CC BY
5УДК 551.2/3
О ПЕРСПЕКТИВАХ ИЗМЕНЕНИЯ ВОДНЫХ РЕСУРСОВ ВСЛЕДСТВИЕ ДЕГРАДАЦИИ ОЛЕДЕНЕНИЯ
И. В. СЕВЕРСКИЙ
Академик НАН РК, проф., г.н.с. лаборатории гляциологии (Институт географии РК)
1ле жэне Жетку Алатауындагы муздану деградациясы салдарынан туындаган муздыщтыщ агынныц цазiргi жэне болжамдыщ взгерiстерi мен олардыц су ресурстарына gœpi щарастырылган.
Рассмотрены современные и прогнозные изменения ледникового стока вследствие деградации оледенения Илейского и Жетысу Алатау и их влияние на водные ресурсы.
Contemporary and projected changes in glacial runoff as a result of degradation of glaciation in Ile and Zhetysu Ala-Tau mountains and their impact on water resources are considered
Существуют два подхода к определению понятия «ледниковый сток», различающихся отношением к стоку талых вод сезонного снежного покрова с ледниковой поверхности: в одном случае он признается как часть ледникового стока, в другом - нет. Мы придерживаемся понятия, данного в Гляциологическом словаре [1], согласно которому под ледниковым стоком понимается «сток талых вод сезонного снега, фирна и льда, а также жидких осадков, поступающих в речную сеть с поверхности ледника». В условиях исследуемого региона наиболее детальные определения характеристик ледникового стока выполнены Е. Н. Вилесовым и В. Н. Уваровым [2] для главных речных бассейнов северного склона Иле Алатау. Согласно результатам этих исследований, из 300 млн м3 воды, формируемых в среднем за многолетний период за счет ледникового стока, только 15% приходится на сток с фирновых полей, 43% - за счет таяния сезонного снежного покрова на языках ледников и 4% - за счет жидких осадков, выпавших на поверхность ледника. Таким образом, более 60% ледникового стока формируется талыми водами сезонного снежного покрова, отчасти осадками за период абляции и лишь 38% - за счет таяния вековых запасов льда. В данном случае речь идет о стоке с площади открытой части ледников. Если же в площади ледника учесть площадь его погребенной части, то доля снежной составляющей в ледниковом стоке увеличится не менее чем на 10%, а доля ледникового стока, формируемого за счет осадков года, возрастет до 70%. Заметим, что в упомянутой трактовке ледникового стока в явном виде не учтен сток от таяния льда погребенной части ледников. Как показали исследования, доля ледниковой составляющей в суммарном стоке рек северного склона Иле Алатау в течение 30-х - 90-х годов прошлого века сократилась с 29% в среднем за десятилетие 1931-1940 гг. до 25,7% за десятилетие 1981-1990 гг. Лишь в семидесятых годах (с 1973 г.) - в период наибольшей интенсивности деградации ледников - она увеличилась в разных бассейнах на 2-13%. Однако уже в следующем десятилетии вследствие сокращения площади ледников доля ледникового стока здесь вновь сократилась [2]. Анализ данных круглогодичного мониторинга на базе горного стационара «Ледник Туйык- су» не оставляет сомнений в том, что главной причиной увеличения темпов деградации оледенения региона и ледникового стока с начала 1970-х годов стали аномально малые величины зимней аккумуляции в ледниковом диапазоне гор. С 1970 по 1978 г. на общем фоне относительно плавного повышения температуры воздуха в период абляции произошло обвальное (более чем втрое - с 1200 до 380 мм) сокращение величин зимнего баланса массы ледника Туйыксу (см. рис.). Вследствие этого абляция многолетнего льда начиналась на 3-4 недели раньше обычного, а темпы сокращения площади открытой части ледников превысили 1,2% в год при среднем за последние полвека темпе 0,8% в год [3, 4].
Именно аномально малые снегозапасы на фоне относительно высоких температур воздуха в абляционный период стали причиной резкой активизации деградации ледников и соответствующего увеличения ледникового стока в 1970-1980-х годах. Зависимость темпов деградации оледенения от максимального снегонакопления на ледниках отчетливо прослеживается на протяжении всего периода наблюдений.
