авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 |

«Снежно-ледовые и водные ресурсы высоких гор Азии Материалы Международного Семинара «Оценка снежно- ледовых и вод ных ресурсов Азии» Алматы, ...»

-- [ Страница 10 ] --

Т аблица 5: Годовой баланс массы ледников в различных горны х хребтах мира (Международная ассоциация гидрологических наук I AHS( ICSI) /ЮНЕП/ЮНЕСКО-ВМО, 2003) Каскадн Аляска Анды Сканди Альп Алтай Кавка Тянь- Сред Svalbard Год ые горы навия ы з Шань нее 1980 -972 1400 300 -475 - 1055 418 -10 380 - 482 - 1981 -967 775 360 -505 194 - 16 -213 -910 - 271 - 1982 -337 - 245 - 2420 -10 - 185 - 887 -460 420 - 337 - 1983 -606 15 3700 -220 756 - 460 197 -970 - 220 1984 -109 - 395 - 1240 -705 194 12 307 210 - 666 - 1985 -1541 515 340 -515 - 451 - 411 200 -380 - 581 - 1986 -1011 - 60 1510 -265 - 249 - 1010 73 -500 - 594 - 1987 -1703 535 950 230 925 - 699 183 1540 - 258 1988 -1305 395 2430 -505 - 1215 - 610 333 520 - 626 - 1989 -875 - 1440 - 1260 -345 1911 - 893 117 40 - 177 - 1990 -834 - 1555 - 1530 -585 1196 - 1101 107 340 - 454 - 1991 -595 - 260 - 1050 115 80 - 1227 -480 -310 - 903 - 1992 -1400 - 210 1740 -120 1161 - 1158 -127 -130 - 108 - 1993 -1755 - 1170 - 290 -955 1174 - 459 227 1100 286 - 1994 -1225 - 660 - 1860 -140 171 - 920 -240 -840 - 410 - 1995 -1588 - 785 - 950 -785 589 17 60 40 - 407 - 1996 -61 - 950 - 1180 -75 - 639 - 411 -140 -150 - 207 - 1997 -129 - 2120 - 2880 -570 - 470 - 227 -123 270 - 1160 - 1998 -2155 - 135 2890 -725 221 - 1611 -1110 -1000 - 574 - 1999 820 - 1095 - 4260 -350 - 123 - 636 -113 -560 - 511 - 2000 255 - 490 - 740 -25 987 - 649 -230 -1140 - 221 - 2001 -1165 - 120 - -405 - 784 122 -190 -620 - 700 - Mean -875 - 366 - 259 -360 199 - 582 -74 -120 - 435 - Кордильеры Южные Каскады Свальбард Austre Broggerbr een, Mi dre Lovenbreen Анды Enchaur ren Norte (1980-2000) Аляска G ulkana, Wolverine Скандинавия Engabreen, A lfotbreen, Nigar dsbreen, Grasubreen, Storbr een, Hellstugubreen, Hardangerjokulen, Storgl aciaren Альпы Saint Sorlin, Sarennes, Si lvretta, Gries, Sonnblickkees, Vernagtferner, Kesselwandfem, Hintereisferner, Car ser er Алтай №125 (Водопадный), Малый Актру, Левый Актру Кавказ Джанкуат Тянь-Шань Центральный Туюксуйский, Урумчи. No. Рис. 1. Средний баланс массы различных ледников в 9 мировы х горных хребтах мира (Международная ассоциация гидрологических наук I AHS( ICSI) /ЮНЕП/ЮНЕСК О-ВМО, 2003) Рис. 2. С редние показатели кумулятивного баланса массы ледников в 9 раз личны х горных хребтах мир а ( Международная ассоциация гидрологических наук IA HS(IC SI) /ЮНЕП/ ЮНЕСК О-ВМО, 2003) ЗАКЛ ЮЧЕНИЕ Глобальное распредел ение льдов показывает, что они покрывают 11% суш и и хранят 75% мировых запасов пресной воды. Ледники различаются по размером от огромны х континентальны х ледяных щитов до крошечных масс льда. Горные ледники вне полярного региона являются важным источником воды для всего человечества. В Индии в течение летнего периода значительный сток всех гималайских рек формируется талы ми ледниковы ми водами. Для немногих гималайских рек бы ла проведена такая оценка.

Необходимы систематич еские исследования для лучшего понимания и моделирования процесса стока талых снеговых и ледниковых вод. Такие исследования улучшат управление доступными водны ми ресурсами регио на. Существует необходимость всесторонних исследований для ведения учета общего объема стока с различных ледников с учетом их сокращ ения с особым вниманием к определяющим факторам. Возможное влияние из менений климата на отступание ледников и на водны е ресурсы региона поможет лицам, принимающим решения, принять соответствующие стратегии для развития водных ресурсов, особенно в высокогорных районах.

ЛИТЕРАТ УРА 1. ENV IS Newsl etter on Him alayan Ecology, Volume 1, ( 2004). GB PI HED, A lmora (U.A.) 2. G eological Sur vey of I ndia (1999) I nventory of Hi malayan gl aciers. Special Publication No. 34, Geologi cal Survey of India, Calcutt a, 1999.

3. IAH S( ICSI)/UNEP/UN ESC O-W MO. (2003) Glacier Mass Balance Bulletin No. 7 (H aeberli, W., Fr auenfelder, R., H oelzle, M. and Zemp, M. eds.). W orld Glaci er Monit oring Servi ce, Zur ich.

4. K arpov, A.P. and K irm ani, S.S. (1968) T he part of Indus valley in Him alayas- T he lar gest know n concentr ation of glaciers, 49th annual m eeti ng of t he Am erican Geophysical U nion, April 8-11, 1968: 1- 19.

5. K ul karni A.V. (1990) R emote s ensing based glacier i nvent ory in H.P. Scientific note SAC/RSA/RSAG-MWA G/ SN/04/ 90 pp.22.

6. K ul karni A.V. (1991) R emote s ensing based glaci er i nvent ory in U.P. Scientific note SAC/RSA/RSAG-MWRD/SN/01/ 91 pp.21.

7. Muller, F. (1970) I nvent ory of gl aciers i n Mount Everest region. UNESCO techni cal papers i n hydrology 8. Si ngh, B. ( 1997) W ater resources development in India: a perspective. In Pr oc. Int ernational conference on em erging tr ends in hydr ology, D ept of Hydrol ogy, Univer sit y of R oor kee, Roorkee, Indi a, Sept. 25- 27, 1997, pp.1- 9. Singh, P., Har itashya, U.K., Kumar, N. and Singh Y. (2006) Hydrological character istics of t he Gangot ri Gl acier, C entral Him alayas, India, J our nal of H ydrology ( in press).

10. Singh, P., Jain, S. K. and Kumar, N. (1997) Estim ation of snow and glaci er melt r unoff contribut ion i n t he Chenab Ri ver at A khnoor. Mountai n R esearch Development, 17: 49- 56.

11. Singh, P. and Jain, S. K. (2002) Snow and glacier cont ribution in t he Sat luj River at Bhakra Dam in the W estern Himalayan region, H ydr ological Sciences Journal, Vol. 47: 93-106.

12. H aritashya, U. K., Si ngh, P., Kumar, N. and G upta, R.P. (2005) Suspended sediment from the G angotri Glacier: Quantif cati on, vari ability and associati ons w ith dischar ge and air i temper ature. Journal of Hydrol ogy, V ol. 321, pp. 116-130.

13. V ohr a, C. P. ( 1978) Gl acier resour ces of t he Himalayas and their importance to environmental studies. Proceedings of N ational Seminar of Res our ces Developm ent in the Him alayan Region, New Delhi, A pr il 10-13,1978, pp 441-459.

14. V ohr a, C. P. ( 1981) H imal ayan Gl acier s, In H imal ayan As pects of C hange (eds Lal l, J. S.

and Maddie, A. D.), Oxfor d Universit y Press, D elhi:138 – 151.

ПОД ЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ: ГЕОГРАФИЯ И ДИН АМИКА А.П. Горбунов Инстит ут м ерзлот оведения С О РАН И нститут географ ии МО Н РК Рассматриваются многолетние подземные льды и наледи в горах Тянь-Шаня и Памиро-Алая. Приведены сведения о сезонных и перелетовывающих подземных льдах Казахского мелкосопочника (С арыарки).

Многолетние подземны е льды приурочены к поясу вечной мерзлоты. Наиболее высокой льдистостью обладают голоценовые, а иногда и позднеплейстоценовы е морены, каменны е глетчеры, крупнообломочны е осыпи и озерные отложения. Ч асто их объемная льдистость достигает 50 %. Они содержат в основном погребенные, сегрегационны е, инъекционные, инфильтрацио нные, лед-цемент и сублимационные льды. Но основная масса подземных льдов приурочена к скальной криолитозоне. Основу здесь составляют льды трещин различного генезиса. Их содерж ание в скальных массивах оценивается в среднем около 1%. Но объемное преобл адание скальной криолитозоны определяет ее главенство по присутствию льда среди других литогенны х сред вы сокогорий. В горах Центральной Азии, таким образом, представлены льды почти всех генетических разновидностей. Отсутствуют только погребенные морские ледяны е массивы, и до сих пор не зафиксированы полигонально-жильные льды.

Общие запасы подз емны х льдов в означенно м регионе, по предварительной оценке, не менее 500 км.

Особого внимания заслуж ивают сезонные льды и льды перелетков Сары арки. Здесь обнаруж ены ледяные линзы в гидронапорны х буграх. Их объем в наиболее крупных буграх достигает 5-6 м. Есть информация и о пластовых льдах в перелетках. Отметим, что льды перелетков в Сары арке бы ли обычными в первой половине прошлого века. Ныне они не характерны.

Многолетние льды высокогорий относительно устойчивы и слабо реагируют на глобальное потепления, отличаясь тем самым от ледников. Поэтому соотношение объемов наземны х и подземных льдов меняется в пользу последних. В некоторы х районах за последние 50 лет это соотношение изменило сь от 50 до 90 %. Иными словами, объемы льдов глетчеров почти сравнялись с таковы ми подземны х льдов. Есть участки, где ледники в течение голоцена вовсе исчезли, а подз емны е льды сохранились.

К рупны е наледи приурочены к поясу вечной мерзлоты. Наиболее значительные достигают площади в нескольких км. Условия для их формирования в последние десятилетия ухудш ились по сравнению с концом XIX и началом XX вв. Ранее некоторые из них частично перелетовывали.

