карту изменения оледенения Эльбруса со времени конца XVII в., на которой, помимо площади растявших льдов со времени максимального распространения ледников во время малого ледникового периода, показаны границы 1887, 1957, 2007 гг. (рис. 3.1).

Поскольку основой для составления этой карты послужила крупномасштабная (1:10 000) топографическая карта оледенения Эльбруса съёмки 1957 г. с сечением горизонталей 10 м, на которой специальным условным знаком показаны практически все гребни стадиальных морен, то появилась возможность определения изменений не только площади, но и объёма ледников во время и после малого ледникового периода. Для этой цели по высотным отметкам на гребнях морен восстанавливались соответствующие горизонтали на площади, которую занимали ледники во время своего максимального распространения.

Таким образом, для каждого ледника от его конца до верхнего уровня соответствующими участками топографической карты 1957 г. были оцифрованы. На основе этой информации были сформированы разновременные цифровые модели рельефа для каждого ледника. Их разность дала возможность определить изменение средней высоты поверхности и объёмов льда на языках всех ледников Эльбруса за период приблизительно с 1700 по 1957 гг. (табл. 6).

Изменение размеров оледенения Эльбруса с конца XVII века Название ледника 7.Чунгурчатчиран 8.Бирджалычиран 10.Уллумалиендерку 11.Уллукол Среднегодовые изменения С учётом того, что ранее мы определили соответствующие показатели за период с 1887 по 1957 и с 1957 по 1987 гг., появилась возможность оценки общих размеров оледенения Эльбруса и скорости их изменений за последние почти 300 лет. По-видимому, максимальная площадь оледенения Эльбруса во время малого ледникового периода не превышала 160 км, а объём – 17 км.

Из таблицы 6 следует, что в целом, почти для всех ледников Эльбруса абсолютные величины показателей изменений за период 1700-1887 гг. уступают соответствующим показателям периода 1887-1957 гг. Исключение составляют только плато Джикиуганкез (ледники Чунгурчатчиран и Бирджалычиран), а также ледники северного склона (Карачаул и Уллучиран) и западного (Битюктюбе).

В целом для Эльбруса общее сокращение площади оледенения за первый период было приблизительно в 1,7, а уменьшение высоты поверхности и объёма ледников в 1,3 раза меньше, чем за второй. По-видимому, в середине XIX в.

ледники Эльбруса занимали положение близкое к максимальному, что подтверждается и расположением стадиальных морен середины XIX в. у ледников Большой Азау, Карачаул, Уллучиран. Возраст этих морен для ледников Карачаул и Уллучиран определен лихенометрическим методом.

Пространственное положение стадиального моренного вала середины XIX в. для ледника Большой Азау установлено нами на основе морфометрических показателей положения ледника в 1849 г. из опубликованной работы Г. Абиха (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s.).

Рассчитанные величины толщины и объёма льда на языках этих ледников в середине XIX в. всего на 15-20% меньше максимальных. Из сказанного следует, что термин «оледенение середины XIX в.», введенный в своё время Г.К. Тушинским (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.), был достаточно обоснованным.

Что касается среднегодовых изменений, то, как следует из таблицы 6, во время первого периода площадь сокращалась в 4, а толщина и объём ледников в 3 раза медленнее, чем во втором. Однако эти расчёты верны только в том случае, если принять модель последовательного сокращения оледенения после достижения максимума в конце XVII в. Выше было показано, что к середине XIX в. ледники Эльбруса имели размеры немногим меньше максимальных.

Существует возможность двух вариантов динамики оледенения. При первом происходит последовательное отступание ледников с задержкой в середине XIX в., как это показано в работах Н.А. Голодковской (Голодковская Н.А.

Лихенометрия морен и динамика ледников северного макросклона Центрального Кавказа за последние 700 лет // Изв. АН СССР, сер. геогр. – 1981.

– № 6, с. 82-91; Голодковская Н.А. Динамика ледников южного склона Центрального Кавказа за последние 700 лет (по лихенометрическим данным) // Мат. гляц. иссл. – 1982. – Вып. 45, с. 76-84), а при втором – значительное сокращение после достижения максимума и последующее наступание в середине XIX в. снова почти до максимальных границ. Последней точки зрения придерживался Г.К. Тушинский, который считал, что существовал «Архызский перерыв в снежности и оледенении» (V-X вв.), после которого ледники возродились в XIII -XIV вв. и достигли максимальных границ к середине XIX в.

(Тушинский Г.К. Ритмы в динамике оледенения и снежности Кавказа // Инф. сб.

о работах геогр. ф-та МГУ по МГГ. – 1959. – № 4, с. 211-217). Чтобы выяснить, какой из вариантов более правильно отражает действительность, обратимся к первоисточнику.

Самым первым исследователем, посетившим ледники Эльбруса, был Г. Абих. 21 октября 1849 г. он поднялся к леднику Большой Азау и обнаружил, что «...в своем продвижении вперёд, благодаря намного увеличившейся от средней массе, глетчер достиг конечной или боковой морены, покрытой 80-100летними соснами» (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s., s.99). Ранее мы установили, что это место находится вблизи станции канатной дороги «Азау». Уже этого факта достаточно, чтобы сделать заключение о том, что, по крайней мере, в середине XVIII в.

ледника на этом месте не было.

Далее Г. Абих отмечает, что «...более сильное увеличение глетчера было еще раньше, на что указывает ряд старых морен преимущественно по левой стороне долины и в 1500 футах ниже конца глетчера.... Глетчер находился в таком состоянии, что охватывал старые морены по ширине 1430 футов....

Центральная часть глетчера оканчивалась остатками старой конечной морены, основание которой прорвано большей частью широкой, но не глубокой в этом месте рекой Баксан» (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s., s.100-101).

Между конечной мореной и валом середины XIX в. находятся ещё стадиальные морены. По-видимому, о них и идёт речь в книге Г. Абиха.

Указанные им величины расстояний по ширине захвата ледником старых морен и до конечно-моренного вала совпадают, по нашим измерениям, в пределах нескольких метров. К сожалению, невозможно определить возраст этих стадиальных морен лихенометрическим методом из-за интенсивной лавинной и селевой деятельности, но можно предположить, что они образованы при отступании ледника во время интервалов потепления малого ледникового периода. Этим колебаниям климата соответствует и чередование периодов благоприятных и неблагоприятных (холодные периоды вегетации) условий для дендрохронологических исследований в Европе и Северной Америке. Согласно этим исследованиям неблагоприятными были периоды: 1450-1500, 1600-1650, 1650-1700, 1800-1850 гг., а благоприятными: 1300-1350, 1550-1600, 1750-1800 и 1900-1950 гг. (Колебания климата за последнее тысячелетие.

Гидрометеоиздат, 1988. – 407 с.). В целом такое чередование потеплений и похолоданий не противоречит ледниковым подвижкам на Кавказе за последние 700 лет (Голодковская Н.А. Лихенометрия морен и динамика ледников северного макросклона Центрального Кавказа за последние 700 лет // Изв. АН СССР, сер. геогр. – 1981. – № 6, с. 82 91; Голодковская Н.А. Изменение ледников Кавказа за малый ледниковый период и ХХ век // МГИ. – 1985. – Вып. 52, с. 72-81).

Не следует полностью исключать и возможность образования этих морен в относительно тёплый период (V-XII вв.) во время общего отступания ледников.

Наши исследования по определению возраста стадиальных морен на Эльбрусе в 1986-1987 гг. показали, что боковые морены более ранней стадии оледенения, имеющие возраст около 2000 лет, перекрыты моренами малого ледникового периода у ледников Микельчиран и Бирджалычиран в северовосточном секторе оледенения и у ледника Карачаул – в северном (Золотарёв Е.А., Сейнова И.Б. Оледенение Эльбруса и его извержение в голоцене // МГИ. – 1988. – Вып. 64, с. 95-101). По-видимому, сокращение ледников в период V-XII вв. и продвижение снова до границ предыдущей стадии оледенения во время малого ледникового периода было характерно для многих ледников Эльбруса.