Изменение зимнего баланса массы ледника Туйыксу с 1957 по 2006 г.
Таким образом, можно полагать, что режим оледенения региона, равно, как и характеристики речного стока, определяется не столько изменением температуры абляционного периода, сколько величиной максимальных снегозапасов в ледниковом диапазоне гор. Напомним, что в высокогорье (на высотах более 3000-3200 м) сосредоточены все ледниковые и более 50% возобновляемых снежных ресурсов главных речных бассейнов региона [3-5]. Именно эти ресурсы вносят решающий вклад в формирование стока. В этом отношении показательно, что, несмотря на максимальную интенсивность деградации ледников, характерную для первой половины 1970-х годов, годовой сток большинства рек Иле- Балкашского региона в этот период вследствие аномально малой снежности зим резко сократился — практически вдвое. Стабилизация речного стока наблюдалась в 1980-х годах, а с конца этого десятилетия общая тенденция изменений стока рек региона стала устойчиво положительной. Отметим, что в период стабилизации речного стока (80-е годы) величины зимнего баланса массы ледника Туйыксу оставались в относительно устойчивом состоянии, изменяясь от 400 до 700 мм (см. рис.), а с начала 1990-х годов наступил период устойчивого роста величин зимнего баланса массы, совпавший по времени с устойчивой тенденцией изменений стока. Иными словами, рассмотренный общий характер изменений речного стока практически повторяет динамику снежности гляциально-нивального пояса, наиболее значимого для формирования стока. С учетом изложенного можно заключить, что увеличение ледниковой составляющей в речном стоке в период максимальной деградации ледников (1970-е годы) не было определяющим: изменения стока даже в этот период практически повторяли динамику снежности высокогорного пояса.
Рассмотренная динамика доли ледникового стока в суммарном свидетельствует о том, что вопреки ожиданиям процессы снижения ледникового стока в результате сокращения площади оледенения явно преобладают над процессами его повышения за счет увеличения слоя стаивания льда вследствие потепления климата. Иными словами, характерное для последних десятилетий увеличение удельной абляции не в состоянии компенсировать потери ледникового стока, обусловленные сокращением площади оледенения. Это подтверждается и результатами исследований изменений ледникового стока на реках Южного Жетысу. В табл. 1 представлены результаты расчетов ледникового стока Ал и его доли в суммарном речном стоке реки Усек, где, согласно откорректированным данным Каталога ледников, в 1956 г. общая площадь открытой части ледников составляла 105,2 км2.
Для расчета суммарной абляции (см. табл. 1) использована ее связь со средней летней (июнь-август) температурой воздуха на высоте 3700 м, к которой приурочена средняя многолетняя высота снеговой границы. Расчетное уравнение получено на основе анализа 25-летнего (1967— 1991 гг.) ряда измерений составляющих баланс массы ледника Шумского (бассейн р. Баскан, Северный Центральный хребет Жетысу Алатау):
А = (г + 10,6)3,
где А — суммарная абляция, мм; 1 — средняя летняя температура воздуха, °С.
Таблица 1. Изменение ледникового стока в бассейнах Южного Жетысу в 1956-1990 гг. [7]
Река — пункт Площадь бассейна, км2 Степень оледенения, % Суммарный сток Q, 106 м3 Ледниковый сток , Q л
1956 г. 1990 г.
1956 г. 1990 г. 106 м3 Qл/Q, % 106 м3 Qл/Q, %
Коргас — с. Баскунчи 1310 5,7 3,4 508 97 19,1 71 14,0
Чижин — с. Чижин 96 13,0 9,5 39 16 41,0 15 38,5
Тышкан — с. Сарыбель 144 16,7 10,1 80 31 38,8 23 28,8
Бурхан — с. Бурхан 92 2,0 0,8 21 2 9,5 1 4,8
Усек — с. Талды 1130 9,3 5,5 562 136 24,2 100 17,8
Сумма (среднее) 2772 7,9 4,7 1210 282 23,3 210 17,4
В качестве базовой взята метеостанция Жар- кент (бывший Панфилов), расположенная в долине р. Усек на высоте 641 м, в 50 км к югу от ледников бассейна. Вертикальный градиент температуры принят равным 7°С/км, а температурный скачок (при переходе от внеледниковой поверхности к ледниковой) — 1°С.