ВВЕДЕНИЕ Рассматривается пространство, которое включает горные сооруж ения: Саур– Т арбагатай, Семистай, Уркашар, Барлык, Майлитау, Дж унгарский (Жеты су) Алатау, Тянь Шань, включая его восточную, т.е. китайскую часть, Гиссаро-Алай, Памир и его восточную окраину, располож енную в Китае. В о всех этих горах распространена вечная мерз лота. Т ерритория с вечной мерз лотой ограничена на западе хребтом С ухактау (67° в.д.), на востоке – массивом Карлыктаг (93°в. д.), на юге – Памирским хребтом Ишкаш им (37°с.ш.), на севере – Саур-Т арбагатаем ( 47° с.ш.).

В ечная мерзлота (криолитозона) в горах севера региона распространена в основном выше 2200 м над ур. м., на крайнем юге – выше 3800 м, на западе, под 38° 20 с.ш., – вы ше 3600 м, на востоке, под 43° с.ш., – выш е 2800 м. Площадь пространства, на котором распространена вечная мерзлота оценивается пример но в 272000 км (Горбунов и др., 1996).

Сумма всех площадей непосред ственно самой криолитозоны определяется примерно в 000 км. Наиболее высокие горные хребты региона подверж ены современному оледенению.

Общая площадь всех глетчеров около полувека тому назад оценивалась в 27 000 км (Вилесов и др., 1989;

Долгушин и др. 1989). В настоящее время площадь ледников из года в год уменьшается (В илесов и др., 2001). По самы м осторожны м оценкам, она сейчас менее 25 000 км.

Однако вечная мерзлота распространена и в тех горах, где современны е ледники отсутствуют. К числу наиболее значительных горны х массивов, лиш енных ледников, но подверж енных многолетнему промерзанию, относятся: Тарбагатай и Манрак, на пространстве меж ду Саур-Т арбагатаем и Джунгарским Алатау – Балы к и У ркашар, в Дж унгарском Алатау – хребты Т астау, К оянды тау, на территории Китая – западная больш ая часть хребта Борохоро, в Тянь-Шане – К етмень (Узынкара), Карж антау, Кураминский. Есть такие горны е массивы и в Гиссаро-Алае. Например, отсутствуют современное оледенение в наиболее протяженной западной части Т уркестанского хребта.

Но все перечисленные горны е массивы подвержены многолетнему промерзанию. В них распространены относительно небольшие массивы вечной мерзлоты. Это в основном островная криолитозона.

ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬД Ы И НАЛ Е И ВЫСОКОГОРИЙ Д П одземные льды. Формирование и сохранение их в высокогорье связано с ледниками и многолетним промерзанием скальных и рыхлообломочных массивов.

Происхож дение подземных льдов отличается большим разнообразием. По своему генезису и другим характер истикам они разделяются на две большие группы: погребенные и собственно подземные.. Первые образуются на дневной поверхности, затем по разны м причинам происход ит их погребение в рыхлообломочны х отложениях – в моренах, под оползнями или обвалами, под речными или селевыми вы носами. С реди этих льдов наибол ее крупные монолиты представлены глетчерны ми льдами (рис. 1). Объем отдельных наибол ее крупных массивов льда нередко достигает многих сотен ты сяч м. Большая их часть приурочена к голоценовы м моренам. В этом случае возраст их оценивается в сотни и первые ты сячи лет. Однако известны находки погребенных льдов в позднеплейстоценовых моренах. В этом отношении наиболее примеч ательны внутригорны е впадины ( сырты ) Внутреннего Т янь-Шаня – например, бассейн реки Т арагай. Здесь на абсолютны х высотах около 3500 –3600 м распространены многочисленные термокарстовые просадки.

Некоторые из них активные: они продолжают увеличиваться в размерах и в наши дни. Все они приурочены к позднеплейстоценовой конечно й и аблимацио нной моренах древнего Пракумторского ледника. Возраст погребенных глетчерны х льдов этой моренно й толщи не менее 10 ты сяч лет. Судя по размерам просадок, отдельны е массивы погребенны х льдов здесь порядка многих сотен и ты сяч м( рис. 2). Облик термокарстовых просадок свидетельствует, что в голоцене был период, когда протаивание льдов прекращалось. Он связан с периодом некоторого похолодания. Ныне же этот процесс возобновился. Он, видимо, отражает, современное потепл ение климата. Т ермокарстовы е просадки на поз днепл ейстоценовых моренах встречаются и в других местах Внутреннего Т янь-Шаня.

Не исключены такого рода погребенные льды и на Восточном Памире. Общий объем погребенны х поз днеплейстоценовых льдов в рассматриваемо м регионе пока не поддается определению.

Рис. 1. Погребенный глетчерны й лед.

Рис. 2.Т ермокарстовая просадка, воз никшая при вытаивании погребенного льда на поз днепл ейстоценовой морене.

В большей степени из учены погребенные глетчерны е льды в голоценовых моренах, особенно в современны х. Здесь следует различать погребенные языки ледников и отторгнутые от ледника изолированные массивы льда, которые утратили или почти утратили свою подвижность. Первые погребены, как правило, под относительно мало мощным чехлом обломочного материала, мощность которого большей частью не превышает первы х метров. В торые могут залегать на глубинах в нескольких десятков метров. В отличие от открыты х частей глетчеров, погребенные массивы льда более устойчивы к воздействию температур воздуха, а поэтому лучше сохраняются. В настоящее время наблюдается такая закономерно сть – объемы горны х ледников сокращаются, а массивы погребенны х глетчерны х льдов несколько увеличиваются за счет погребения частей деградирующих ледников.

Д ругая среда, в которой сосреточены значительные массивы погребенных льдов, являются активные каменны е глетчеры(рис. 3) (Горбунов и др., 1989). В рассматриваемо м регионе их несколько тысяч. Отличить погребенные глетчерны е льды от льдов иного генезиса в каменных глетчерах и оценить их ориентировочный объем в настоящее время не представляется возмож ным. Эта з адача будущих исследований.

К роме погребенных глетчерных льдов в моренах и каменных глетчерах могут присутствовать небольшие массивы погребенны х озерных и наледны х льдов, а также погребенны х лавинны х снежников, Последние со временем преобраз уются в глетчерный лед.

Рис. 3. Активный каменный глетчер.

Другая группа внутригрунтовых льдов относится к собственно подземны м. Эти льды образуются при многолетнем промерзании рыхлообломочных и скальны х толщ. Она отличается своим морфологическим и генетическ им разнообразием. Часть из них формируется при медленно м промерзании влагонасыщенны х сред. Э то сегрегационные ледяны е слои, линзы и прожилки различной мощности. Д ругая часть возникает при замерзании внедряющихся под напором подземных вод в замкнутое пространство. Это инъекционные или интрузивные льды. Они иногда образуют ледяные ядра, объем которых оценивается многими кубическими метр ами ( рис. 4). В крупнообломочных пористых отложениях отдельных участках морен и каменны х глетчеров обычны инфильтрационные льды, которы е образуются при замерзании поверхностны х вод при проникновении их в зону отрицательных темпер атур. В относительно сухих средах образуются отдельные кристаллы или их друзы сублимацио нного льда. Л ед возникает из парообразной влаги, минуя жидкую фазу. Следует отметить ещ е термокарстово-пещ ерны е льды, в формировании которых участвуют инфильтрацио нные и сублимационные льды. В трещинах морен и каменных глетчеров, которые возникают при термокарстовых дефор мациях, сдвигов отдельных мерзлых блоков, при морозобойны х процессах или при землетрясениях формируются клинообразны е или жильные ледяны е тела. В их образовании принимают участия инфильтрационны е, сегрегационны е и сублимационные процессы.

В се перечисленно е насы щает морены и каменны е глетчеры подземными льдами.

Объемная льдистость их нередко достигает и иногда несколько превосходит 50 %..

Особенно это касается активных каменны х глетчеров.

Рис. 4. Инъекционный лед в озерных отложениях Каракуля (Восточный Памир). Фото В.Рацека.

Подземны е льды присущи не только моренам и каменным глетчерам. Они содержатся в озерных, аллювиальных, пролювиальных отложениях, в курумах и осыпях высокогорий. Особенно значительной льдистостью обладают озерные отлож ения и крупноглы бовы е осыпи и курумы. Их объемная льдистость нередко порядка 50 %.

Наименьшее количество подземного льда содержат склоновые многолетнемерзлые отложения. Во-первых, их мощность незначительна (десятки сантиметров и первы е метры).

Во-вторы х, льдистость этих отложений, как правило, невы сока. – несколько процентов (Горбунов и др., 1981).

Подземны е льды приурочены не только к ры хлообломочным отложениям, но к скальным массивам. Л ьдистость их в среднем нез начительна. Но объем скальной криолитозоны во много раз превышает таковы х рыхлообломочны х отложений. Приведу примеры. В бассейне реки Большой Алматинки ( северный макросклон Заилийского Алатау) объем скальной криолитозоны 5,5 км, а рыхлообломочной – 1,3 км. Льдистость первой в среднем порядка 1 %, второй – около 30 %. Общий объем подземны х льдов в рассматриваемо м речном бассейне порядка 0,17 км, а таковы й ледников здесь же – 0, км. С ледовательно, запасы подземных льдов только в четы ре раза меньше, чем наземных льдов. В более высоких горах объем скальной криолитозоны возрастает, как и запасы подз емного льда в ней.

Л ед в скальны х массивах распред елен крайне нер авномерно. Наиболее льдисты зоны тектонического дробления, кара выветривания и основание скальной криолитозоны (Каг ан и др., 1978). Ширина зоны тектонического дробления обы чно варьирует от первых метров до нескольких их десятков. Протяженность этой зоны зависит от мощности скального тела. К ора выветривания прослеживается в глубь скального массива на многие метры. Трещиноватая подошва скальной криолитозоны развивается под воздействием температур ных колебаний при многолетнем про мерз ании и оттаивании ее снизу.

Монолитность скального массива, зависящие от состава пород, особенностей их формирования и многих других факторов, определяют криогенные текстуры и льдонасы щенность толщи. При отсутствии трещин скальны й массив, имея постоянные отрицательны е температуры, безльдист: он представляет собой морозную горную породу (dry permafrost – “ сухая вечная мерзлота”, в англоязычны х публикациях).

Принятая нами средняя льдистость скальной криолитозоны равная 1%, весьма ориентировочная величина. Она скорее, занижена, неж ели завышена. Наиболее льдистой является зона тектонического дробления. Обы чно она представлена брекчией на ледяном цементе. Льдистость в ней может достигать 20-30 %. В зоне дробления присутствуют почти все генетические разновидности подземных льдов: главны м образом – инфильтрационны е, лед-цемент, сегрегационные, инъекционные и сублимационны е. Нами были встречены в этой зоне клиновидны е ледяные тела шириной до 20 см. По опросны м данным, в ней встречаются гнезда льда до 0,5 м в поперечнике.