Мы рассчитали два варианта среднегодовой скорости сокращения объёма оледенения Эльбруса. Первый вариант отражает последовательное сокращение размеров оледенения после достижения максимальных границ приблизительно около 1700 г. Максимальные темпы сокращения в этом варианте попадают на 1910-1915 годы, что не совсем верно, так как многие ледники Приэльбрусья в этот период наступали (Burmester H. Rezent glaziale Untersuchungen und photogrammetrischeAufnamen im Baksanguellgebiet (Kaukasus) // Zeitschrift fur Gletscherkunde, 1913, Bd. 8, Ht. 1. S.1-41). Во втором варианте предполагается, что к середине XIX в. ледники после некоторого уменьшения размеров снова почти приблизительно на 20% меньше максимального во время малого ледникового периода (по измерениям на ледниках Большой Азау, Карачаул и Уллучиран). В этом случае максимальные темпы сокращения попадают на 1880 г., что в целом соответствует действительности. Оба варианта показывают значительное снижение темпов сокращения оледенения в XX столетии.

На этом фоне обращают на себя внимание аномальные темпы сокращения плато Джикиуганкез, для которого показательным является сокращение площади. Сравним измеренные величины: за период 1700-1887 гг. площадь плато Джикиуганкез уменьшилась на 3,07 км, за 1887-1957 гг. – на 2,72 км, а за 30 лет (1957-1987 гг.) – на 2,02 км.

Среднегодовые темпы уменьшения площади по соответствующим периодам составляют: 0,02, 0,04, 0,07 км, то есть значительно увеличились за последние десятилетия. В отличие от 1957 г., когда границу между ледниками Чунгурчатчиран и Бирджалычиран, составляющими плато, можно было провести только условно, уже в 1987 г. они отчленены друг от друга вытаявшей срединной мореной на протяжении почти километра.

Причину, возможно, следует искать в подпруживании этих ледников лавами голоценового извержения Эльбруса, в результате чего на плато к середине XIX в. произошло накопление льда в области абляции, которое и поддерживало оледенение этого сектора Эльбруса после окончания малого ледникового периода. Только за последнее столетие (1887-1987) поверхность плато понизилась в среднем на 60 м, то есть больше, чем у любого другого ледника Эльбруса. Отступание ледников Чунгурчатчиран и Бирджалычиран (особенно последнего) сопровождается образованием большого количества мертвых льдов, быстрое таяние которых в последнее десятилетие и приводит к освобождению большой площади ото льда.

Похожая картина наблюдалась и у ледника Большой Азау. Из всех ледников Эльбруса Большой Азау является наиболее доступным, на него и существует наибольшее количество фактических данных по изменению его языка, протяженность которого во время достижения максимальных границ составляла около 4 км. Данные получены по материалам инструментальных съёмок для времени позже 1887 г. (табл. 7).

Среднегодовое изменение размеров языка ледника Большой Азау по материалам инструментальных съёмок 1887-2007 гг.

Сопоставим эти показатели с отклонением от среднего значения за последние 100 лет среднегодовой температуры воздуха, рассчитанной и осреднённой по данным метеостанций гг. Краснодар, Пятигорск и Махачкала, имеющих длительные ряды наблюдений. В качестве основных показателей нами выбраны величины отступания конца языка и изменение средней высоты поверхности.

Показатель сокращения площади для данного ледника не характерен, поскольку с 1887 г. его язык расположен в глубоком ущелье; показатель уменьшения объёма зависит от показателя снижения высоты поверхности. Кроме того, по мере отступания ледника и ограничения верхней части языка мы вынуждены проводить измерения на меньшей площади, вследствие чего уменьшаются абсолютные величины изменения объёмов. Средняя величина изменения высоты поверхности – наиболее объективный показатель колебания ледников. Будучи измеренным по всей площади ледника, он характеризует баланс массы за прошедший период;

при этом его величина в значительной степени зависит от изменений на языке.

Так по материалам фототеодолитных съёмок ледника Джанкуат в 1968, 1974, 1984, 1992 гг. было выявлено общее замедление темпов снижения высоты поверхности по всей площади ледника, при этом на языке величина этого показателя уменьшилась вдвое (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В., Горецкий А.С., Харьковец Е.Г. Ледник Джанкуат за последние 25 лет // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 1997.

– № 1, с. 24-30).

Для языка ледника Большой Азау наибольшая скорость изменения высоты поверхности (свыше 3 м/год) была в конце XIX в., а начиная с 1900 г. – неуклонно снижается, независимо от колебания температур. Её средняя величина за период 1973-1997 гг. (0,6 м/год) вдвое превышает аналогичный показатель для ледника Джанкуат по наблюдениям с 1968 по 1992 гг. (0,29 м/год). Это вполне объяснимо тем, что значительную часть языка ледника Большой Азау уже начиная с начала XX столетия занимают мёртвые льды (Burmester H. Rezent glaziale Untersuchungen und photogrammetrischeAufnamen im Baksanguellgebiet (Kaukasus) // Zeitschrift fur Gletscherkunde, 1913, Bd. 8, Ht. 1. S.1-41).

Таянием мёртвых льдов объясняется и пик отступания конца языка Большого Азау в середине текущего столетия. В отличие от предыдущего показателя, колебания конца ледника достаточно синхронны с колебаниями осредненных температур и почти точно повторяют график колебания температур метеостанции г. Пятигорска. Можно предположить, что сказывается близость метеостанции к Эльбрусу. Так, если осредненные по трём метеостанциям температуры воздуха после понижения в середине 1970-х годов снова стали расти, то рассчитанные по метеостанции г. Пятигорска они ниже средней за столетие на 0°,2 ещё в 1980-1990 гг. Периоды наступания в 1910-1920 гг. и 1975-1980 гг. соотвеетствуют понижению средних годовых температур воздуха. Характерно, что наступания ледника Большой Азау повторяются с середины XIX в. с одинаковым интервалом через 55-60 лет. Приблизительно такой же интервал между наступаниями у ледника Джанкуат, с тем только отличием, что в начале столетия после наступания около 1910 г. ледник оставался в стационарном состоянии приблизительно до 1925-1928 гг. (Золотарёв Е.А. О конечной "морене 30-х годов" и размерах ледника Джанкуат // МГИ. – 1999. – Вып. 87, с. 177-183), а последнее наступание и стационирование относится к 1980-1990 гг. (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. О реакции ледника Джанкуат на изменения климата // Материалы гляциологических исследований. – 2003. – Вып. 95, с. 107-110).

Итак, можно сделать выводы, что максимальные размеры оледенения Эльбруса во время малого ледникового периода приблизительно совпадали с размерами предыдущей стадии оледенения, причем этих размеров разные ледники достигли не одновременно. В целом, за последнее тысячелетие оледенение Эльбруса испытывало неоднократное сокращение и снова разрасталось к концу XVII и середине XIX вв. Максимальные темпы деградации оледенения наблюдались в конце XIX - начале XX вв., а начиная со второй половины ХХ столетия – заметно снижались. Однако, за последнее десятилетие (1997-2007 гг.) темпы деградации снова возросли (см. табл. 7).

Исходя из критической оценки исходных данных, следует заключить, что при датировке лихенометрическим методом в пределах последнего столетия реальна ошибка в десятилетие, а в пределах тысячелетия можно с большой долей уверенности назвать только век, несмотря на любой совершенный математический аппарат, применяемый при обработке данных. При этом можно предполагать, что разница в годовом приросте лишайника для участков с разной средой обитания в конечном итоге даст разницу в датировке, лежащую в пределах этих ошибок. Но тогда возможен упрощенный путь решения задачи, а именно, – статистическая обработка эталонных данных по приросту лишайников, имеющих разную среду обитания. При этом определяются отклонения от среднего значения прироста лишайника определенного размера, которое и характеризует вероятную ошибку в определении возраста.

Именно такой метод применялся нами при определении возраста морен I исторической стадии и малого ледникового периода, а также голоценовых лав последнего извержения Эльбруса. Оказалось, что малый ледниковый период получил максимальное развитие в районе Эльбруса в середине VII века. Размеры оледенения первой исторической стадии и малого ледникового периода были близки между собой. Последнее извержение Эльбруса происходило, по-видимому, во время климатического оптимума голоцена. В это время ледники Эльбруса занимали положение, близкое к современному, или располагались несколько выше.

В целом, за последнее тысячелетие оледенение Эльбруса испытывало неоднократное сокращение и снова разрасталось к концу VII и середине ХIХ вв. Максимальные темпы деградации оледенения наблюдались в конце ХIХ – начале ХХ вв., а начиная со второй половины ХХ столетия – заметно снижались.

Однако, за последнее десятилетие (1997-2007 гг.) темпы деградации снова увеличились.