В качестве примечания к табл. 1 следует сказать, что для трансграничной р. Коргас ледниковый сток подсчитан без учета ледников в китайской части бассейна, где их площадь составляет около 20 км2. Кроме того, в графе «суммарный сток» приведена его средняя многолетняя величина (норма) за 20-35 лет [6].
С учетом этих замечаний представленные в табл. 1 данные о ледниковом стоке следует рассматривать как первое приближение. Они получены на основе величин годовой аккумуляции/ абляции на уровне средней высоты границы питания ледников (фирновой линии), рассчитанных по известной методике Кренке-Ходакова и отнесенных ко всей площади ледников бассейнов Южного Жетысу. Тем не менее тенденции изменений за рассматриваемый период эти данные характеризуют вполне надежно.
Как следует из табл. 1, с 1956 по 1990 г., несмотря на увеличение слоя стаивания льда, обусловленное потеплением климата, за 34 года ледниковый сток вследствие сокращения площади ледников и степени оледенения сократился на 72 млн м3, или на 25%. Доля ледниковой составляющей в годовом стоке реки Усек уменьшилась за этот период на 6% - с 23 до 17%. К 1990 г. количество ледников снизилось на 49%, а их площадь и объем льда сократились на 40%. Особенно значительное сокращение ледникового стока наблюдалось после 1973 г. С 1991 по 1995 г. ледниковый сток в бассейне р. Усек составил лишь 92,6 млн м3, что на 43,4 млн м3 (на 32%) меньше, чем в 1956 г. Согласно расчетам, основанным на экстраполяции выявленных тенденций зме-нения площади оледенения и среднелетней температуры воздуха, к 2003 г. ледниковый сток уменьшился почти на 40% относительно характерного для 1956 г. [6].
Таким образом, ледниковый сток и его доля в суммарном годовом стоке в течение последних десятилетий устойчиво сокращались. Поскольку средние суммы атмосферных осадков и максимальных снегозапасов в течение этого периода оставались устойчивыми, очевидно, что главная причина этих изменений - в сокращении площади оледенения вследствие глобального потепления климата. В связи с этим многие исследователи высказывают опасения относительно перспектив значительного сокращения возобновляемых водных ресурсов и неблагоприятного в хозяйственном отношении изменения режима речного стока как следствие продолжающейся деградации оледенения. Формально такие предположения вполне логичны и подтверждаются прогнозными оценками изменения водных ресурсов, основанными на использовании моделей общей циркуляции атмосферы [7-11]. Но парадокс в том, что, несмотря на продолжающуюся деградацию оледенения и связанное с ним сокращение ледникового стока, средние многолетние величины (нормы) стока в главных водосборных бассейнах Центральной Азии в течение второй половины XX в. оставались устойчивыми. Существенно не изменились за этот период и нормы максимальных снегозапасов [5], и показатели внутригодового распределения стока [12]. Все это дает основание предположить наличие некоего компенсационного механизма. Ранее мы высказали
- 19 -
предположение, что таким механизмом могло быть все большее (по мере потепления климата) участие в формировании стока талых вод подземных льдов, в том числе аккумулированных в слое многолетнемерзлых пород высокогорного пояса [13, 14]. Проверить справедливость этого предположения оказалось не просто, прежде всего, из-за отсутствия данных прямых наблюдений режима таяния погребенных ледников и каменных глетчеров. Такая возможность появилась при обработке материалов фотограмметрических съемок ледников в верховьях р. Киши Алматы, проведенных немецкими специалистами в 1958 и 1998 гг.