В коре выветривания льдистость весьма изменчива от места к месту, в среднем она близка к 5 %. Преобладает лед-цемент, инфильтрационны й и сублимацио нный.

Мощность и льдистость трещиноватой подошвы скальной криолитоз оны и генезис ее льдов в нашем регионе не определялись. Известно, что по другим горным регионам упомянутая мощность варьирует от 5 до 50 м (Каган и др., 1978).

В се количественные приведенные оценки весьма приблизительны, т.к. фактические материалы чрезвычайно скудны и неравнозначны. Наиболее неизученной в наш е время является скальная криолитозона – ее строение, льдистость и температур ные характеристики. Например, почти ничего не известно о субгляциальной криолитозо не.

Предполагается только, что под наиболее крупны ми ледниками она частично отсутствует.

Скудны сведения о криогенно м строении морен, особенно позднеплейстоценовых, активных, неактивных и древних каменных глетчерах. Лучш е обстоит дело с вечномерзлы ми озерными и склоновыми отложениями. Но на их долю приходятся незнач ительны е запасы подземных льдов.

Но уже сейчас можно определенно утверж дать, что запасы подземных льдов Тянь Шаня, Джунгарского Алатау. Памира - Алая, Саур-Т арбагатая и хребтов рассматриваемого региона весьма значительны. Они примерно только в 4 раза менее объемны, нежели все здешние наземные льды.

Несомненно, что в последние десятил етия идет неуклонно е сокращение наз емного оледенения, а подземное остается в общем стабильным. Отступание ледников ведет к многолетнему промерзанию субгляциальны х таликовых систем – происходит некоторое увеличение объема криолитоз оны и соответственно подземных льдов. Одновременно наблюдается местами их приметное уменьшение. Высвобож денны е из под отступающих малы х и средних ледников мерзлые толщи подвергаются заметному протаиванию с поверхности, т. к. в них формируется сезонноталый слой. А эрозионные процессы на свежих моренах откапы вают ледяные массивы, которые вытаивают, образуя термокар стовы е просадки. Определить соотнош ение образующихся подз емны х льдов и деградирующих при отступании ледников в настоящ ее время не представляется воз мож ным: нуж ны специальны е и весьма долговременны е исследования.

Н аледи. Крупные наледи высокогорий на севере рассматриваемого регио н распространены выше 2000 м, на юге – 3500 м. Обычно наледны й пояс имеет вертикальную протяж енность около 2000 м. К крупным наледям отнесены те из них, площ адь которых превышает 10 000 м. Они доминирую т в этом поясе..Не исключены здесь и менее значительные по размерам нал еди. Они изредка могут бы ть встречены и в вне пояса, в среднегорье.

Наледи вы сокогорий, в пределах пояса вечной мерзлоты, формируются в основном за счет подмерзлотных вод,.которые поступают к поверхности по сквозным таликам. Последние обы чно приурочены к активным тектоническим разломам. Заметную роль в питании наледей играют речны е, но в большей мере, подрусловы е воды несквозных таликовых систем. Мелкие ж е наледи формируются за счет грунтовых, надмерзлотных вод. Крупные наледи располагаются по речным долинам ( рис. 5). Они именуются нами наледи речных долин. Часть из них непосредственно примыкает к языкам ледников. Поэтому такие наледи удобно назы вать ледниковыми или, точнее, приледниковыми. Их питание осуществляется за счет талых ледниковых вод – речны х и подрусловы х. В их формировании принимают участие и подземны е воды сквозны х субгляциальны х таликовых систем. Изредка встречаются эпигляциальны е наледи, которы е местами перекрывают поверхность языков глетчеров. Их формирование целиком связано с талы ми поверхностными ледниковы ми водами. Они незначительны по размерам.

Рис. 5 Наледь речной долины, Тянь-Шань.

С амыми крупны ми наледями являются наледи речны х долин высокогорий.

Например, во Внутреннем Т янь-Шане, по долине реки Т ерек,наледь протягивается на км, имея среднюю ширину около 300 м. Площадь ее в момент максимального раз вития достигает 5-6 км. С амая крупная наледь региона формиру ется в долине Музкола, к югу от озера Каракуль (Восточны й Памир. Ее максимальная длина почти 10 км, а ш ирина порядка 1 км. Площадь Музкольской наледи в некоторы е годы близка 10 км. Большая часть крупных наледей в основном сосредоточена во В нутреннем Тянь-Шане и на Восточном Памире. Здесь условия для их формирования оптимальны: повсеместно распространена вечная мерзлота и незначительное количество атмосфер ных осадков.

Суммарная площадь наледей этого района в наиболее благоприятные годы близка к 50- км. Площадь всех наледей рассматриваемого региона порядка 80 км. Это, конечно, весьма приблиз ительные оценки, они, скорее, заниж ены, нежели завышены.

Толщина льда крупных наледей обы чно около 2 м, но иногда она достигает 4 м., воз мож но, и несколько более.

Т аким образом, объем наиболее крупных наледей мож ет достигать многих миллио нов м, а всех наледей нашего региона – не менее 0, 2 км.

У словия формирования налед ей заметно меняются от года к году. Но на этот счет имею тся крайне скудны е сведения, т. к. до сих пор не проводятся систематические наблюдения за наледными процессами. Удалось лишь собрать некоторы е данны е о развитии Музкольской наледи. В наиболее благоприятны е годы она перелетовы вает. Такие годы чаще всего случались в конце X IX в. и в первы е два десятилетия XX в.

ПОД ЗЕМНЫЕ Л ЬДЫ И НАЛ ЕДИ МЕЛКОСОПОЧНИК А П одземные льды, возникающие при глубоком сезонном промерзании, приурочены к межсопочным понижениям С арыарки. Одни формируются за счет инъекцио нного льдообразования в гидронапор ных буграх, которы е местное казахское население именует тма. Другие – при цементном льдообразовании в оторфованых почвах заболоченных луговин – сазов. Первы е представлены ледяны ми ядрами, вторые – пластовы ми подз емными льдами. Объемы ледяных тел гидронапорных бугров достигают 5-6 м, а толщина ледяных пластов несколько меньше одного метра. Гидронапорны е бугры с ледяны ми ядрами были наиболее характерны для межсопочных понижений к востоку от гор Улы тау (Боровиков,1974). Пластовые льды были встречены в районе кряжа Акж ал и Аккаин, под 49° с.ш., к северу от гор У лытау, в К арагандинской области ( Маслов, 1966;

Горбунов, 1989).

Отметим, что в первой половине XX столетия сезонные и перелетовывающие ледяны е массивы в С арыарке были обы чны. Наш и исследования в 1970-ы х годах их не обнаруж или. В ероятно, общее потепление климата и изменение гидрогеологическ их условий тому причина.

Н аледи. Они образуются за счет грунтовых вод на малоснеж ны х или бесснежных участках в межсопочных пониж ениях и на возвышенных равнинах. Т акие наледи прослежены на юг до предгорий Заилийского Алатау. Размеры грунтовы х наледей обы чно не выходят за пределы нескольких сотен м. Толщина наледного льда, как правило, менее 0,5 м. Наледи полностью исчезают весной, они не перел етовывают. До сих пор они крайне слабо изучены.

ЗАКЛ ЮЧЕНИЕ Многолетние подземные льды в рассматриваемо м регионе распро странены только в высокогорье. По своему генезису они образуют две основные группы: погребенны е и собственно подз емны е. В отличие от глетчерны х льдов, они обладают несравненно больш ой устойчивостью. Д о сих пор подземные льды слабо и своеобразно реагируют на глобальное потепление. Многолетнее промерзание субгляциальных таликов, которые высвобождаются из -под крупных ледников при их отступании, ведет к формированию новы х массивов подземного льда. С другой стороны, происходит частичное вытаивание таких льдов на свеж их моренах отступающих малых и средних ледников за счет термоэрозии и термоабраз ии. Сокращ ение площади современных ледников и относительная стабильность подз емного оледенения ведет к тому, что будет возрастать число горны х массивов, оледенение которых станет исключительно подземным. Вообще же по всему региону происходит увеличение подземной составляющей горного оледенения.

В настоящ ее время общий объем подз емны х льдов региона ориентировочно оценивается в 500 км.. Э то примерно в четыре раз а меньше такового всех ледников, но в обозримом будущ ем оно приблизится к трехкратному показателю.

Наиболее благопр иятны условия наледообразования в высокогорье отмечены в конце X IX в. и в первы е два десятилетия XX в. В тот период многие крупные наледи перелетовы вали, ныне такое явление наблюдается реж е. Суммарная площ адь наледей в период их наибольш его развития предварительно оценивается в 80 км.

С езонные и перелетовывающие подземны е льды Казахского мелкосопочника (Сарыарки) бы ли характерны в основном для первой половины XX столетия. В последние десятилетия условия для их формирования ухудшились.

ЛИТ ЕРАТУРА 1. Бондарев Л.Г., Горбунов А. П. Наледи Тянь-Шаня. // Наледи Сибири. М., «Наука», 1969, с.

78-86.

2. Боровиков Л. И. Мерзлотные бугры вспучивания в К азахстане, их развитие и отмир ание.// Материалы по геологии и полезным ископаемым Юж ного Казахстана. Л., 1974, вы п. 5 (30), с. 179-188.

3. Вилесов Е Н., Белова И.В. Запасы льда и основные черты современного оледенения.

Тянь-Шаня/ /Геокриологические исследования в горах СССР, Якутск, ИМЗ, 1989. С. 117 130.

4. Вилесов Е.Н., У варов В.Н. Эволюция современного оледенения Заилийского Алатау в XX веке. Алматы, Издательство «К азак У ниверситетi», 2001, 252 с.

5. Горбунов А. П., Ермолин Е.Д. Подземные льды гор Средней Азии// Материалы гляциологическ их исследований. Хроника обсуж дения. 1981, вы п. 41, с. 82-90.

6. Горбунов А.П. Перелетки К азахского мелкосопочника. // Геокриологические исследования в горах СССР. Я кутск, ИМЗ, 1989, с. 40-48.

7. Горбунов А.П., Т итков С.Н. К аменные глетчеры гор С редней Азии. Якутск, ИМЗ, 1989, 164 с.

8. Горбунов А. П., С еверский Э.В., Т итков С.Н. Геокриологические условия Тянь-Шаня и Памира. Якутск, ИМЗ, 1996, 194 с.

9. Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б. Ледники. М., « Мысль», 1989, 447 с.

10. К аган А.А., Кривоногова Н.Ф. Многолетнемерзлые скальные основания сооруж ений, Л., Стройиздат, 1978, 208 с.

11. Маслов А. «Подземный лед» в Центральном К азахстане. // Сельское хозяйство Казахстана, 1966, № 2, с. 42.

СОСТОЯНИЕ КРИОЛИТОГЕ ННЫХ Т ОЛЩ СЕВЕРН ОГО ТЯНЬ-ШАНЯ.

Э.В.С еве рс кий К азахстанская высокогорная геокриологическая лаборат ория Инст итут а м ерзлотоведения С ибирского отделе ния РАН, 050000, Алм аты, а/я 138, К азахстан Материалы геотермического мониторинга многолетне- и 32-летнего сезонномерзлы х пород свидетельствуют об их неоднозначной реакции на изменение климата в различных условиях Северного Тянь-Шаня.

Отмеченное повы шение темпер атуры многолетнемерзлых пород за период с 1973 по 1995 г. на 0, 2-0,5С в дальнейшем прекратилось, и их температура на протяж ении последних 11 лет стабильно удерживается в пределах минус 0,2С. Глубина сез онного протаивания на протяж ении 27 лет увеличивалась с 3,2 м в 1974 г. до 6, 0 м в 2001 г. В г. она снизилась и в последующ ие 4 года с небольшими меж годовыми колебаниями находится в пределах 4,6-4,9 м.

Реакция сез онного промерзания пород на изменение климата остается неоднозначно й в различных ландш афтно-фациальных условиях. В низкогорье существенных изменений в глубине промерзания не наблюдается и ее межгодовая изменчивость не выходит за пределы выявленных колебаний.

В среднегорье на фоне увеличения снежности и сниж ения суровости з им с 19974 г.

по 1998 г. наблюдалась тенденция уменьш ения глубины промерзания – на 25 см на северном и 21 см на юж ном склонах. С 1999 г. и по настоящее время з десь глубина промерзания остается малоизменчивой.

В высокогорье на абсолютной высоте 3000 м с 1975 г. по 1998 г. не наблюдалась тенденция в изменении глубины промерз ания на склонах разны х экспозиций, а аз последние 3 года отмечается ее увеличение на 1,0 м на северном, 0, 3 м на южном и 1,4 м на восточном склонах.

Гео криологическая поясность, многолетнем ерзлые породы, сезонномерзлые породы, геотермический м ониторинг, криогенны е процессы.

ВВЕДЕНИЕ Мониторинг температурного реж има многолетне- и сезонномерз лых пород и слоя сезонного протаивания проводится в различных ландшафтно-фациальны х условиях Северного Тянь-Шаня с 1974 г. и по настоящее время. Эти данные являются главны м и единственны м источником о состоянии и динамике многолетней и сезонно й мерзлоты не только для С еверного Тянь-Шаня, но и в целом для гор Средней Азии.

В горах под влиянием локальны х факторов – экспозиции склонов, характера растительности, состава и строения грунтов - происходит резкое изменение геокриологических условий на весьма коротких расстояниях, зачастую перекры вающих влияние абсолютной высоты. М атериалы исследований свидетельствуют о неод нознач ной реакции многолетне- и сезонномерзлы х пород на изменение климата в различный ландшафтны х условиях. Продолжение мониторинга позволит надежно оценить их реакцию на климатическ ие из менения и раз работать прогнозные оценки этих из менений в будущ ем.

РЕЗУЛЬТ АТЫ ИССЛ ЕДОВАНИЙ 1. Закономерности распространения м ноголетнемерзлых пород и особенности пространственны х изменений глубины и характера сезонного промерзания почво-грунтов в Северном Тянь-Шане отражены в региональной структуре высотной геокриологической поясности (рис. 1) (Горбунов, С еверский, 1979).

Структура геокриологической поясности Виды поверхности H, м Подпоя с Пояс Сплош ного распространения Многолет немерзлых пород (М МП) ММП с неустойчи вым протаиванием 3500 Прерывистого распростране ния М МП с эпизодически неустой чивым протаиванием Островног о распространения ММП с устойчивым протаиванием Спорадического распространен ия ММП с длительно устойчивым п ромерзанием протаиванием пород (СМП) Средн егорный СМП с Сезонно мерзлых устойчивым промерзанием Низког орный СМП с эпизодически неустойчивым промерз анием 20 40 60 80 F, % 1 2 3 4 5 6 Рис. 1. Геокриологическая поясность и ландшафты центральной части Заилийского Алатау (бассейн р. Мал. Алматинка). Распределение типов поверхностей по И.Соседову (1976) с дополнениями авторов.

1 – скалы;

2 – ледники;

3 – осы пи;

4 – луга и степи;

5 – кустарниковые заросли мож жевельников;

6 – еловы й лес;

7 – лиственны е леса и кустарники.

При вы делении подпоясов с различными типами распростр анения многолетней мерз лоты учитывалось соотношение в них площадей талы х и мерзлых пород. Суммарная площ адь массивов многолетней мерзлоты в подпоясе спорадического распространения составляет не более 1-2%, в островном – до30%, в прерывистом – до 70%, в сплошном –не менее 90% от площадей этих подпоясов. Выделение подпояса со спорадическим распространением многол етней мерзлоты является обоснованным, поскольку ее формирование при полож ительных средних годовых температурах воздуха в определенных ландшафтно-фациальных условиях является закономерным явлением в различны х горных регионах. В поясе сезонномерзлых пород выделяется два подпояса: с устойчивы м и неусто йчивы м промерзанием. Д ля последнего характерна прерывистость процесса промерзания, обусловленная протаиванием в периоды оттепели.

Характерные изменения в структуре вы сотной геокриологической поясности на северном и южном макросклонах Заилийского Алатау показаны на рисунке 2 (Горбунов, Северский, 2001).

Рис. 2. Геокриологическая поясность Заилийского Алатау. Идеализированный попереч ный профиль.

1 – ш ироколиственные леса;

2 – хвойные (еловы е) леса;

3 – кустарниковые з аросли мож жевельника;

4 – ш ироколиственные кустарники;

5 – снеговая граница;

6 – уровень нулевы х средних годовых температур воздуха;

7 – абсолютная высота нижней границы ММП на юж ном склоне. Границы геокриологических поясов и подпоясов.

Многолетнемерзлы е породы (ММП): спорадического (S), островного (L), прерывистого (D), сплошного (C ) распространения вечной мерзлоты. Сезонномерзлые породы (СМП):

Среднегорный устойчивого промерзания (I), Низкогорный неустойчивого промерзания (II).

На юж ном макросклоне отсутствуют условия для формирования локальных массивов многолетней мерзлоты, поэтому здесь отсутствует подпояс ее спорадического распространения. Вы сотные границы подпоясов других типов распространения криолитозоны на южном макросклоне располагаются на 300-400 м выше в сравнении с северным склоном.

2. Мониторинг криолитогенных толщ.

В настоящее время в горах Заилийского Алатау круглогодично действует разветвленная сеть стацио нарных пунктов геотермических наблюдений многол етне- и сезонномерзлы х пород, охватывающая различные ландшафтно-фациальные условия (табл.

1).

Т аблица 1. Краткая характеристика стационарны х пунктов термометрических наблюдений Пункт Абс.

Экспо- Период Ландшафтно-фациальные условия наблю- высота, N зиция наблюдений п/п дения м 1 2 3 4 5 Подпояс спорадического распространения многолетней мерзлоты 1974-77;

Суглинисто-щебенистые отложения.

БАО-1 С 1. 2550 1979-88;

Субальпийский луг 1993- БАО-2 Ю То же То же 2. БАО-3 В То же То же 3. Суглинисто-щебенистые отложения. 1974-88;

БАО-5 СВ 4. Еловый лес 1996- Суглинисто-щебенистые отложения.

БАО-6 СВ То же 5. Субальп. луг Крупноглыбовые отложения. 1974-80;

БАО-7 В 6. Растительность отсутствует 1996- 1974-80;

БАО-8 В То же 7. 1996- 1979-87;

БАО-11 З Скальный массив 8. 2005- Дресвяно-песчаные отлож ения 1979-88;

БАО-12 З 9. Злаково-разнотравный луг 1996- Крупноглыбовые отложения с 1978-83;

БАО-13 З дресвяно-щебенистым запол-нит.

10 2700 1985-87;

Растит-ть отсутствует 1996- Подпояс островного распространения ММП, СМП и перелетков Суглинки с дресвой, щебнем и 1975-87;

БАО-14 С 11 глыбами. Альпийский луг 1996- БАО-15 Ю То же То ж е 12 Суглинки с дресвой, щебнем и БАО-16 В То же глыбами. Кустарниковые заросли 13 можж евельника Суглинки с дресвой, щебнем и 1975-82;

БАО-17 В 14 глыбами. Альпийский луг 1996- Подпояс прерывистого распространения м ноголетенейм ерзлоты Гори Глыбово-щебенистые отложения с 1973-77;

Жусалы 1 зонта 15 дресвяно-суглинистым заполнителем 1990- льная 1973-7;

Жусалы 2 СВ То же 16 1990- Гори- 1973-77;

Жусалы 3 То ж е 17 3330 зонт. 1990- Суглинки с дресвой, щебнем и 1976-82;

Жусалы 4 В глыбами. Поверхность соли 18 1996- флюкцион. яз ыка. Альп.луг Суглинки с дресвой, щебнем и Жусалы 5 В То же глыбами. В 1 м от солифлюк 19 ционного языка. Альп. луг Суглинки с дресвой и щебнем. 1976-78;

Жусалы 6 Ю 20 Альпийский луг 1999- Жусалы 7 З То ж е 21 3320 1996- Жусалы 8 С То ж е То же 22 К роме этого, периодически проводятся маршрутные геотермические исследования в различны х ландшафтных условиях низкогорных районов и на предгорных равнинах.

М н оголетн ем ерзлые породы. Геотермическ ий мониторинг многолетнемерзлых пород и слоя сезонного протаивания проводится в горах Заилийского Алатау (С еверный Тянь-Шань) с 1974 г. Наблюдения ведутся термометрическим мето дом в скважинах, располож енных в районе перевала Жусалыкезен в диапазоне абсолютных высот 3320 – 3340 м в подпоясе прерывистого распространения многолетней мерз лоты. Скваж ины пройдены в крупнообломочной толще верхнеплейсто ценовых и голоценовых морен, объемная льдистость которы х изменяется от 5% до 40%. Д инамика криолитозоны Северного Тянь-Шаня до 1998 г. проанализирована С.М.Марченко (2003).