Глава 4. ИССЛЕДОВАНИЕ ЭВОЛЮЦИИ ОЛЕДЕНЕНИЯ

ЭЛЬБРУСА КАРТОГРАФО-АЭРОКОСМИЧЕСКИМИ МЕТОДАМИ В

СВЯЗИ С ГЛОБАЛЬНЫМИ КЛИМАТИЧЕСКИМИ ИЗМЕНЕНИЯМИ

4.1. Колебания фронта ледника Большой Азау на Эльбрусе Из всех ледников Эльбруса, о леднике Большой Азау имеется наибольшее количество информации, что связано с его относительной доступностью. Начало наиболее длительному ряду наблюдений о ледниках Кавказа положил Г. Абих, дважды посетивший ледник в 1849 и 1873 гг. (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s.). В первом случае Г. Абих застал ледник вторгшимся во взрослый сосновый лес.

Этот факт был в дальнейшем принят одним из основополагающих в гипотезе значительного наступания ледников на Центральном Кавказе в середине XIX в.

(Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.).

При этом подразумевалось, что конец ледника находился у хорошо выраженного в рельефе моренного вала на днище долины р. Азау на высоте 2295-2300 м, в районе современной Эльбрусской станции МГУ. Поскольку до 1887 г.

картографических работ в Приэльбрусье не проводилось, то многочисленные исследователи в этот период (Динник Н.Я. Современные и древние ледники Кавказа // Зап. Кавк. отд. Русск. геогр. общ. – Тифлис, 1890. – Кн. 14, Вып. 1, с. 282Мушкетов И.В. Геологическая поездка на Кавказ в 1881 г. // Изв.

Императорского Русского геогр. общества. – 1882. – Т. 18, Вып. 2, с. 106-119;

Салацкий Н.Д. Очерки орографии и геологии Кавказа // Зап. Императорского Русского геогр. общества. – 1866. – Кн. 7, Вып. 1, с. 1-118) дают весьма противоречивые оценки пространственного положения конца ледника. Эти оценки трудно свести в единую систему, если не воспользоваться сведениями Г. Абиха (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s.).

Указанная работа по какой-то причине осталась неизвестной большинству исследователей, поэтому заслуживает подробного изложения в той части, которая касается ледника Большой Азау.

Г. Абих провел подробное исследование колебания конца ледника Большой Азау в 1849-1873 гг. на основании инструментальных наблюдений.

Путём барометрического нивелирования от известной высотной отметки г.

Пятигорска он определил отметку конца ледника 21 октября 1849 г. 2322 м. Не предполагая в дальнейшем повторно посетить глетчер, Г. Абих ограничился тем, что при помощи угловых измерений, произведенных портативным сектантом, зафиксировал общий вид ледника в рисунке (рис. 4.1). Этот рисунок выполнен с точки, расположенной на хорошо заметном скальном выступе склона горы Терсколак ниже уровня леса напротив современной гостиницы «Чегет». При вторичном посещении ледника 17 сентября 1873 г., Г. Абих застал ледник отступающим (рис. 4.2). При этом производилось повторное барометрическое нивелирование тем же инструментом и от той же начальной точки в г.

Пятигорске. Другие условия (изменение атмосферного давления и температуры) в 1873 г. по сравнению с 1849 г. привели к тому, что отметка положения ледника в 1849 г. по конечной морене 1873 г. получилась равной 2317 м. Эта отметка была оставлена Г. Абихом в качестве окончательной. Кроме того, была измерена величина линейного отступания ледника с 1849 по 1873 годы, которая оказалась равной 180 м. Третья величина, измеренная Г. Абихом – это разность отметок подошвы моренного вала в месте окончания ледника в 1849 г. и места, где находился в то время его верхний свод, упиравшийся в более древнюю конечнобоковую морену, покрытую взрослым сосновым лесом. Эта разница оказалась равной 37,5 м. Склон морены с таким превышением существует только в районе нижней станции маятниковой канатной дороги «Эльбрус».

Рис. 4.1. Положение конца ледника Большой Азау на 21 октября 1849 г. Рис. Г. Абиха (Abich, Рис. 4.2. Положение конца ледника Большой Азау на 17 сентября 1873 г.

Разница отметок гребня морены и уреза р. Азау в районе Эльбрусской гляциологической станции МГУ составляет 27 м, и уже по этой причине в 1849 г. ледник никак не мог находиться в этом месте.

Нами была найдена точка, с которой Г. Абих сделал рисунок ледника в 1849 г. и в 1873 г., показав в 1873 г. конечноморенный вал перед концом ледника. Фототеодолитный снимок, полученный с этой точки в августе 1981 г., иллюстрирует хорошо сохранившиеся следы недавнего оледенения. Однако с этой точки не виден конечноморенный вал в районе станции МГУ (его закрывает селевой конус р. Гарабаши), зато хорошо виден вал в районе нижней станции маятниковой канатной дороги «Эльбрус» (рис. 4.3).

Рис. 4.3. Конечная морена середины XIX в. на днимще долины р. Азау.

Заметим, наконец, что именно в последнем валу в 1968 году найдена погребённая сосна, анализ которой показал, что прирост годичных колец этого дерева сходен с тем, который характерен для сосен, появившихся в долине Азау в первой половине XVII в.

Отметка подошвы этого вала на днище долины составляет 2315 м (у уреза реки 2312,5 м), что вполне согласуется с измерениями Г. Абиха (2317 м). Приведённых данных, по-видимому, достаточно для точного определения пространственного положения конца языка ледника Большой Азау в 1849 году. Выясним теперь, как согласуется это положение с последующими исследованиями конца XIX – начала ХХ вв. Основными документами, точно зафиксировавшими положение конца ледника, являются топографическая карта масштаба 1:42 000 съёмки корпуса военных топографов в 1887 г. и карта масштаба 1:20 000, составленная по материалам фототеодолитной съёмки в 1911 г. Г. Бурместером (Burmester H. Rezent glaziale Untersuchungen und photogrammetrischeAufnamen im Baksanguellgebiet (Kaukasus) // Zeitschrift fur Gletscherkunde, 1913, Bd. 8, Ht. 1. S.1-41).

Для сравнения этих карт с современной картой, составленной в период МГГ по материалам фототеодолитной съёмки, необходимо выяснить соотношение систем высот всех этих карт. Что касается карты 1911 г., то, по определению И.А. Лабутиной (Лабутина И.А. Изучение изменение размеров ледников картографическим методом // Оледенение Эльбруса. – М.: МГУ, 1968, с.273-282), система высот этой карты на 20 м ниже современной. Следовательно, отметка конца языка ледника Большой Азау в 1911 г. составляет 2345 м (на карте Г. Бурместера – 2325 м), Это хорошо согласуется и с фактическим его положением. На карте 1911 г. конец ледника показан примерно на 70-80 м выше по ущелью от водопада р. Малая Азау. Отметка 2345 м на современной карте находится в 75 метрах выше водопада.

Определение соотношения систем высот карты 1887 г. и современной изложено ранее. Для южного склона Эльбруса системы высот совпадают. Поэтому отметку конца языка Большой Азау в 1887 г. можно получить из совмещения карт 1887 и 1959 гг., что исключает искажения за счёт мёртвого льда у конца ледника. Отметка равняется 2330 м. Кроме перечисленных документов, полезно рассмотреть результаты исследований Н.Я. Динника, первым после Г. Абиха посетившего ледник в 1881 г. (Динник Н.Я. Современные и древние ледники Кавказа // Зап. Кавк. отд. Русск. геогр. общ. – Тифлис, 1890. – Кн. 14, Вып. 1, с. 282и В.Я. Альтберга, проводившего на леднике работы в 1925-1928 гг.

(Альтберг В.Я. О состоянии ледников Эльбруса и Главного Кавказского хребта в бассейне реки Баксан в период 1925-1927 гг. // Изв. ГГИ. – 1928. – № 22, с. 79-89).

По описанию Н.Я. Динника, не проводившего, к сожалению, инструментальных измерений, в 1881 г. нижняя часть языка оканчивалась крутым склоном, пересеченным трещинами, причем правая часть языка прилегала к открытым скалам. С большой долей уверенности можно констатировать, что конец языка ледника лежал на окончании гряды лавового происхождения, перегородившей ущелье, т. е. в районе отметки 2327 (по урезу реки). Это подтверждает снимок А.В. Пастухова, сделанный им 5 августа 1890 г. (рис. 4.4).

Рис. 4.4. Конец ледника Большой Азау. Фото А.В. Пастухова. 5 августа 1890 г.

Прежде чем рассмотреть результаты исследований В.Я. Альтберга, следует отметить, что в 1911 г. Г. Бурместер считал ледник либо наступающим, либо готовым перейти в ближайшее время в фазу наступания. Признаками этого являлись: крутой лоб, отсутствие конечной морены, сильная трещиноватость всего глетчера ниже ледопада, наличие волны вздутия поверхности, скользящей между отметками 2600 и 2700 м.