Не повторяя результатов сравнительного анализа материалов упомянутых съемок ледников, изложенных ранее [3], отметим некоторые дополнительные особенности. Судя по результатам сравнительного анализа данных обеих съемок, процессы деградации в течение 1958-1998 гг. коснулись подавляющей части поверхности ледников вплоть до зоны их питания. На большей части их площади потери толщины льда с 1958 по 1998 года составили от 5 до 25 м. В зоне питания ледников (особенно малых) эти потери близки к нулю (изменения от 5 до -5 м). За рассматриваемый период произошло сокращение толщины погребенной части ледников, наиболее значительное на участках, непосредственно примыкающих к нижней границе открытой части ледников. Суммарные потери толщины льда за 40 лет составили здесь от 15 до 45 м. На большей же части площади погребенных ледников изменения высоты поверхности за указанный период были не более —5 м, т.е. погребенные льды в течение всего периода оставались здесь в более или менее стационарном состоянии.
Отдавая себе отчет в том, что выявленное понижение поверхности погребенной части ледников в какой-то мере могло произойти вследствие гравитационного уплотнения современной морены, примем в первом приближении, что главной причиной этих изменений было таяние погребенного льда. Общие потери объема льда погребенной части Туйыксуской группы ледников за сорокалетний период составили 0,01949 км3, что эквивалентно 20,4% суммарных потерь льда открытой их части. Соответствующие величины для ледника Туйыксу составили 0,00795 км3 и 19,5%. Иными словами, объем воды, образовавшейся от таяния погребенной части ледников, был 20% от суммарного стока, сформированного за счет таяния льда открытой части ледников. Это весьма значительная величина, которая пока в полной мере не учитывалась в водобалансовых расчетах. Можно достаточно уверенно полагать, что именно талые воды погребенных ледников и каменных глетчеров компенсируют большую часть потерь стока, связанных с сокращением площади абляции открытой части ледников, обеспечивая устойчивость норм стока в условиях деградации оледенения. Поскольку запасы подземных льдов сопоставимы с запасами льда современного оледенения [15], при условии сохранения устойчивости норм осадков и максимальных снегозапасов можно полагать, что даже в случае продолжения интенсивной деградации оледенения характеристики стока, включая показатели его внутригодового распределения, в течение ближайших десятилетий значительно не изменятся. Уверенность в подобной динамике водных ресурсов в обозримом будущем придает и тот факт, что не менее 70 % суммарного ледникового стока формируется за счет таяния сезонного снежного покрова на поверхности ледников и лишь около 30% - за счет таяния вековых запасов льда ледников [2].
Согласно материалам многолетних термометрических наблюдений в толще сезонно- и многолетнемерзлых грунтов [16] в районе перевала Жусалыкезен на высоте 3400 м на северном склоне Иле Алатау с 1973 по 1996 г. кровля многолетней мерзлоты понизилась на 1,1 м. Иными словами, за указанный период многолетнемерзлая толща протаяла на 1,1 м, а образовавшиеся при этом талые воды могли участвовать в формировании стока. Результаты оценки суммарного объема талых вод, высвободившихся при протаивании многолетне-мерзлых пород за указанный период, представлены в табл. 2.
При расчете характеристик, представленных в табл. 2, принято, что на высотах от 3200 до 3500 м многолетнемерзлые породы занимают 50% суммарной площади, а слой протаивания многолетнемерзлых пород (ММП) за рассматриваемый период составил 1,3 м.
Таблица 2. Объем талых вод, образовавшихся от протаивания многолетнемерзлых пород в бассейне р. Киши Алматы с 1973 по 1996 г.
Высотный диапазон, м абс. Площадь пояса, тыс. м2 Объем протаявшего грунта, тыс. м3 (при слое стаивания 1,1 м) Объем растаявшего льда, тыс. м3 (при льдистости 30%) Объем протаявшего грунта в зоне 3200-3500 м, тыс. м3 (при слое стаивания 1,3 м) Объем растаявше го льда, тыс. м3 Объем талой воды, тыс. м3
3200-3500 2027,0 1114,8 334,5 1317,5 395,3 316,2
>3500 3240,7 3564,8 1069,4 - 1069,4 855,5
>3200 5267,7 4679,6 1403,9 4882,3 1464,7 1171,8
Расчет площади пояса распространения ММП выполнен по крупномасштабной карте, составленной по материалам фотограмметрической съемки 1998 г. [17]. При этом из расчета исключены площади открытых и погребенных ледников, а также занятые скальными породами. Слой протаивания за указанный период и льдистость многолетнемерзлых пород приняты по данным А. П. Горбунова, Э. В. Северского [15] и С. С. Марченко [18] на основе данных наблюдений на сети пунктов термометрического мониторинга в районе перевала Жусалыкезен.