Изменение тер мич еского реж има многол етнемерзлых пород в течение послед них лет отображ ено на рис.3. В начальный период наблюдений в 1974 г. их температура достигал а минус 0,8° С (рис. 3, а). В дальнейшем за 21-летний период температура повы силась на 0, 6° С и с 1995 г. по настоящее время удерживается в пределах минус 0,2° С (см. рис. 3, б).

Рис. 3. Т емпература многол етнемерзлых пород в Заилийском Алатау за период 1974 2006 гг. (абс. выс. 3330 м) Наблюдавшееся здесь увеличение глубины сезонного протаивания многолетнемерзлых пород от 3, 2 м в 1974 г. до 6, 0 в 2001 г. в дальнейшем прекратилось. В 2002 г. глубина сезонного протаивания снизилась до 4, 6 м и в последующ ие 4 года остается относительно стабильной с незначительными межгодовыми колебаниями в пределах 4, 6 – 4, 9 м (табл. 2).

Т аблица 2. Осредненны е значения мощности деятельного слоя в районе перевала Жусалыкезен (абс. выс. 3337 м) Год 1974 1975 1976 1977 1990 1991 1992 1993 1994 Глубина сезонного 3,2 3,5 3,3 3,5 4,90 5, 0 4,85 4, 45 4,95 4, протаивания, м Продолжение таблицы 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 4,80 4.90 4.90 5.10 5. 0 6, 0 4,6 4.8 4,9 4,6 4, С езонном ерзлые породы. Многолетние материалы монитор инга темпер атурного режима и глубины сезонного промерзания почво-грунтов рассмотр ены в опубликованных работах (И.Северский, Э.Северский, 1990;

Горбунов, Северский, Т итков, 1996;

Горбунов, Марченко, Северский, 2000;

Северский, 1996, 2001). Основные особенности изменения осредненно й за период 1975-1996 гг. глубины сезонного промерзания грунтов в различны х ландшафтно-фациальны х условиях С еверного Тянь-Шаня отображ ены на рисунке 4.

h, м 1, 0, 350 0 H, м 10 00 150 0 2000 25 00 300 -2 -40 -60 t 1 – южные лугово-степные склоны;

3 - 2 –северные луговые склоны;

3 – восточные и западны е луговые -1 склоны ;

4–кустарниковые заросли -12 можж евельника;

5 – еловые леса, подкроновы е -14 участки;

6 – крупнообломочные отлож ения.

-1,м t, C Рис. 4. Зависимо сть вы соты снеж ного покрова (h), сумм отрицательных температур воз духа () и глубины сезонного промерзания грунтов () от абсолютной вы соты местности (Н) в раз личны х ландшафтных условиях Заилийского Алатау.

Материалы исследований свидетельствуют о неодноз начно м изменении глубины и температуры в различных ландшафтных условиях на различных абсолютных вы сотах за 32-летний период наблюдений. В низкогорье при незначительной глубине промерз ания и ее существенной межгодовой изменчивости вы явить устойчивые ее из менения за последние 32 года не представляется возмож ным.

В среднегорье вплоть до верхней границы леса (от 1400 – 1500 до 2700 м) за период 1974-1998 гг. отмечалась устойчивая тенденция к уменьш ению глубины сезонного промерзания в различных ландшафтны х условиях. Т ак, на двух контрастных по ориентации склонах (северны й и южный) в центральной части Заилийского Алатау на абс.

выс. 2570 м глубина сезонного промерзания в одинаковых по составу и строению суглинисто-щебенистых грунтах за этот период в среднем уменьш илась на 25 см, а на южном склоне соответственно на 21 см. Значение тренда уменьшения глубины промерзания для северного склона составляет 1, 1 см/год, а для юж ного – 0, 9 см/год (рис.5).

При этом в процессе уменьш ения глубины промерзания отмечаются волны ее увеличения с 3-5-летней период ичностью. Уменьшение глубины промерзания в среднегорье четко согласуется с ходом увеличения снежности и снижения суровости зим, выраж енной в суммах отрицательных средних месячны х температур воздуха (см. рис. 5). Тренд снижения последних составил 0,2 С/год, а тренд увеличения снежности – 0, 48 см/ год для северных склонов. Отметим, что средняя годовая температур а на вы соте 2500 м за рассматриваемы й период не из менилась, и ее межгодовая изменчивость находится в пределах естественных колебаний (см. рис. 5). Э то еще раз свидетельствует о том, что она не мож ет служить надежным индикатором глубины сезонного промерзания, и более надежны м показателем является сумма отрицательны х температур воздуха 1975 1980 1985 1990 1995 Рис. 5. Мощность снежного покрова (А), средние годовы е темпер атуры воздуха (Б), суммы средних месячны х отрицательных температур воздуха (В) на абс. вы с. 2500 м, глубины сезонного промерзания грунтов на абс. выс. 3000 м (Г) и 2500 м (Д ) и их линейные тренды.

Выявленная тенденция уменьшения глубины сезонного промерзания в среднегорье продолж алась до 2002 г. С 2003 г. и по настоящее время здесь глубина сезонного промерзания на склонах раз ны х экспозиций стабилизировалась и изменяется по годам в незнач ительны х пределах. Меж годовые колебания интенсивности и глубины промерз ания зависят, при всех прочих равных условиях, от двух факторов – различия темпер атуры грунтов перед промерзанием и соотношения в сроках начала промерзания и установления снежного покрова (Северский, 2001).

Выш е 2700 – 2800 м в вы сокогорье участки северных склонов находятся в зоне ак тивного ветрового снегоперено са, формирующегося по типу уплотнения, и его высота здесь значительно (в 2 -3 раза) меньше фоновой и зачастую не превыш ает 30 см. На южных склонах высота снега в среднем на 10 -15 см меньше. Здесь, как и в низкогорье, соотношение в глубинах промерзания на склонах разных экспоз иций меняется на обратное – южные склоны всегда промерзают меньше, чем северны е, где в отдельные годы формируются даж е перелетк и. На абсолютной высоте 3000 м за период с 1975 г. по 1998 г.

не проявлялась тенденция в изменении глубины промерзания на северны х и юж ных склонах в течение 25-летнего период а (см. рис.5). Однако, здесь за последние 3 года, в связи с уменьшением снежности, отмечена тенд енция к увеличению глубины сез онного промерзания на склонах разны х экспозиций. На северном склоне она увеличилась от 2,4 м в 2004 г. до 3,5 м в 2006 г., на восточном – от 1,2 до 2,5м соответственно (рис.6, а, в). На южном склоне за эти годы глубина промерзания увеличилась незначительно - на 0,3 м (см.

рис. 6, б) а б в Рис. 6. Ход температуры воздуха, высоты снеж ного покрова и темпер атуры грунтов на склонах северной (а), южной (б) и восточной (в) экспозиций на абс. вы соте 3000 м за период 2003-2006 гг.

3. Криогенез на соврем енных (свежих ) моренах В последние годы проводятся исследования криогенеза на современны х моренах в связи с деградацией оледенения в С еверном Т янь-Шане. На основе материалов дешифрирования аэрофото снимков залетов разных лет и картометрического анализа получена достоверная информация о темпах и интенсивности деградации оледенения и изменении структуры ледниково-моренного комплекса в 4-х крупных ледниковых системах Северного Тянь-Шаня во второй половине XX в. в связ и с глобальны м потеплением климата (Вилесов и др., 2006). За период 1955 / 56 - 2004 гг. площадь оледенения в ледниковы х системах Казахстанской части бассейна р. Или сократилась с 926, 13 до 570, 15 км, т.е. на 356 км или по 9,23 км / год (Вилесов и др., 2006).

На северном склоне Заилийского Алатау (бассейны левы х притоков р.Или) за полстолетия (1955-2004) площадь ледников сократилась на 117,26 км2, или на 40, 8%.Средняя скорость их сокращения составила около 3, 0 км /год, или по 1,05 % / год.

(Вилесов и др., 2006). Л етом 2006 г. сухая и жаркая погода способствовала повышенному таянию ледников и их дальнейшей деградации. Т ак, ледник Центральный Т уюксу в Заилийском Алатау в бассейне р. Малой Алматинки за период 1958-2006 гг. отступил на расстояние почти 1 км (рис.7).

Рис. 7. Ледник Т уюксу (снимок16 августа 2006 г. ). Линией оконтурены границы ледника по состоянию 1958г.

Повсеместное отступание ледников в Тянь-Шане ведет к выходу из-под них на дневную поверхность моренных отлож ений. Они переходят из субгляциального состояния в субаэральное. Э то обстоятельство существенно изменяет направленность криогенных и посткриогенны х процессов на свежих моренах. При отступании малы х ледников высвобождаются вечномерзлы е моренные толщи. В субаэральных условиях они подвергаются в летнее время протаиванию с поверхности обычно на глубину 1-2 м, т. е.

происход ит формирование слоя сезонного протаивания. В субгляциальных условиях он отсутствовал.

При отступании крупных ледников, наряду с упомянутым процессом, происходит многолетнее промерзание сквозны х и несквозных таликовы х систем. Трансформация субгляциальны х морен в субаэральное порождает изменение характера криогенного рельефообразования, появляются новы е процессы и явления. С реди них особенно примечателен термокар ст и его различные модификации. В большей степени он обусловлен вытаиванием погребенных глетчерных льдов и высокольдисты х массивов, которы е вскрываются (« откапываются» ) в моренах талыми ледниковыми водами. К аналогичны м последствиям приводят и криогенны е оползни, обнаж ающие погребенные льды и льдисты е моренные или озерные отложения.

Вытаивание погреб енны х льдов, сопровождаемое частич ным оттаиванием вмещающих вечномерзлы х морен, ведет к формированию просадок, заполняемых обы чно талы ми водами. Образуются термокарстовые озера. Одни из них существуют в течение многих лет, другие исчез ают через несколько лет, третьи заполняются водой только летом, а зимой осушаются. Некоторы е приледниковы е озера возникают за счет подпруж ивания водотоков отложениями криогенны х оползней. Т аким образом, свежие морены являются ареной интенсивного формирования оз ер различного генез иса, размеров и конфигураций. Т ак, в серед ине 1960-х годов на северном макросклоне Заилийского Алатау насчитывалось всего 10 озер, каж дое объемом свыше 10 тыс. м. В 1980 г. их число увеличилось до (Попов,1986), а к 1990 г. – до 60. Аэровизуальные наблюдения гляциального пояса за последние 10 лет свидетельствуют, что их сейчас значительно больше. Прорыв наиболее крупны х из них во многих случаях приводит к зарож дению больших и малы х гляциальных селевых потоков.