По сообщениям В.П. Ренгартена, которые тот дал С.П. Соловьёву, в г. ледник продвинулся вперед на 15 м по сравнению с 1911 г. (Соловьёв С.П. О состоянии ледников Эльбрусского района и к вопросу о причине их отступания // Изв. Русск. геогр. общ. – 1933. – Т. 65, Вып. 2, с. 151-166). По исследованиям В.Я. Альтберга, в 1925 г. ледник находился в 20 метрах по ущелью выше водопада и уже снова отступал (Альтберг В.Я. О состоянии ледников Эльбруса и Главного Кавказского хребта в бассейне реки Баксан в период 1925-1927 гг. // Изв.

ГГИ. – 1928. – № 22, с. 79-89).

Учитывая работы Е.И. Орешниковой, проводившей съёмку конца ледника в 1932-1933 гг. (Орешникова Е.И. Ледники Эльбрусского района по исследованиям 1932-1933 гг. // Труды ледниковых экспедиций. Кавказ. – М., 1936. – Вып. 3, с. 239-297), П.В. Ковалёва, который приводит величины отступания ледника в конце 1940-х годов (Ковалёв П.В. О селях на северном склоне Центрального Кавказа // Материалы Кавк. эксп. (по программе МГГ). – Харьков: Изд-во Харьк. ун-та. – 1961. – т.3, с.149-160), а также материалы фототеодолитных съёмок южного склона Эльбруса А.В. Брюхановым в 1959 г.

(рис. 4.5) (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.), съёмки конца ледника в 1969 г. А.П. Мартышёвым (Мартышёв А.П.

Колебания языка ледника Большой Азау на Эльбрусе // МГИ. –1980. – Вып. 39, с. 207-209) и наших съёмок в 1973, 1980, 1987, 1997, 2002, 2007 годах (рис. 4.6), составим таблицу колебания конца ледника Большой Азау с 1849 по 2007 гг.

(табл. 8). Материалы таблицы согласованы между собой по карте масштаба 1:5 000, составленной нами на участок долины р. Азау по материалам фототеодолитной съёмки 1987 г., когда долина полностью освободилась от мёртвого льда. Величина отступания или наступания оценена для периодов, указанных в скобках.

Рис. 4.5. Конец ледника Большой Азау.

Фототеодолитный снимок А.В. Брюханова, август 1958 г.

Рис. 4.6. Конец ледника Большой Азау.

Фототеодолитный снимок Е.А.Золотарёва, 18 августа 2007 г.

Колебания конца ледника Большой Азау за период 1849-2007 гг.

Год Автор или источник 1959 Фототеодолитная съёмка 1969 Фототеодолитная съёмка В таблице начало отступания ледника датируется 1857 годом. Эта дата взята из работы Г. Абиха (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s.), который определил её в 1873 г. по количеству и характеру террас внутреннего склона более древней конечнобоковой морены, подпиравшейся ледником во время его продвижения в году. Все отметки высот окончания языка даны по урезу реки Азау. Периодом остановки и некоторого продвижения ледника, по-видимому, следует считать 1910-1920 годы, а уже с 1925 по 1928 гг. средняя скорость отступания ледника составила 11 м/год (Альтберг В.Я. О состоянии ледников Эльбруса и Главного Кавказского хребта в бассейне реки Баксан в период 1925-1927 гг. // Изв. ГГИ. – 1928. – № 22, с. 79-89). Датировку начала отступания после некоторого продвижения ледника во втором десятилетии ХХ века можно также получить из исследований С.П. Соловьёва (Соловьёв С.П. О состоянии ледников Эльбрусского района и к вопросу о причине их отступания // Изв. Русск. геогр. общ. – 1933. – Т.

65, Вып. 2, с. 151-166), который отмечает, что с 1913 по 1930 гг. ледник отступил на 70 м. Учитывая данные В.Я. Альтберга, общую величину отступания ледника к 1930 г., вероятно, следует считать около 100 м. При средней скорости отступания ледника около 10 м/год, начало отступания падает на 1920 год.

Второй период стационирования и некоторого продвижения вперед датируется 1973-1980 гг.

Особенностью отступания этого ледника является одновременное образование в долине огромного количества мёртвых льдов, что затрудняет определение положения его конца. Так, например, на карте 1959 г. конец ледника показан на 700 м выше по долине его фактического окончания и на 40 м выше уровня ложа. Это затруднило систематизацию отметок окончания ледника предыдущими исследователями (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.).

С учётом этой особенности становятся понятными пики скоростей отступания в 1928-1933 и 1959-1969 гг. Просто за это время освобождалось пространство от мёртвого льда. Всего за 150 лет ледник отступил на 3000 м, то есть средняя скорость отступания составила 20 м/год. Обращает внимание цикличность отступания, прерываемого задержками и небольшими наступаниями с интервалами между ними около 60 лет (рис. 4.7). Не исключено, что наступание ледника Большой Азау в 1849 г. было одним из таких эпизодов на фоне общего сокращения оледенения, которое в последней стадии достигало своего максимума приблизительно в середине XVII века. Для Большого Азау положение этого максимума оледенения, по всей вероятности, фиксируется конечно-моренным валом в районе Эльбрусской станции МГУ. Наступанию ледника в середине XIX века способствовали благоприятные условия массообмена ледников Центрального Кавказа в 1820-1850 гг. По исследованиям на репрезентативном для Центрального Кавказа леднике Джанкуат по программе МГД, единственное положительное значение баланса массы ледника за отдельные этапы деградации стадии Фернау, начиная с 1700 г., попадает на 1820-1850 гг. (Дюргеров М.Б., Поповнин В.В. Реконструкция баланса массы, пространственного положения и жидкого стока ледника Джанкуат со второй половины в. // Материалы гляциологических исследований. – 1981. – Вып. 40, с. 73-82).

Рис. 4.7. Колебание фронта ледника Большой Азау с 1849 по 2007 г. 1 – периоды Между конечными моренами в районах Эльбрусской станции МГУ и нижней станции канатной дороги на днище долины реки Азау находятся ещё три конечно-моренных вала. По словам Г. Абиха (Abich H. Geologische Beobachtungen auf Reisen im Kaukasus um Jahre 1873. Moskau, 1875. 138 s.), в 1849 г. центральная часть ледника оканчивалась обломками старой конечной морены, основание которой было прорвано рекой Баксан. Имея это в виду, можно предположить, что после фазы максимального оледенения до начала наступания ледника в середине XIX в. прошли 4 цикла отступания, прерываемые задержками.

На основании ориентировки конечно-моренных валов можно заключить, что отступание ледника Большой Азау происходило неравномерно по фронту, а быстрее отступал левый край, прилегающий к склону южной экспозиции.

Впрочем, такой же характер отступания отмечается и после продвижения ледника в середине XIX в. (Тушинский Г.К. Послелавовое оледенение Эльбруса и его динамика // Инф. сб. о работах геогр. ф-та МГУ по МГГ. – 1958. – № 2, с. 117и у современного ледника. Поэтому участок морены у нижней станции канатной дороги после максимальной стадии оледенения должен был освободиться от льда уже к концу первого цикла отступания (вторая половина XVII века) – срок вполне достаточный, чтобы к середине XIX века здесь успел вырасти 100-летний сосновый лес, вторжение в который ледника в 1849 г.

отметил Г. Абих.

После совмещения и взаимной увязки материалов съёмки 1887, 1911, 1959, 1987, 1997, 2002 и 2007 гг. мы составили совмещенный интегральный профиль высоты поверхности ледника на даты съёмок (рис. 4.8), который дал возможность определения объёмных характеристик ледника более чем за 100 лет (1887-2007 гг.).

Рис. 4.8. Уменьшение толщины языка ледника Большой Азау за период с 1887 по 2007 гг.