Таким образом, за указанный период от протаивания ММП в сток поступило около 1,17 млн м3. Если принять, что во всем диапазоне выше 3200 м многолетнемерзлые породы распространены повсеместно, то при слое стаивания 1,1 м суммарный объем поступившей в сток воды составит 1738 тыс. м3, т.е. около 75,6 тыс. м3 в год. Необходимо, однако, иметь в виду, что, судя по результатам сравнительного анализа материалов повторной фотограмметрической съемки, состояние погребенных льдов на большей части их площади с 1958 по 1998 г. существенно не изменилось: изменения высоты поверхности за 40 лет составили здесь от + 5 до -5 м. Суммарная площадь этой части погребенных льдов 1,2 км2. Можно полагать, что в этой части мерзлые породы моренных отложений с 1973 по 1996 г. также протаяли на глубину 1,1 м. Образовавшийся при этом объем талых вод был равен около 320 тыс. м3, а суммарный объем талых вод, поступивших в сток от протаивания ММП выше изогипсы 3200 м с 1973 по 1996 г., был не более 1,5 км3, т.е. 65,2 тыс. м3 в год. Это менее 20% от объема годового стока, образовавшегося за счет таяния вековых запасов льда открытой части Туйыксуской группы ледников в среднем с 1958 по 1998 г. Следовательно, основной компенсационный сток, вопреки ожиданиям, формируется не за счет талых вод многолетнемерзлых пород, а за счет таяния погребенных льдов и каменных глетчеров.
Необходимо также иметь в виду, что механизм участия талых вод ледников и протаявших многолетнемерзлых пород не остается постоянным от года к году и существенно зависит от особенностей термического режима грунтов и условий снежности. В теплые годы, когда температуры грунтовых толщ относительно высоки, а сезонное промерзание невелико, все талые воды участвуют в формировании стока и водный баланс территории гляциально-нивального пояса близок к нулю. В годы же, когда температура промерзающих грунтов понижена, часть талых вод, просачиваясь в толщу промороженных пород, вновь замерзает и может оставаться в таком состоянии до конца абляционного периода, создавая переходящие запасы воды. В такие годы невязка водного баланса территории гляциаль- но-нивального пояса будет отрицательной. Те же «законсервированные» запасы воды могут поступить в сток в течение последующих лет, являясь причиной трудно объяснимой, на первый взгляд, положительной невязки водного баланса. Поскольку многоснежные и малоснежные, как и теплые и холодные, годы имеют тенденцию группироваться в периоды до 2-4 лет подряд, продолжительность периода с отрицательной либо положительной невязкой водного баланса составляет в среднем около 3 лет. Таким образом, можно достаточно уверенно утверждать, что устойчивость характеристик стока в условиях значительной деградации оледенения во второй половине XX столетия обеспечена за счет действия компенсационного механизма. Основным источником компенсации потерь стока, связанным с деградацией оледенения, являются талые воды погребенных льдов и каменных глетчеров. На их
долю приходится около 85% компенсационного стока. Остальная его часть формируется за счет талых вод многолетнемерзлых пород.
ЛИТЕРАТУРА
1. Гляциологический словарь / под ред. В.М. Котлякова. Л., 1984. - 528 с.
2. Вилесов Е.Н., Уваров В.Н. Эволюция современного оледенения Заилийского Алатау в ХХ веке. Алматы, 2001. 252 с.
3. Severskiy I.V., Kokarev A.L., Severskiy S.I., Tokmagambetov T.G., Shagarova L.V., Shesterova I.N. Contemporary and prognostic changes of glaciation in Balkhash Lake basin. Almaty, 2006. 68 p.