К роме оз ер, на свежих моренах развиваются солифлюкционные процессы и формируются активные приледниковые каменны е глетчеры. Рыхлообломочны е отложения свежих морен увеличивают область питания ранее сфор мированных приледниковых каменны х глетчеров, зачастую способствуя активизации их движения. На свеж их моренах воз никают и разрушаются наледи, формуются структурны е грунты и активизируются процессы морозного выветривания. С ловом, идет интенсивная криогенная переработка мерз лы х и талых толщ, вышедших из-под ледникового покрова. До сих пор таким процессам не уделяется должного внимания. Но они, несомненно, должны занять достойное место в сфере геокриологических исследований. Особенно важен мониторинг динамик и криогенного преобразования рыхлообломочной криолитозоны. Т акие работы имею т не только теоретическое, но и сугубо практическое з начение, в частности, для решения водохозяйственных проблем и разработки мероприятий по предотвращению и снижению риска гляциального селеобраз ования.

ЗАКЛ ЮЧЕНИЕ Материалы геотермического монитор инга многолетне- и сезонномерз лы х пород и слоя сезонного протаивания показали, что на протяжении последних 11 лет в высокогорье (абс.вы с. 3337 м) Заилийского Алатау отмечается стабильное состояние многолетнемерзлых пород, где их температура удерж ивается в пределах мину с 0, 2°С.


Вы явленное здесь увеличение глубины сез онного протаивания от 3, 2 м в 1974 г. до 6,0 в 2001 г. в дальнейшем стабилизировало сь и за последние 5 лет с незначительны ми меж годовыми колебаниями остается в пределах 4,6 – 4,9 м.

Отмечена тенденция к увеличению сезонного промерз ания на склонах разны х экспозиций на абс. выс. более 2700 м в подпоясе островного распространения многол етней мерз лоты. Здесь, на абсолютной вы соте 3000 м с 2004 по 2006 г. в связи с уменьш ением снежности глубина промерзания увеличилась от 2, 4 до 3,5 м на склонах северной ориентации, от 2,2 до 2,5 м на южны х склонах и от 1,2 до 2.6 м на восточных.

В среднегорье в подпоясе спорадического распространения многолетней мерзлоты с 2003 г. прослеживается тенденция стабилизации глубины сезонного промерзания грунтов в различных ландшафтных условиях. Глубина сезонного промерзания здесь близка к средней многолетней величине. М ежгодовая из менчивость глубины промерзания во много м определяется условиями в предзимний период – температуро й грунтов перед промерзанием и соотношением в сроках начала промерзания и установления снежного покрова.

С окращение оледенения в последние десятилетия в рассматриваемом регионе наглядно характеризуют обстановку, свойственную всему Тянь-Шаню. С охранение отмеченного темпа отступания ледников позволяет предположить, что оледенение на северном склоне Заилийского Алатау может практически исч езнуть к концу XXI, а в Юж ной Джунгарии – уже через 40 лет (В илесов, Уваров, 2001). В других районах (верховья рек Чилик и Т екес) крупны е ледники значительно сократятся и сохранятся еще длительное время. Можно уверенно констатировать, что к середине текущего столетия свежие морены по площади значительно превы сят таковую ближайших ледников. Эти морены становятся ареалом активного проявления криогенны х и посткриогенных процессов, которы е с каж дым годом интенсифицируются. Это обстоятельство повышает воз мож ность гляциального селеобразования. Есть основание предполож ить, что наступает время интенсивного фор мирования приледниковы х активных каменных глетчеров.

Поэтому наряду с мониторингом ледниковых систем необходимо всячески практиковать слежение за криогенны ми процессами на свеж их моренах и с кажды м годом эта проблема становится все более актуальной.

ЛИТЕРАТ УРА 1. В илесов Е.Н., Горбунов А.П., Морозова В.Н., С еверский Э.В. Д еградация оледенения и криогенез на современных моренах Северного Тянь-Шаня.//Криосфера Земли, 2006, т. Х, № 1, с.69-73.

2. В илесов Е.Н., Уваров В.Н. Эволюция современно оледенения Заилийского Алатау в ХХ в. Алматы, КазНУ, 2001, 252 с.

3. Горбунов А.П., Марченко С.С., С еверский Э.В. Реакция многолетне- и сезонно мерзлых пород Северного Тянь-Шаня на изменения климата. // К риосфера Земли, 2000, т.IV, № 1, с. 11-17.

4. Горбунов А.П., Северский Э.В. Геокриологическая высотная поясность Северного Тянь-Шаня.//Криогенные явления Казахстана и С редней Азии. Якутск, 1979, с.67-83.

5. Горбунов А.П. С еверский Э.В. Сели окрестностей Алматы : взгляд в прошлое.

Алматы, «Интерлигал», 2001, 79 с.

6. Горбунов А.П., С еверский Э.В., Т итков С.Н. Геокриололгические условия Тянь Шаня и Памира. Я кутстк,, Изд-во Ин-та мерзлотоведения СО РАН, 1996, 194 с.

7. Горбунов А.П., С еверский Э.В., Т итков С.Н. Геокриололгические условия Тянь Шаня и Памира. Я кутстк,, Изд-во Ин-та мерзлотоведения СО РАН, 1996, 194 с.

8. Марченко С.С. К риолитоз она Северного Тянь-Шаня: прошлое, настоящее, будущ ее.

Я кутск, Изд-во Ин-та мерзлотоведения СО РАН, 2003, 104 с.

9. С еверский И.В., Северский Э.В. Снежны й покров и сезонное промерзание грунтов С еверного Тянь-Шаня. Я кутск, Изд-во Ин-та мерзлотоведения СО РАН, 1990, 181 с.

10. С еверский Э.В. Особенности сез онного про мерз ания пород в горах Тянь-Шаня.// Мат-лы I конф. геокриологов России, кн.1. М., 1996, с.139-148.

11. С еверский Э.В. Формирование сезонного промерзания пород в горах северногоТянь Шаня.// Мат-лы II конф. геокриологов России, т.2, М., 2001, с.139-148.

12. С оседов И.С. Методика территориальны х воднобалансовых обобщ ений в горах.

Алма-Ата, «Наука КазССР», 1976, 149 с.

ВАЖНЕЙ ШИ Е ЕСТЕ СТВЕННЫЕ ЭКОСИСТЕ МЫ И РЕГИОНАЛЬНАЯ СТ РАТЕГИЯ УСТОЙЧИВОГО РАЗВИТИ Я ГОРНЫХ ТЕРРИТОРИЙ ЦЕ НТРАЛЬНОЙ АЗИИ Э. Дж. Шу ку ров, С.А.М устафин. Региональный Экологический Центр Цент рал ьной Аз ии, Алм аты, К азахстан Общепризнано, что состояние горного оледенения и речного стока определяется глобальны м климатом. В свою очередь, основные факторы, определяющие климат, до сих пор остаются предметом дискуссий. Широко распростр аненная точка зрения, согласно которой современно е из менение климата определяется, в основном, антропогенны ми парниковыми газ ами, не имеет достаточно убедительно й доказательной базы (см., примеру, Кондратьев и др., 2003). Из факторов, связанных с человеческой деятельностью, наибольшее значение имеет уничтож ение естественных экосистем на более чем половине пространства суш и (Горшков, 1995;

Gorshkov at all, 2000). Планетарны й климат является продуктом жизнедеятельности биосферы и неблагоприятные изменения климата, сказывающиеся, в частности, на состоянии ледников и речного стока, являются следствием разрушения человеком биосферны х механиз мов его регулирования – в первую очередь, вследствие пол ного разрушения естественны х экосистем, которое охватило в конце ХХ столетия 63,8 % суши (Арский и др., 1997). В результате образовались три обш ирны е зоны, негативно воздействующ ие на экологическое благополучие планеты (в том числе и на климат): Европейская, С еверо-Американская и Юго-Восточноазиатская площадью около 20 млн. кв. км.

С другой стороны, горное оледенение является не только индикаторо м неблагоприятного из менения климата, но само становится мощным фактором, регулирующим ж изненно важные процессы в умеренных, субтропических и тропических широтах. Горные системы, достигающие уровня вечны х снегов, имеют наиболее полный спектр высотных поясов, наиболее богато представленное разнообразие экосистем и дают начало относительно стабильно му речному стоку. И это не просто факт вз аимно й близости, но факт взаимной зависимости, взаимной обусловленности.

Центральная Азия достаточно обширный и гетерогенны й регион, в котором могут прослеживаться общепланетар ные закономерно сти. По некоторы м оценкам, здесь естественные экосистемы полностью разруш ены на 80 %. К ритическая масса разрушенных экосистем, как и во всем мире, была перейдена во второй половине ХХ века, когда регион стал ареной интенсивного промышленного освоения и экстенсивного сельского хозяйства.

С этого момента все настойчивее ряд исследователей стал проявлять тревогу в связи с угрозой сокращения горного оледенения и сниж ения водности горны х рек. Действительно, на фоне относительно стабильного уровня годовых осадков наблюдалось сокращение горного оледенения и повышение среднегодовой температуры воздуха.

В структуре экосистем Центрально й Азии преобладают относительно малопродук тивны е (по первичной биологической продуктивности) степные, пусты нные и полупусты нные экосистемы (см. табл.1).

Т аблица 1 Экосистемы Центральной Аз ии Группы экосистем Площадь % от общей площади (тыс.кв.км) Л еса 10 0. С тепи 1100 Пустыни 1700 50. Пашня богарная 289 8. Оазисы 100 Высокогорные луга 50 1. С реднегорны е кустарники 40 1. С реднегорны е травяны е 60 1. Наиболее активны е стаб илизирующ ие климат экосистемы – лесные з анимают в Центральной Аз ии всего около 0,3 % общей площади. В месте с кустарниками они покры вают всего около 1,5 % территории. Культурные з емли вместе с бедл ендами = около 15 %.

Высокие горные территории вы глядят на этом фоне значительно более привлекательными с экологической точки зрения (см. табл. 2).