1-4 – временные интервалы, гг.: 1 – 1887-1913, 2 – 1913-1959, 3 – 1959-1987, 4 – 1987-2007; 5 – Средняя мощность ледника, отнесенная ко всей его площади на расстоянии 3 км от конца, 100 лет назад составляла 235 м, достигая максимума около 300 м в середине. Следует при этом заметить, что морены, относящиеся к последней стадии оледенения, сохранились на правом борту долины при выходе в цирк ледника Чипер-Азау на высоте 300-350 м над дном долины. Современная толща языка (при экстраполяции профиля дна долины) на расстоянии около 800 м от его конца в среднем составляет около 50 м и вряд ли превышает 70м. Обращает внимание тот факт, что в районе начала ледопада (абсолютные отметки 2800-2900 м) мощность ледника в 1887 г. не намного превышала современные значения, то есть составляла около 150 м. Продольное сечение языка ледника сходно с тем, которое бывает после выброса льда в результате пульсации, а хронология показателей скорости его сокращения, приведенная в таблице 8, также подтверждает это. Здесь мы наблюдаем наибольшую скорость уменьшения мощности и объема ледника именно в первый интервал 1887-1911 гг., позже она уменьшилась в 4-5 раз. В то же время величина линейного отступания возросла в такое же количество раз в основном за счёт таяния образовавшихся мёртвых льдов, что также характерно для пульсирующих ледников. Однако, в данном случае, скорее всего мы имеем дело с морфологическими особенностями данного ледника. Во время последнего оледенения его область питания была намного больше. Ледник имел три боковых притока, один из которых был правым языком ледника Малый Азау и два спускались с отрогов Главного Кавказского хребта. По мнению Г.К. Тушинского (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.), в месте резкого сужения ущелья ледник подпруживался, что способствовало увеличению его мощности и в конце концов создавало предпосылки для его быстрого продвижения вниз по долине. Скорее всего, именно этим объясняется наиболее низкая отметка его конца из всех ледников Эльбруса – 2330 м, зафиксированная на карте 1887 г. На втором месте находился ледник Ирик – 2500 м, остальные ледники оканчивались намного выше.

После отчленения в 1887 г. боковых притоков, область питания ледника резко сократилась. Началось быстрое уменьшение его языка, который попросту отмирал. Так продолжалось, по-видимому, до начала 1970-х годов. К этому времени язык ледника сократился на 2.2 км. От льда освободилась наиболее пологая часть долины, при этом растаяло 0.3 км3 льда. В настоящее время язык ледника Большой Азау лежит фактически на склоне Эльбруса. На протяжении 600 м от конца он весь покрыт моренным чехлом и продолжает интенсивно сокращаться.

Такое быстрое сокращение языка, по-видимому, нарушило динамическое равновесие ледника Большой Азау, и поток льда, распространившись из фирновой области под Западной вершиной с высоты около 5000 м, образовал на поверхности заморененной части ледника фактически новый язык со всеми признаками наступания (рис. 4.9). По материалам аэрофотосъёмок с вертолёта были получены и совмещены интегральные продольные профили ледника в и 1991 гг., из которых следует, что в сентябре 1991 г. передний фронт нового языка ледника Большой Азау находился на высоте 2700 м и расстоянии 625 м от окончания заморененной части языка, продвинувшись за год на 40 м.

Повышение высоты поверхности ледника отмечается в интервале высот 2700м. Эта величина составляет в среднем 5 м при максимуме 10-12 м, которые отмечаются в двух интервалах высот: 2950-3000 м и 2720-2760 м.

Рис. 4.9. Язык ледника Большой Азау. Аэрофотоснимок с вертолёта 20 августа 1990 г.

Поверхность заморененной части ледника заметно понизилась. Размеры этого понижения (10-15 м), а также ступенчатый характер профиля ледника в 1991 г., создают впечатление о проседании поверхности, причиной которого могут быть надвигающиеся сверху массы льда. Начиная с уровня 2630 м и до окончания заморененной части языка, понижение высоты поверхности намного меньше и составляет, в среднем, около 2 м.

В настоящее время новый язык уже не носит столь ярко выраженного характера. На снимках 1997 г. заметно, что чистый лёд отделяется от заморененного напорным валом высотой до 5 м. Подобные же валы были обнаружены на снимках 1957 и 1973 гг. Не исключено, что подобные «пульсации» происходят периодически, что связано в первую очередь с подпруживанием языка. Таким образом, картографический мониторинг ледника Большой Азау на протяжении более 100 лет позволил выявить важные особенности его эволюции.

Следует обратить внимание и на увеличение темпов деградации ледника за последние 10 лет (1997-2007 гг.). По мнению О.В. Рототаевой, три летних периода (1998-2000 гг.) таяние на ледниках Эльбруса было поистине катастрофическим и связано с высокими летними температурами (Рототаева О.В., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Тарасова Л.Н. Балансовое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах XX столетия // МГИ. – 2003. – Вып. 95, с. 111-121).

4.2. Гляцио-климатические причины колебания фронта ледников (по Ледник Джанкуат, наиболее изученный из ледников России, входит в число 10 опорных ледников Земли (рис. 4.10). Мониторинг его баланса массы, начатый ещё в середине прошлого столетия, продолжается без перерыва по настоящее время. Для определения пространственных изменений ледника нами составлены и регулярно обновляются крупномасштабные (1:10 000) карты горноледникового бассейна по материалам фототеодолитных съёмок 1968 *, 1974, 1984, 1992, 1996, 2006 гг., которые служат также основой для полевых гляциологических наблюдений, расчёта баланса массы, суждения об эволюции и динамике ледника. Материалы такого комплексного мониторинга позволяют решать различные географические задачи, например, нами была теоретически определена глубина залегания скального барьера в районе перевала Джантуган, который лимитирует поступление вещества на ледник из Джантуганского (Джантуганское плато на Кавказе). // Вестн. МГУ, Сер. геогр. – 2002. – № 3, с.

36-43). Но наиболее показательной является возможность определения реакции этого репрезентативного для Центрального Кавказа ледника на изменения климата.

Рис. 4.10. Ледник Джанкуат. Фото Е.А. Золотарёва, август 1984 г.

Вопрос о запаздывании реакции фронта ледника на климатические различаются достаточно широко. Согласно теоретическим исследованиям, каждый ледник обладает своим характерным временем реакции, которая в В 1968 г. съёмку произвёл и составил карту А.П. Мартышёв.

зависимости от возможной скорости его продольной деформации колеблется от 3 до 30 лет (Nye J.F. The response of glaciers and ice-sheets to seasonal and climatic chаnges. – Proc. Roy. Soc., London, Ser. A, v. 256, № 1287, 1960, p.559-584). С другой стороны допускается, что эта реакция может быть соизмерима с периодом полного обмена льда в данном леднике, т. е. возможно её запаздывание на сотни лет (Голубев В.Н. Соотношение колебаний горных ледников с климатическими событиями // Материалы гляциологических исследований. – 1997. – Вып. 82, с.3-12). И, наконец, существует мнение о немедленной реакции фронта ледника на изменение условий питания (Хромова Т.Е., Чернова Л.П., Китаев Л.М. Ежегодные изменения метеоусловий, толщины снежного покрова и колебаний горных ледниковых систем на севере и юге Европы // Материалы гляциологических исследований. – 2000. – Вып. 89, с. 78Впервые предположение о возможной связи колебания фронта ледника с его балансом массы было высказано давно (Глазырин Г.Е., Мошкин А.Т.

Возможность выявления прямой связи между кратковременными изменениями климата и положением концов ледников // Материалы гляциологических исследований. – 1974. – Вып. 24, с. 260-264), однако, однозначный и универсальный характер этой зависимости выявлен не был.

Предпримем попытку проследить за временем реакции на некоторые климатические изменения в ХХ столетии ледника Джанкуат, где наблюдения за внешним массообменом ведутся непрерывно с 1968 г. (Ледник Джанкуат (Центральный Кавказ). – М.: Гидрометеоиздат, 1978. – 183 с). В последнее время были исследованы и параметры его внутреннего масссообмена, то есть горизонтальная и вертикальная составляющие скорости движения льда (Алейников А.А., Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. Поле скоростей ледника Джанкуат. // Материалы гляциологических исследований. – 1999. – Вып. 87, с.

169-176). Величины колебания фронта ледника известны, начиная с середины ХIХ века. В ХХ веке ледник в основном отступал, обнаруживая при этом все же два периода стационарного состояния с небольшими осцилияциями своего фронта. В первый раз это происходило в 1910-1925 гг. (Золотарёв Е.А. О конечной "морене 30-х годов" и размерах ледника Джанкуат // Материалы гляциологических исследований. – 1999. – Вып. 87, с. 177-183), во второй – в 1980-1990 гг. (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. О реакции ледника Джанкуат на изменения климата // Материалы гляциологических исследований. – 2003. – Вып. 95, с. 107-110). Последний период был зафиксирован повторными фототеодолитными съёмками и непосредственными наблюдениями авторов.