4. Котляков В.М., Северский И.В. Ледники Центральной Азии: современное состояние, изменения, возможное влияние на водные ресурсы // Материалы международного семинара «Оценка снежно-ледовых и водных ресурсов Азии». Алматы, Казахстан (28-30 ноября 2006 г.). Алматы, 2007. С. 21-55.
5. Северский И.В. Современные и прогнозные изменения снежности и оледенения зоны формирования стока и их возможное воздействие на водные ресурсы Центральной Азии // Материалы международного семинара «Оценка снежно-ледовых и водных ресурсов Азии». Алматы, Казахстан (28-30 ноября 2006 г.). Алматы, 2007. С. 180-205.
6. Северский И.В., Кокарев А.Л., Пиманкина Н.В. Водные ресурсы Казахстана: оценка, прогноз, управление. Том VI. Снежно-ледовые ресурсы Казахстана 2012 г. (в печати).
7. Вилесов Е.Н., Морозова В.И. Деградация оледенения гор Южной Джунгарии во второй половине ХХ века // МГИ. 2005. Вып.84. С. 201-206.
8. Голубцов В.В. Изменение водных ресурсов и режима рек в результате деградации горного оледенения в их бассейнах // Гидрометеолология и гидрология. 2008. №1. С. 47-61.
9. Голубцов В. В., Ли В. И., Скоцеляс И. И. Об использовании модели формирования стока для оценки влияния антропогенных изменений климата на ресурсы поверхностных вод // Гидрометеорология и экология . 1996. №4. С. 132-137.
10. Чуб В.Е. Изменение климата и его влияние на природно-ресурсный потенциал Республики Узбекистан. Ташкент: САНИГМИ, 2000. 252с.
11. Чуб В.Е., Ососкова Т.А. Изменение климата и поверхностные водные ресурсы бассейна Аральского моря // Оценка уязвимости водных ресурсов от изменения климата. 1999. Вып.3. С.5-14.
12. Скоцеляс И.И., Голубцов В.В, Ли В.И. Использование, уязвимость и возможные пути адаптации ресурсов поверхностных вод бассейна Ишима в условиях антропогенных изменений климата // Гидрометеорология и экология. 1997. № 3. С.91-100.
13. Гальперин Р. И. К вопросу об изменении речного стока с северного склона Заилийского Алатау // Вестник КазНУ. Сер. географ. 2003. № 1(16). С. 22-27.
14. UNEP. Severskiy I.V., Chervanyov I., Ponomarenko Y., Novikova N.M., Miagkov S.V., Rautalahti E. and D. Daler. Aral Sea, GIWA Regional assessment 24. University of Kalmar, Kalmar, Sweden. 2005. 87p.
15. Severskiy, I.V Water-related Problems of Central Asia: Some Results of the GIWA Assessment Program. // AMBIO. A Journal of the Human Environment vol.33 No 1. Feb. 2004. P. 52-62.
16. Горбунов А.П., Северский Э.В. Сели в окрестностях Алматы. Взгляд в прошлое. Алматы, 2001. 79 с.
17. Больх Т., Марченко С.С. Значение ледников, каменных глетчеров и богатой льдом мерзлоты Северного Тянь-Шаня как водонапорной башни в условиях изменения климата // Снежно-ледовые и водные ресурсы высоких гор Азии: Материалы международного семинара «Оценка снежно-ледовых и водных ресурсов Азии», 28-30 ноября 2006 г. Алматы, 2007. С. 215-229.
18. Eder K., N. Geiss, H. Rentsch, A. Kokarev, V. Uvarov. Surveying and mapping of the Tuyuksu Glacier Region, Kazakhstan, 1:10,000// IUGG(CCS) - UNEP - UNESCO. Fluctuations of Glaciers 1995-2000, Vol. VIII. World Glacier Monitoring Service. Zurich, 2005. P. 72-73.
19. Марченко С.С. Криолитозона Северного Тянь-Шаня: прошлое, настоящее, будущее. Якутск, 2003. 79 с.