Т аблица 2 Экосистемы Тянь-Шаня Площадь, ты с.га % от общей Группы экосистем площади Лесные 6628 Кустарники 3469 Горные луга 36006 Горные степи 39879 Пустыни 13222 Водно-болотные 1017 Антропогенные 12445 Скалы 1160 Щебнистые пустыни 3700 Ледники 810 Здесь лесами занято около 6 % территории. В месте с кустарниковыми экосистемами они покрывают около 9 %. Треть территории занята горны ми лугами, в то время как в целом по региону они занимают не более 1,5 % от общ ей площади Т аким образом, высокие горны е системы могут рассматриваться в качестве очагов экологической стабильности на фоне в целом неустойчивой природно-антропогенной среды в Центральной Азии. Благотворное их влияние выходит далеко за пределы горных систем потому, что в них формируется сток крупнейших рек Центральной Азии, а также потому, что благополучие горных экосистем означает не только смягчение неблагоприятных последствий природных катаклизмов, но – в значительной мере - и само их предотвращение.

Поэтому они заслуживают более внимательного отношения и сохранение их способности поддерж ивать экологическую стабильность должно стать одним из важнейших стратегических приоритетов социально-эконо мического развития региона.

На решение проблем, связанных с экологическим благополучием гонных территорий Центральной Азии направлены усилия Региональный Э кологический Центр Центральной Азии (РЭЦЦА/CAREC), образ ованны й в соответствии с решением Четвертой Общеевропейской конфер енции (Орхус, Дания, 1998 г.) по инициативе Центрально азиатск их государств. По его инициативе подготовлены два важ ных документа: « Оценка горных экосистем Центральной Азии (Казахстан, Кыргы зстан, Тадж икистан, Т уркменистан, Узбекистан)» и «Региональная стратегия устойчивого развития горны х территорий Центральной Аз ии».

В этих документах важное место занимают вопросы, связанны е с горны м оледенением и водными ресурсами.

В рамках разработки Регионально й стратегии пр и поддержке Межправительственной Комиссии по Устойчиво му Раз витию (МКУР ЦА) Рабочей группой, Азиатским Банком Развития (АБР) и РЭЦЦА было подписано соглаш ение и при экспертной и финансовой поддержке РЭЦ ЦА в 2002 г. был разработан проект «Региональная стратегия устойчивого развития горных районов».


Т ерритория Казахстана, Кы ргызстана, Т аджикистана, Туркменистана, Узбекистана и С иньцзян-Уйгурского автономного района Китайской Народной Республики (СУАР) занимает более 5, 6 миллионов кв.км. Приблизительно 10% этой территории относится к горам. Тянь-Шань и Памир играют жизненно важ ную роль в качестве природного конденсатора влаги для Центральной Азии и содерж ат истоки главных рек Центральной Азии: Амударьи, Сырдарьи, Или и Аксу. Отношения между горами и равнинами образуют главный механиз м обмена влагой на всей засуш ливой территор ии Центр альной Азии. На высотах свыше 3500-4000 метров над уровнем моря расположены вечные снега и ледники.

Осадки, накопленны е в ледниках, хранят более чем десятилетний объем годич ного стока и поддерж ивают сток рек в засуш ливые годы. В двух горных массивах Тянь-Шаня и Памира, располож ены самы е крупны е ледники и запасы пресно й воды. Вместе с тем, за период с 1957 по 1980 год ледники в Центральной Азии уменьшились на 19%.

Горные реки Тянь-Шаня обладают богатым гидроэнергетическим потенциалом, особенно река Нары н во Внутреннем Тянь-Шане (Кы ргыз стан).

В горны х районах Центральной Азии ж ивет около 8 млн. человек. Прирост насел ения чрез вычайно вы сок, и превышает темпы прироста населения в Европе в 2-3 раз а.

В связи с неблагоприятной экономической и экологической ситуацией, растущей бедностью наблюдается миграция населения из горных областей в городские центры на равнине. Исключение составляют горны е территории Т аджикистана, где отмечается миграция населения в горы.

Из региональных проблем развития гор, отмеченных в стратегии, можно выделить следующие:

• Д еградация водосборны х территорий и дефицит воды • Проблемы нерационального водопользования • В ода и энергетическ ие проблемы • Загрязнение поверхно стных и подземны х вод • С окращение лесных ресурсов • Проблемы особо охраняемы х природных территорий • Д обыча минеральных ресурсов и накопление отходов: угроза окруж ающей среде • Неэффективные методы ведения сельского хозяйства • Бедность • Несовершенство системы управления горны ми территориями • Малопродуктивное земледелие и дорогая транспортировка, • Отсутствие внешних инвестиций в экономику В региональном масштабе основная проблема заключается в фактическом отсутствии целостного подхода к решению экологических и социально-эконо мических проблем, связанных с горными территориями, что особенно наглядно проявляется на примере важ нейших поставщиков пресной воды в регионе – Т адж икистане и Кы ргызстане, занимающих высокие горные системы Памиро-Алая и Тянь-Шаня.

С равнительно небольшие ресурсы стран Т аджикистана и Кыргы зстана оставляют мало простор а для приложения собственны х адекватных усилий для развития в горных областях. Увеличение их эксплуатации может привести к истощ ению ресурсов гор из-за порочного круга, которы й начинается с увеличением разрыва между доходами в горах и долинах, и увеличивающейся бедностью в результате миграции образованных и молодых людей с гор в долинны е районы, ухудш ения социальных условий, злоупотребления ресурсами гор и их истощением. Кроме того, эти страны должны теперь нести главное бремя затрат, связанных, с эксплуатацией водохранилищ и всей системы передачи воды, по которой обеспечивается снабжение долинных районов водой.

У збекистан, Казахстан, СУАР и Т уркменистан являются теми странами, которые получают больше пользы от товаров и услуг гор, среди других стран, обладая больш ими долинны ми сельскохозяйственным ресурсами, потребляющими воду гор для ирригационных целей. Однако, уже сейчас, а в будущем эта тенденция будет нарастать, эти страны страдают, если ресурсы гор, в частности верхние водоразделы, истощаются, а водохранилища и главная система каналов больше не поддерживается в рабочем состоянии, или не эксплуатиру ется в пользу долинных областей.

Д ругая проблема эффективного регионального управления водны ми ресурсами состоит в том, что существующие национальны е системы гидрологического контроля не обладают эффективны ми сред ствами обмена на региональном уровне. Необходимо также найти решение этих проблем.

В одны е ресурсы и водоснабж ение можно рассматр ивать в качестве главного фактор а, определяющего экономическую деятельность и прирост населения в Центральной Азии. Совместный контроль и управление водны ми ресурсами очень важ ны для устойчивого социального и экономич еского развития, равно как и сохранения природ ной среды Центральной Азии.

В связи с жарким и засуш ливы м климатом Центральной Азии – большая часть пахотного землед елия развивалась вдоль рек, и большая часть сельскохозяйственного производства приходится на долинны е районы. Орошаемое земледелие потребляет более 90 % водны х ресурсов. Расширение орошаемого земледелия в 60-е годы и потребовало мобил изации ограниченных водных ресурсов гор для пополнения водохранилищ этого бассейна, необходимы х для орошения этих долин.

Неэффективное водопользование в горах ещ е более усугубляет эту проблему. В сельском хозяйстве горных территорий оросительная практика является расточительной.

Это вы ражается не только в потерях воды ниж е по течению, но и вы зывает почвенную эрозию, выщелачивание, снижение плодородия почв и заиливание водохранил ищ, рек и оросительны х каналов. Большие потери воды происходят из-за плохого состояния оросительно й системы, и неэффективного управления. Потери в процессе собственно орош ения, по оценкам, достигают 40%.

Плата за воду, использ уемую для домашнего хозяйства, промышленных нуж д и оросительны х целей, слишком низкая по сравнению с з атратами на ее поставку. Системы контроля за количеством использованной воды и оплаты, основанной на количестве используемо й воды, пока не введены в Центральной Аз ии. В Т уркменистане вода вообще предоставляется бесплатно В бассейне Аральского моря 60 водохранилищ и работает 45 гидроэлектростанций.

Самые крупные гидроэлектрическ ие станции находятся в Кыргы зстане (Токтокульская ГЭС на реке Нарын, производительностью 1200 мегаватт) и в Тадж икистане (Нурекская ГЭС на реке Вахш, производительностью 2700 мегаватт). Регион мож ет удовлетворять более 71% потребности в энергии за счет гидроэнергетик и. Большинство водохранилищ было построено более 25 лет назад. Т еперь они сильно заилены и их эффек тивность на 30% меньш е, чем планировалось при строительстве. Поэтому существующие крупные гидроэлектростанции нуждаются в обслуж ивании и модернизации.

Огромнейш ий потенциал возобновляемы х горны х энергоресурсов не используется, хотя его можно экспортировать в Китай, Индию и Пакистан. Т аджикистан занимает местов мире по величине потенциал а гидроресурсов, но при этом 50% электроэнергии импор тирует. Кыргызстан использ ует своей гидропотенциал всего на 7%.

Собственно основная региональная цель устойчивого развития горных территорий была определена членами рабочей группы по разработке Региональной стратегии и Плана Действий на семинар е, состоявшемся 1 апреля 2001 г. (г. Алматы):

«Природны е ресурсы горных территорий используются устойчивым образом с учетом экологических, социальных и экономических интересов для оптимальной вы годы насел ения Центральной Азии».

Для соз дания материальной базы устойчивого развития, в интересах борьбы с практикой расточительства природ ных благ и ресурсов и с целью обеспечения доступа к национально му богатству всех слоев общ ества рекомендуется ввести платежи за использование природных ресурсов, основанные на учете их реальной стоимости (рентные платежи). Особенно важ но учесть факторы невоз обновимости или огранич енной воз обновимости ресурсов. Рентные платеж и будут способствовать установлению справедливости в отношении распоряжения дарами природы, что благоприятно скажется на преодолении бедности и смягчении социальных контрастов.

Водные ресурсы должны бы ть разделены на основе справедливого соглашения, чтобы покрыть затраты на своевременно е обеспечение водой и затраты на меры по защите водосборных территорий от деградации. Последний аспект включает согласованное управление всеми видами деятельности по использованию ресурсов гор (пастбищ ное животноводство, орошаемое земледелие, лесозаготовки, сбор лекарственных трав, туризм), которы е влияют на гидрологический режим и качество водные ресурсы. Он содержит также вопросы меж дународного использования ресурсов гор, например, выпас животных из узбекской части Ферганской долины на летних пастбищах в кы ргызских горах. Эти вопросы настолько фундаментальны для Центральной Азии, что их реш ение мож ет стать решающ им фактором для мирного развития всего региона.

Учет экологических услуг горны х территорий, оказываемы х для развития экономики стран на равнине, при реш ении трансграничны х вопросов долж ен быть положен в основу регионального сотрудничества, нацеленного на долговременное устойч ивое развитие.

Воплощение в практику этого ж изненно важ ного принципа может опираться на меж дународную программу « Оценка экосистем на рубеже тысячелетий».