Колебания фронта ледника были сопоставлены с ходом средних величин годовой температуры воздуха и количества осадков по метеостанции Пятигорск, ближайшей к леднику станции с более чем столетним периодом наблюдений (рис. 4.10). Сравнение этих метеоэлеметов с их аналогами по высокогорной метеостанции Терскол показало их достаточную синхронность во второй половине ХХ столетия (Сейнова И.Б., Мальнева И.В., Кононова Н.К. Изменение активности и прогноз гляциальных селей Центрального Кавказа в ХХ столетии // Материалы гляциологических исследований. – 1998. – Вып.84, с.114-120). Из рис. 4.11 следует, что какой-либо устойчивой связи между колебаниями фронта и количеством осадков не просматривается, зато ход средней годовой температуры воздуха почти в точности повторяет кривую колебания фронта ледника, опережая её на несколько лет.

Рис. 4.11. Колебания фронта ледника Джанкуат с середины XIX в.

1 – осреднённая скорость колебания фронта ледника; 2, 3 – отклонение параметров от их среднего значения за столетия (данные метеостанции г. Пятигорска): 2 – среднегодовая температура воздуха, 3 – годовая сумма осадков; 4 – периоды наступания ледника В первом случае (1910-1925 гг.) стационирование ледника произошло через 4 года, после того как средняя годовая температура воздуха стала ниже средней за столетие, а во втором (1980-1990 гг.) – через 12 лет. Увеличение периода запаздывания реакции ледника в конце ХХ в. по сравнению с его началом представляется вполне логичным. За время между двумя периодами стационирования ледник значительно сократился по площади и толщине, что неизбежно должно было привести к замедлению скорости движения его льда, которая, как будет показано ниже, напрямую связана с колебаниями его фронта.

Далее заметим, что период между пиками минимальной среднегодовой температуры воздуха за столетие (1913-1978 гг.) составляет 65 лет. Точно такой же период и у колебания фронта ледника: между началом отступаний в 1925 г. и в 1990 г. Этот период близок к периоду колебаний ледника Большой Азау, хотя и несколько отличается по времени. Таким образом, связь колебаний фронта ледника с колебанием средней годовой температуры воздуха просматривается достаточно четко, что отмечалось и раньше. Например, наступание многих ледников Сев. полушария в 60-е и 70-е годы ХХ столетия связывают с начавшимся приблизительно в 1960 г. снижением температуры воздуха (Котляков В.М. Мир снега и льда. – М., Наука, 1994. – 286 с.; Котляков В.М.

Наука. Общество. Окружающая среда. – М.: Наука, 1997. – 409 с.).

Попытаемся охарактеризовать механизм связи между колебанием среднегодовой температуры воздуха и фронта ледника. Основой такого исследования могут послужить теоретические положения (Войтковский К.Ф.

Взаимосвязь толщины ледника с углом наклона его поверхности // Материалы гляциологических исследований. – 1997. – Вып. 83, с. 155-158; Войтковский К.Ф. Реакция горных ледников на изменения климата // Материалы гляциологических исследований. – 1999. – Вып. 86, с. 129-132) о том, что даже локальное кратковременное напряжение сдвига выше предела длительной ползучести создает условия для нарушения сплошности ледяного массива, а также образования поверхности скола и относительных смещений блоков. Такие условия могут возникать, когда толщина ледника повышается выше критической при заданном уклоне ложа. В каком месте ледника и почему могут возникать такие условия? Ответ можно получить при анализе карты вертикальной составляющей скоростей движения льда (рис. 4.12) (Алейников А.А., Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. Поле скоростей ледника Джанкуат. // Материалы гляциологических исследований. – 1999. – Вып. 87, с. 169-176). Выясняется, что в среднем для языка (от его фронта и до кинематической границы питания) величина вертикального компонента скорости перемещения изохронной поверхности (Vh) составляет +3,0 м/год с отдельными максимумами до + 5,0 м/год в интервале высот 3000-3100 м и 2900-2950 м, а также свыше +4,0 м/год в 300 м от конца ледника на высоте 2800 м. При этом средняя величина Vh довольно устойчива во времени. Рассчитанная топобалансовым методом (Цветков Д.Г. Проблемы натурного определения скорости перемещения изохронной поверхности ледников // Материалы гляциологических исследований.

– 1983. – Вып. 47, с. 111-121) за выборочные интервалы 1968-974 гг. и 1992гг., она равняется +2,97 м/год и +3,02 м/год, соответственно. В среднем за весь период наблюдений 1968-2000 гг. ее вполне допустимо принять равной +3,0 м/год.

Рис. 4.12. Поле вертикальной составляющей скорости движения льда (м/год) на поверхности ледника Джанкуат. 1 – изолинии вертикальной составляющей скорости; 2 – горизонтали; 3 – Логично предположить, что локальные кратковременные напряжения сдвига выше предела длительной ползучести, создающие условия для нарушения сплошности ледяного массива, могут возникать именно в местах максимумов Vh на языке ледника при определённых значениях его баланса массы (т.е. чистой убыли массы льда). В таблице 9 представлен баланс массы на языке ледника Джанкуат за время наблюдений с 1968 по 2000 гг., рассчитанный по периодам до стабилизации ледника, во время и после неё. По тем же периодам по материалам повторных фототеодолитных съёмок измерены среднегодовые изменения высоты поверхности всего ледника и скорости отступания фронта ледника.

Показатели динамики ледника Джанкуат за 1968 – 2000 гг.

Вертикальный компонент скорости перемещения изохронной поверхности на языке, м/год Баланс массы на Среднегодовое изменение высоты ности ледника в целом, м/год ледника, м/год показывают, что за период 1968-1974 гг. таяние льда на языке значительно превышало его привнос. Среднегодовое уменьшение высоты поверхности ледника в целом составило почти 0,4 м/год. Ледник отступал со скоростью 10 м/год. Впрочем, такая достаточно высокая скорость объясняется тем, что отмирал узкий конец языка длиной 60 м, после чего язык приобрел современную округлую форму. За период 1974-1980 гг. привнос льда, наоборот, значительно превышал его стаивание, скорость отступания снизилась до 2 м/год, а к концу периода ледник стабилизировался. Как отмечалось выше, это произошло через 12 лет после того, как среднегодовая температура воздуха стала ниже средней за столетие. Примечательно, что за эти 12 лет поступление льда на язык и его стаивание практически сравнялось. Самые низкие значения среднегодовых температур в 1978-1980 гг. совпадают и с самыми низкими среднегодовыми показателями баланса массы на языке в те же годы (-1,9 м).

Период стабилизации (1980-1990 гг.) характерен тем, что привнос льда на язык также несколько превышал его таяние. При этом среднегодовое изменение высоты поверхности всего ледника было близким к нулю.

За десятилетие (1990-2000 гг.) таяние вновь превысило поступление льда на язык, особенно за три последних года (1997-2000 гг.). И снова резко возросла скорость отступания ледника. От фронтальной части ледника откалываются целые блоки, что характерно для мёртвого льда. При этом среднегодовое понижение высоты поверхности ледника почти вдвое превысило аналогичный показатель периода 1968-1974 гг.

Таким образом, непрерывный 32-летний комплексный мониторинг ледника продемонстрировал, что основной причиной динамики его фронта является соотношение между поступлением льда на язык из области питания вследствие движения и его убылью на языке вследствие абляции. Это и есть основная причина разноплановости эволюции различных ледников, зачастую находящихся в одной ледниковой системе.

4.3. Колебания фронта ледников Эльбруса в ХХ столетии Одним из показателей изменения ледников является колебание его фронта, которое можно характеризовать изменением как длины ледника, так и высотного положения его низшей точки. Несмотря на кажущуюся простоту, особенно при определении второго показателя по разновременным картам, картографировании ледников не всегда правильно проводят их истинные границы, зачастую принимая за них границы чистого льда и исключая участки ледников, полностью покрытые мореной. Такие ошибки случаются и при современном картографировании ледников. Это связано с тем, что до сих пор отсутствуют четкие официальные рекомендации по определению границ ледника, особенно, когда карта составляется камеральным путем по материалам аэрофотосъёмок.

Нельзя исключить подобные ошибки и на карте 1887 г., тем более, что съёмка проходила в период интенсивного отступания ледников, которое началось на Эльбрусе примерно в 1860 г.

материалами последующих съёмок, когда на месте окончания ледника более ранней съёмки картографируется его ложе (табл. 10).

Высоты окончания ледников Эльбруса в 1887, 1957, 1987, 1997 гг.

пп ледника на карте перенесении Отметки окончания языков 7 ледников из 15 на карте 1887 г. совпадают в пределах сечения горизонталей с фактическим положением ложа на современной карте. Они оставлены без изменений. У других 7 ледников есть положительные отклонения в несколько десятков метров, которые дают основание предполагать о наличии во время съёмок 1887 г. у конца ледников заморененного или мертвого льда. Один ледник (Микельчиран) имеет отрицательное отклонение по высоте окончания языка в 70 м, которое можно объяснить, по-видимому, только ошибкой при картографировании границ ледника, что косвенно подтверждается при совмещении контуров ледника обеих съёмок. С учётом приведенных выше обстоятельств и даны наиболее вероятные высоты окончания ледников в 1887 г. Эти высоты в некоторых случаях отличаются от приведённых в работе (Кравцова В.И., Лосева В.Г. Изменение оледенения Эльбруса за 100 лет // Успехи советской гляциологии. Материалы Всесоюз. гляциол. симпозиума. – Фрунзе: Илим, 1968, с. 262-270), что объясняется, вероятно, разным методическим подходом к их определению. Той же причиной можно объяснить и разницу в данных по линейному отступанию ледников за этот период, приведенных в таблице 11.

Изменение площади и длины ледников Эльбруса за периоды 10. Уллумалиендерку - 4.4. Сокращение оледенения Эльбруса в ХХ столетии Многолетние комплексные исследования на репрезентативном для Центрального Кавказа леднике Джанкуат выявили четкую связь между колебаниями фронта ледника и изменением среднегодовой температуры воздуха (Золотарёв Е.А., Поповнин В.В. О реакции ледника Джанкуат на изменения климата // Материалы гляциологических исследований. – 2003. – Вып. 95, с. 107При этом оказалось, что темпы и направленность колебаний ледника в первую очередь зависят от комбинации параметров внешнего и внутреннего массообмена на его языке. Установлено, что величина привноса вещества на язык ледника довольно стабильна во времени, её возможные изменения намного меньше изменений абляции, поэтому колебания фронта ледника зависят прежде всего от условий абляции на его языке. Поскольку температура воздуха – один из основных факторов, способствующих таянию льда на языке ледника, то именно её изменения в глобальном масштабе приводят к сокращению или разрастанию горного оледенения.

Исследования, выполненные в последнее время рядом климатологов, позволяют сделать вывод о глобальном потеплении климата уже начиная со второй половины XX в. в результате совпадения естественного температурного тренда и парникового эффекта углекислого газа, накапливающегося в атмосфере вследствие сжигания минерального топлива. Появились многочисленные модели глобального потепления климата, разработанные в России и за рубежом (Борисенков Е.П. Климат и деятельность человека. – М.: Наука, 1982. – 134 с.; Б Будыко М.И., Винников К.Я. Проблема обнаружения антропогенного изменения глобального климата // Метеорология и гидрология. – 1983. – № 9, с.14-26;

Всемирная конференция по изменению климата. Тез. докл. – М., 2003; Broecker W.S. Climate change: Are we on the Brink of a pronounced global warming? – Science, v. 89, 1975, p. 460; Climate change -2001. The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of IPCC. Cambridge University Press, 2001), одна из которых подробно рассмотрена в монографии В.М. Котлякова (Котляков В.М. Мир снега и льда. – М., Наука, 1994. – 286 с.).

На рис. 4.12 представлены палеотемпературы, полученные по ледниковому керну из скважины на станции Кемп-Сенчу-ри, расположенной на северо-западе Гренландского ледникового щита, изменения глобальной температуры вследствие парникового эффекта СО2 начиная с 1900 г. и их суммарный эффект – прогноз до 2050 г. Очевидно, что повышение глобальных температур воздуха должно отразиться на режиме и размерах ледников, особенно на изменении их площади и объёмов, которые должны интенсивно уменьшаться, начиная приблизительно с конца 1970-х годов, то есть со времени совпадения естественного тренда повышения глобальной температуры и вызванного антропогенными факторами (рис. 4.13). Эту гипотезу можно проверить по результатам картографо-аэрокосмического мониторинга оледенения Эльбруса, который проводится с конца XIX в. до настоящего времени. Нас интересует в первую очередь изменение площади и объёма всего оледенения, которое к концу XX в. состояло из 16 долинных и 9 висячих ледников общей площадью физической поверхности 136 км2.

Рис. 4.13. Глобальные температуры и их прогноз до 2050 г.

1 – естественные температурные циклы; 2 – изменения глобальной температуры вследствие парникового эффекта СО2; 3 – суммарный эффект первого и второго факторов Если не считать отдельных ледников, инструментальные съёмки оледенения Эльбруса в целом проводились шесть раз: в 1887-1890, 1957-1959, 1979, 1986-1987, 1997 и 2007 гг. Сопоставляя даты съёмок с рис. 4.13, нетрудно заметить, что время между съёмками захватывает и период, когда не наблюдалось изменений глобальной температуры воздуха вследствие парникового эффекта СО2 (до 1900 г.), и период, когда эффект воздействия антропогенных факторов на повышение глобальной температуры должен был стать определяющим.

Возникает вопрос о репрезентативности оледенения Эльбруса как индикатора изменения глобальной температуры воздуха. Ледники Эльбруса, относясь к ледникам конических вершин, имеют разную экспозицию и площадь, оканчиваются в разных высотных поясах, то есть существуют в разных условиях. В настоящее время многие ледники сокращаются с разной интенсивностью, другие находятся в стационарном состоянии, а третьи наступают. В то же время все ледники Эльбруса объединены в единую ледниковую систему с общими внутренними взаимосвязями и связями с окружающей средой. Тем самым они отражают соответствие тенденций изменений ледниковой системы в целом и закономерностям глобального изменения климата, в частности, повышению глобальной температуры воздуха, обусловленной антропогенным фактором.

Не последнее значение имеют и размеры ледниковой системы (около 150 км2 физической поверхности на 1887 г.); при определении изменений площади таких масштабов за время более чем 100 лет исключаются ошибки, которые могли бы повлиять на результат.

Проанализируем изменение площади оледенения Эльбруса по материалам инструментальных съёмок за 1887-1997 гг. Первая инструментальная (мензульная) съёмка была выполнена отрядом Корпуса военных топографов в 1887-1890 гг. По её результатам была составлена топографическая карта масштаба 1:42 000. Во время МГГ экспедицией лаборатории аэрокосмических методов географического факультета МГУ была выполнена фототеодолитная съёмка и составлена карта в масштабе 1:10 000, которая стала базовой для дальнейшего картографо-аэрокосмического мониторинга этой территории.

Август 1979 г. – время экспериментальных работ на подспутниковом полигоне в Приэльбрусье с целью изучения природных ресурсов и контроля окружающей среды. Одновременно проводятся космическая съёмка фотографической камерой высокого разрешения в масштабе 1:250 000, аэрофотосъемка всего оледенения в масштабе 1:100 000 и наземная фототеодолитная съёмка ледников южного склона Эльбруса (масштаб от 1: до 1:10 000). Последний вид работ выполнен лабораторией аэрокосмических методов по линии Межуниверситетского аэрокосмического центра.

Впоследствии лаборатория приобрела материалы космической и аэрофотосъёмки 1979 г., но до сих пор не использовала их достаточно эффективно при изучении оледенения Эльбруса.

В 1986-1987 гг. снова были проведены повторные фототеодолитные съемки всего оледенения Эльбруса, но новая карта не составлялась. Была попытка проследить эволюцию оледенения Эльбруса за 100 лет на основе сопоставления карт 1887 и 1957 гг., а также фототеодолитных снимков 1986гг. Измеряли изменения длины ледников и высотного положения их низших точек, различия в занимаемой ими площади, толщине и объёме.

Надёжность определения двух последних величин с использованием карты в масштабе 1:42 000 вызывала сомнения, поэтому были проведены специальные экспериментальные картометрические работы, которые показали, что ошибки в проведении горизонталей на карте масштаба 1:42 000 соответствуют принятым ныне стандартам лишь примерно до высоты 4000 м (практически это высота языков ледников и пределы зоны миграции фирновой линии). Предполагалось, что сам конус Эльбруса (область аккумуляции его ледников) изменился мало.

Впоследствии это подтвердилось. Подробно результаты указанных работ изложены в работе (Золотарёв Е.А. Изменения ледников Эльбруса в последнем столетии // Материалы гляциологических исследований. – 1997. – Вып. 83, с.

146-153).