В июне 2001 года по инициативе Генерального С екретаря ООН Кофи Аннана началась реализация международной программы « Оценка экосистем на рубеже тысячелетий» (ОТ, Mill enium Ecosystem Asses sment/ МА). Основное внимание в Программе ОТ уделяется оценке состояния системы « человек-биосфера» и сосредоточено на следующих вопросах:

а) как изменения в услугах экосистемы действуют на благосостояние людей;

б) какие изменения могут повлиять на людей в будущих десятилетиях;

в) какие должны приниматься ответны е меры на местном, национально м и глобальном уровнях по совершенствованию системы природопользования, способствующей сохранению и восстановлению экосистем с целью устойчивого обеспечения их вклада в благосостояние людей и снижение бедности.

По предлож ению Регионального Э кологического Центра Центральной Аз ии (РЭ Ц ЦА) Центрально-Азиатский субрегио н (ЦАР) включен С екретариатом Mill ennium Ecos ys tem Assessment в качестве кандидата субглобальной Оценки Экосистем Т ысячелетия.

С учетом важной роли гор в обеспечении жизнедеятельности ЦАР и потребности в формировании соответствующей главы обзора Оценки Ты сячелетия, РЭЦ ЦА при поддерж ке Секретариата Mill ennium Ecosyst em Assessment и вз аимодейств ии с Worl d Fish Center разработал в 2003 г. Программу «Оценка Горны х Экосистем Центральной Аз ии»

(ОГЭЦА, далее Программа).

Экосистемные ресурсы/ товары и услуги. Определение услуги (servi ces) экосистем, принятое в МА, обозначает выгоды и полезности, которые люди получают от экосистем. В Программе под услугами понимаются « условия и процессы, посредством которых природные экосистемы делают возможной и обеспечивают человеческую жизнь. Они поддерж ивают биоразнообразие и формирование экосистемных ресурсов, таких как морепродук ты, корма для ж ивотных, древесину, органическое топливо, натуральное волокно, многие лекарственны е вещества, промышленные изделия и их полуфабрикаты».

Под экосистемными ресурсами (или товарами, goods ), соответственно понимаются «вы годы, которы е люди извлекают, прямо или косвенно, из функционирования экосистем».

Горы Центральной Азии окружены пустынной зоной, поэтому их отличительно й особенностью по сравнению с горными системами других широт являются:

1. Перенаселение предгор ий и низкогорий в связи с более благоприятны ми климатическими условиями, наличием водны х, земельных, пастбищных, лесных и других ресурсов.

2. В едущая роль горны х экосистем в поддерж ании жизнеобеспечения населения гор и прилегающих равнинных территорий (вода, топливо, корма для домашних ж ивотны х, лечебно-оздоровительные комплексы и т.п.) Программа предусматривает рассмо трение оценок на раз личны х цровнях.

1) Субглобальны й уровень – все горны е территории субрегиона ЦА. Цель оценки в этом масштабе заключается в предоставлении инфор мации для глобальной оценки горных экосистем, преломленно й через призму природных и социально экономических реалий Центрально-азиатского субрегиона.

2) Национальный уровень – все главные горные экосистемы в пределах административны х границ стран ЦА. Оценка на национально м уровне направлена на удовлетворение запросов пользователей в решении следующих задач:

- выявление эффективных и неэффективных методов природопользования, осуществляемого в национальных правовых и нормативных рамках;

- получение качественных и количественных критериев современного состояния и степени трансформации экосистем, а также корреляции этих данны х с показателями бедности или устойчивого развития в историческом аспекте.

- анализ вариантов (сценар иев) возможного устойчивого сосущ ествования общества с природными экосистемами в контексте национальной правовой и институциональной среды;

- выявление потенциала наибол ее значимы х для развития страны экосистем и разработка плана меро приятий по их сохранению и восстановлению;

- эффективность государственного и институционального управления природопользованием и поставками товаров и услуг.

3) Локальный (местны й) уровень – оценка горных экосистем в пределах административных единиц, природно-географических райо нов или отдельной конкретной местности. Т акая оценка необходима для экстраполяции данны х, полученных на локальном уровне в агрегированную оценку национального и субглобального уровня. Оценка в данном масштабе предоставляет возможность отчетливо понять механизмы взаимоотношения людей с различными компонентами экосистем и экспериментально оценить эффективность управленческих решений в отношении использования товаров и услуг естественны х экосистем.

4) Бассейновый масштаб оценки горных экосистем нео бходим для понимания процессов формирования основного экологического товара – водны х ресурсов в верховьях речных бассейнов, что важно при разработке мер комплексного управления взаимодействием человека и природной среды. Горные экосистемы водосборных территорий могут быть довольно чувствительны ми индикаторами из менений климата.

Анализ связей между экосистемами, включая нивальные системы, в водосборной части бассейна позволяет понять причины изменений речного стока, что важно в связ и с предоставлением горами водны х ресурсов на равнины. В Центральной Азии это особенно важно, так как, в связ и с отмечаемыми тенденциями изменения гидрологического реж има и уменьш ения речного стока, обостряются меж государственны е региональные и локальные проблемы водопользования. Т акже участились случаи повторяемости экстремальных гидрологическ их явлений: катастрофических наводнений и маловодий. Последствия изменений речного стока представляют реальную угрозу устойчивого развития государств Центральной Азии. Результаты оценки экосистем на бассейновом уровне необходимы для создания информационно-анал итической базы интегрированного управления природны ми ресурсами.

Дальнейшее усоверш енствование и внедрение предложенных РЭЦ ЦА « Региональной стратегии устойчивого развития горных территорий» и «Оценки горных экосистем Центральной Азии» могут послужить одной из основ создания надежного фундамента для сотрудничества во имя настоящего и будущего благополучия региона.

ЛИТЕРАТ УРА - « Центральная Азия: окружающая среда и развитие». ЮНЕП/ГРИДА. 2002.

1.

2. Alcamo J., N.J. Ash, E. Bennet et al. Peopl e and Ecosystems: A Framework f Assessment or and Action. Second R eview Draft. October 1, 2002.

3. C ostanza R., D’Arge R., de Groot R., Farber S., Grasso M., Hannon B., Limburg K., Naeem S., O’Neil R.V., Raskin R.G., Sutton P. and M. van den B elt. T he val ue of the world’ s ecosystem services and nat ural capital. Nat ure. 1997.

4. Daily G.C. Introduction: what are ecosystem services? In: Nature’s services: societ al dependence on natural ecosyst ems. [Daily G.C. (ed. )]. Island Press, Washi ngton D.C., USA, 1997.

5. Global Land C over Characteri zati on. U.S Geological Survey (USGS), Earth Resources Observat ion Syst ems (EROS) Data Center (USGS/EDC). 1997.

6. Gorshkov V.G. Physical and biological basis of t he st ability. – Spri nger-Ferl ag. 1994.

7. Millennium Ecosystem As sessment (2002). Millennium Ecosystem Assessment. Procedures for t he Preparations, Peer Review, Approval and Publication of Millenni um Assessment Report s.

Approved by MA Board on January 16, 2002. R evised May 16, 2002 and September 28.

8. Mil lennium Ecosystem Assessment. Millennium Ecosystem Assessment. Sub-Global Component: Purpose, Structure and Protocol s. 2001January 5.

9. Millennium Ecosystem Assessment. Sub-Global Assessment Selection Process. Draft f or Board and Panel Revi ew. 2001 November 22.

10. R ed List of Threatened Animals. International Uni on f Conservation of Nature and Nat ural or Resources (IUSN). 1996.

11. R eid W., N. Ash, E. Bennet, P. Kumar, M. Lee, N. Lukas, H. Sim ons, V. Thompson, M.

Zurek. Millennium Ecosystem Assessment Methods. Oct ober 18, 2002.

12. WWF R ussia and WWF Mongoli a Programme Offi ce. Millennium Ecosystem Assessment in the Alt ai-Sayan Ecoregi on. 2003.

- Арский Ю.М. и др. Экологические проблемы: Что происходит, кто виноват и что 13.

делать? М: МНЭПУ, 1997.

- Горшков В.Г. (1995) Физические и биологические основы устойчивости жизни.

14.

Москва, ВИНИТ И, 471 с.

- Комплексный экологический мониторинг вы соких горных систем Центральной Азии.

15.

Биш кек. 1998.

- Кондратьев К.Я. и др. Перспективы развития цивилизации. Многомерный анализ. М:

16.

Логос, 2003.

- Методологические Рекоменд ации по Подготовке Центрально-Азиатской Стратегии 17.

Устойчивого Развития (ЦА Повестка-21). РЭЦ ЦА. Алматы. 2002.

- Национальная стратегия и план действий по устойч ивому развитию горных 18.

территорий К азахстана. Рабочая группа К азахстана (ЦАГИС). - Национальная стратегия и план действий по устойч ивому развитию горных 19.

территорий Республик и Кы ргызстан. Рабочая группа Кы ргызстана (ЦАГИС). - Национальная стратегия и план действий по устойч ивому развитию горных 20.

территорий Республик и Т адж икистан. Рабочая группа Тадж икистана (ЦАГИС ). - Национальная стратегия и план действий по устойч ивому развитию горных 21.

территорий Республик и Узбекистан. Рабочая группа У збекистана (ЦАГИС). - Отчет Региональной встречи за Круглым столом Центральной и Южной Азии.

22.

Биш кек. июль-август 2001.

Повестка дня на XXI век. К онференция ООН по окружающей среде и развитию. Рио-де 23.

Жанейро. 3-14 июня 1992.

Приглашение к партнер ству по реализации Центрально-Азиатской инициативы по 24.

устойчиво му развитию. С пециальная Рабочая Группа Старших Должностны х Лиц Правительств Казахстана, Кыргызстана, Т адж икистана, Т уркменистана и У збекистана.

Киев 21-23 мая 2003.

Региональная стратегия и план действий по усто йчивому раз витию горных территорий.

25.

Рабочие группы Каз ахстана, Кыргызстана, Т аджикистана, Узбекистана, Синьцзян – Уйгурского АР КНР (ЦАГИС ). 2001.

- Региональная стратегия устойчивого развития горных территорий Центральной Азии.

26.

Региональны й Экологический Центр Центральной Азии (РЭЦ ЦА). Алматы. 2002.

- Состояние окруж ающей среды в странах Центральной Азиии. (Э лектронны е доклады 27.

на компакт диске) Региональная рабочая группа, ЮНЕП-ГРИДА. 1999. www. grida. no - Центральная Азия: окружающая среда и раз витие. (Э лектронны й доклад на компакт 28.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.