Наконец, в 1997 г. при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований нам удалось выполнить аэрофотосъёмку всего оледенения Эльбруса в масштабе 1:50 000 (по-видимому, это оптимальный масштаб съёмки Эльбруса при условии цифровой обработки снимков). Именно при цифровой обработке снимков была составлена ортофотокарта оледенения Эльбруса в двух масштабах: 1:25 000 и 1:10 000 в условной системе координат фототеодолитной съёмки 1957-1959 гг. (Золотарёв Е.А., Харьковец Е.Г.

Оледенение Эльбруса в конце XX в. (цифровая ортофотокарта Эльбруса на г.) // Материалы гляциологических исследований. – 2000. – Вып. 89, с. 175-181).

Таким образом, карты оледенения Эльбруса 1957 и 1997 гг. имеют единую систему координат, что делает их сопоставление довольно удобным.

При анализе количественных характеристик оледенения Эльбруса была выявлена большая ошибка (около 10 км2) в определении площади оледенения в 1957 г. (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.). До сих пор было неясно, результат ли это грубого промаха на одномдвух ледниках, имеющих большие площади, или систематическая ошибка результатов измерений. Мы решили, используя методы цифровой обработки карт, повторить весь процесс измерения каждого ледника на карте 1957 г. по двухсотметровым высотным зонам. Оказалось, что все результаты наших измерений имеют систематическое расхождение (в сторону увеличения) по сравнению с опубликованными. Таким образом, площадь оледенения Эльбруса в горизонтальной проекции в 1957 г. была равна 132,5 км2, а не 122,7, как это изложено в работе (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.:

МГУ, 1968. – 344 с.). По нашему мнению, причина этой ошибки заключалась в неверном определении цены деления палетки, которой проводились измерения всего на 0,2 мм, т. е. практически на уровне графической точности ручных измерений. Следует отметить, что, по-видимому, существует зависимость между масштабом карты, размером палетки и площадью измеряемого объекта. Но, насколько нам известно, таких исследований никто не проводил. В данном случае размер палетки должен быть намного больше, например, минимум 1 см 1 см.

Мы не стали разбивать площадь оледенения 1887 г. на отдельные ледники, поскольку, не имея снимков, на которых зачастую видны линии движения поверхности льда, трудно правильно провести ледоразделы. Общая площадь оледенения в 1887 г., измеренная К.И. Подозерским (Подозерский К.И. Ледники Кавказского хребта // Зап. Кавказского отдела Русского геогр. общества. – 1911.

– Т. 29, Вып. 1. – 200 с.), остается равной 145,7 км2. При работе с этой картой мы предварительно перевели её в масштаб 1:25 000 и в систему координат фототеодолитной съёмки 1957-1959 гг. При этом границы некоторых ледников были изменены в соответствии с современным рельефом. Общая площадь оледенения на составленной вновь карте, измеренная цифровым методом, отличалась от оригинальной менее чем на 1%, т. е. соответствует допустимой погрешности измерений, поэтому результаты измерений К.И. Подозерского вряд ли стоит уточнять, тем более что это уточнение несущественно, а на данные измерений К.И. Подозерского есть многочисленные ссылки.

В результате проведенной нами обработки материалов аэрофотосъёмки 1979 г. были определены только площади, длина и высота окончания фронта ледников фотограмметрическим методом; ортофотокарта всего оледенения не составлялась. Основные параметры ледников в 1957, 1979 и 1997 гг. приведены в таблице 12.

Изменение морфометрических параметров и баланса массы ледников Эльбруса за 40 лет после МГГ Название Площадь физической поверхности, Средний угол наклона, Эльбруса Уллумалиендерку Оледенение Эльбруса в целом Следует обратить внимание на то, что контур ледника Гарабаши значительно изменился по сравнению с приведенным на карте 1957 г. Мы привели его в соответствие с той территорией, на которой экспедиция Института географии РАН с 1981 г. проводит работы по изучению балансового состояния этого ледника (Рототаева О.В., Носенко Г.А., Хмелевской И.Ф., Тарасова Л.Н.

Балансовое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах XX столетия // МГИ. – 2003. – Вып. 95, с. 111-121). Соответственно уменьшилась площадь ледников Терскол и Малый Азау.

Результаты измерений по периодам 1887-1957 гг. и 1957-1987 гг.

позволяют сделать вывод о неравномерности изменения оледенения на различных ледниках Эльбруса. Аномальным является сокращение ледяного поля Джикиуганкез (ледники Чунгурчатчиран и Бирджалычиран). Объём сокращения этих ледников составляет в первом периоде наблюдений 42% от объёма всего сокращения Эльбруса, во втором – 63%. На этих ледниках и наибольшее уменьшение высоты поверхности, а также уменьшение площади и длины.

Исключив Джикиуганкез из общего оледенения Эльбруса, получим среднегодовые цифры изменения объёма остальной части оледенения по периодам -0,021 и -0,005 км3/год, а высоты поверхности – соответственно -0,31 и 0,07 м/год, т.е. оба показателя уменьшились в 4 раза. По-видимому, это и есть наиболее реальная цифра, характеризующая изменение темпов сокращения оледенения во второй половине ХХ столетия.

Что касается плато Джикиуганкез, то темпы сокращения его объёма изменились незначительно – замедление произошло всего в 1,5 раза. Создается впечатление, что Эльбрусская ледниковая система стремится к симметрии, быстро сокращая свою восточную часть. По-видимому, существование на современном этапе плато Джикиуганкез зависит в первую очередь от той массы льда, которую оно унаследовало от последнего оледенения во время малого ледникового периода. Следовательно, знание этой величины и темпов её сокращения даёт возможность прогнозировать приблизительное время полного исчезновения льда на плато Джикиуганкез (до высоты 4000 м). По оценкам Г.К. Тушинского, толщина льда на плато составляла в период МГГ от 18 до 25 м (Оледенение Эльбруса / Под ред. Тушинского Г.К. – М.: МГУ, 1968. – 344 с.).

Данные по изменению высоты поверхности на плато за период после МГГ дают основание предполагать, что эти цифры занижены приблизительно вдвое, то есть средняя толщина льда на плато в 1957 г. составляла не менее 40 м, а его объем соответственно – 0,83 км3. Тогда при сохранении в дальнейшем темпов среднегодового уменьшения объёма за период 1957-1987 гг. в 0,016 км3 и объёме в 1987 г. – в 0,57 км3 получим, что примерно к 2022 г. ледяное поле Джикиуганкез полностью исчезнет. Однако в этих рассуждениях не учитывается ряд других факторов. Освобождение столь большой площади ото льда сократит площадь области абляции, что улучшит массбалансовое соотношение в восточном секторе оледенения Эльбруса, вследствие чего возможно наступание ледников этого сектора еще прежде, чем они исчезнут. Общим результатом, повидимому, будет относительная стабилизация границ на высоте 3300-3400 м приблизительно уже к концу второго десятилетия ХХI в., а оледенение Эльбруса приобретет при этом более симметричную форму. (Аэрофотосъёмка 1997 г.

зафиксировала относительную стабилизацию ледников этого сектора оледенения уже к концу XX столетия).

Кроме плато Джикиуганкез можно выделить две группы ледников, отличающихся темпами и направленностью изменения (табл. 13). Параметры изменений показывают, что даже в первом периоде темпы сокращения ледников южной и юго-восточной экспозиции (без учета плато Джикиуганкез) были в среднем вдвое выше, чем у ледников северной и западной экспозиции, а во втором периоде – направленность изменений и вовсе противоположна. По всей вероятности, здесь действует комплекс причин, главная из которых – условия абляции. Существует разница в стаивании льда на южном и северном склоне только за счёт прямой солнечной радиации. К тому же величина таяния льда на южном склоне мало зависит от крутизны склонов, а для северных склонов крутизна существенно влияет на размеры таяния льда. Так, на склонах крутизной в 40° при всех прочих равных условиях стаивает количество льда в 3-5 раз меньшее, чем на склонах крутизной 10°. Западные и северные склоны Эльбруса как раз гораздо круче южных и восточных. Кроме того, разные ледники Эльбруса имеют различную скорость движения, от чего зависит поступление льда на их языки. Так, по измерениям во время МГГ, скорость движения льда на языке ледника Кюкюртлю (западный склон Эльбруса) вдвое превышает аналогичные скорости на леднике Ирик (юго-восточный склон Эльбруса) (Книжников Ю.Ф. Исследование движения льда горных ледников стереофотограмметрическим методом. – М.: Наука, 1973. – 120 с.).