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 || 3 | 4 |   ...   | 11 |

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

-- [ Страница 2 ] --

И з че ты рех видов коле баний лед ников, различаемы х в совреме нно й гляциологии (К отляков, 2004) основны ми являются два: 1) вы нужденны е колебания, обусловленны е изме нен ие м внеш ней нагрузки, т.е. скорости аккумуляции-абляции льда и 2) релакса цион ны е автоколебания, вы ражением которы х являются резкие подвижки пульса ци и, когда конец ледника резко продвигает ся вперед либо происходит перера спре деле ние м ассы в пределах контура ледник а( внутре нняя подвиж ка). М еханизм вы нужденны х колебаний изучается пут ем наблюде ний за процесс ами внеш него (между леднико м и атмос ф ерой) и внутрен него ма ссоэ нергообмен а ледников. О собенно детальны е наблюде ния, не имею щ ие а на лог а в мире, проводились в 1960- 70 е г оды на ле дниках Обручева(Полярны й Урал), Шумс кого (Дж унгарский Алатау) и Центральном Тую кс уйском(Заил ий ский Алатау), А бра мова( Гисс аро-А лай) ( К отляков, 2004).

В Европе первы е определения баланса ма ссы отдельны х ледников побережья С еверной Атлантики бы ло предприняты ещ е в 1930х Х.А льманом. В 1940х еж егодны е изме ре ния баланс а мас сы бы ли начат ы на нескольких избранны х ледниках и стали мас с овы ми с началом работ по программе М еж дународного гидрологиче ског о десятиле тия( 1965- 1974) и последующ ей М еждународной гидрологиче ской програм мы.

С уммарная площ адь ледников Азии оценивается в 120560 км (D yur gerov and 2 M eier, 2005). И з них 3500 км располож ено в С еверной Аз ии и С ибири и 116180 км – в вы соких горах Аз ии. Наибольш ие площ ади оледенен ия сосредоточены в Гима ла ях( 2 2 2 км ), горах Тянь-Ша ня( 15 417 км ), К аракорума(16600 км ), Памира(12260 км ) и К уньлуня( 12260 км ).

В т аблиц 1 представлена ин форм ация о ледниках Азии и С еверного К а вка за, на кот оры х проводилис ь боле е или менее продолжительны е изме ре ния ба ла нса мас сы.

Т аблица 1. Л едники гор Азии и С еве рного К авказа с наиболее продолжительны м рядом измерени й баланс а массы (по сост оянию на 2003 г.) Рег ион Лед ник Пл ощадь Перио д наблюдений Дл ина ряда, ледника, км начало окончание. лет 1 2 3 4 5 Кавказ Джанкуат 3,10 1968 - Гарабаши 4,47 1984 - Алтай Л. Актр у 5,96 1977 - М. Актру 2,73 1962 - №125 0,75 1977 - П. Актру 3,88 1980 1990 Памир Абрамова 22,5 1967 1998 Тянь- Ц. Ту юксу йский 2,66 1957 - Шань Иглы Туюксу 1,72 1957 1990 Молодежный 1,43 1957 1990 Маметовой 0,35 1957 1990 Кара-Бат как 4,56 1957 1998 Голуби на 5,75 1969 1994 Урумчи Ст.

№1 1,74 1959 - Джунг арс Шумского 2,81 1967 1991 кий Алатау Пол ярный ИГАН 0,88 1958 1981. Урал Обручева 0,30 1958 1981 Камчатка Козельский 1,79 1973 1998 Г ималаи Чангмекхан 4,50 1981 1986 Дунагири 2,56 1986 1990 Шау не Гаранг 4,94 1982 1990 Гор Гаран г 2,00 1977 1984 Тибет Ксяодо нгкемади 1,77 1989 1998 И сточник:( Dyurger ov and M ei er,2005). Примечание: прочерк в колонке 5 означает, что наблю дения продолжаютс я К ак видим, лишь для 18 ле дников продолж ит ельность ряда еж егодны х изме ре ни й баланса массы превы ш ает 20 лет. К сож алению, на 12 из них на блю ден ия по разны м причинам прекращ ены в начале 1980- х - 1990- х года х и в на стоящ ее время в вы соких горах А зии проводятс я лишь на пяти ледниках. Т ри из них располож ены на Алтае и два на Т янь-Шане. На ибольш ей продолжительностью наблюдени й-50 лет с уче том данны х за 2005/2006 балансовы й год - вы деляется ледник Центральны й Туюксуйский. С уче том же восстановленны х величин балан са мас сы продолжительность ряда данны х составляет здесь 125 лет. Немногим ме ньш е продолжите льность непреры вны х измерений баланс а массы ледника №1 в В осточном Тянь-Шане и ледника М алы й А ктру на Алтае( табл.1. ).

К сожалению, прекращ ены наблюдения на ле днике Абрамова – единствен ном на Памиро-Алае, где в течение 31 года проводился комплекс гляциогидроклим атич еских наблюде ний с еж егодны м измерение м баланс а масс ы ленника. Прерваны т акже наблюде ния на леднике К ара-Баткак на Т янь-Шан е, где еж егодны е измерен ия баланса мас с ы продолжа лис ь в течение 42 лет, а также на леднике Шумского в Дж унг арском Алатау и ледниках Полярного У рала и К амчатки с продолж ительнос тью рядов баланса мас с ы 24-25 ле т.

По сути, результатами на блю де ний на ледниках, перечисл ен ны х в таблице исчерпы вается ба за данны х, представляющ их наибольш ий интерес для исследований коле ба ни й балан са мас сы ледников Азии. Д ополнительно в те че ние 1970- 1990- х измерения баланс а мас сы проводились ещ е на 38 ледниках А зии, в том числе на 3 ледниках Алта я, ледниках Гима лае в и 11 ледника х Тянь-Шаня, но продолжительность этих на блю дений составляет от 1 до 9 ле т.

Т аким образом, информа ция для обоснованны х оценок с овремен ной и прог нозной дин амики оледен ен ия гор А зии весьма ограничен а, особенно по территории Т ибета, Памира, Гималае в, К уньлуня;

практически отсутс твуют данны е о динамике баланс а мас сы ледников Гиндукуш -К аракорума. К тому ж е данны е наблюдений на отдельны х ледниках – не лучш ая информа ция для сравнительны х оценок, поскольку они могут отлича ться от характерист ик дина мики оледенен ия целостны х ледниковы х систем. В этих условиях задачами на ближайш ую перспективу, кроме усилий по поддержке наблюде ний на объектах, включенны х в сеть М ировой службы мониторинга ледников, долж но стать стремление восста новить прерва нны е наблюден ия на ле дниках Абрамова(Пам иро-Алай), К ара- Ба ткак и Голубина(Т янь-Шань) и организовать подобны е наблюде ния на дополнительны х ледниках, особенно на Тибет е, в Гималаях, г орах Памира, К аракорума. В этой связи бы ло бы полез ны м создание сети тестовы х горно-ледниковы х бассе йнов с комплек сом гляциогидроклим атич еских наблю дений по еди ной скоордин ированной програм ме.

В аж ной задачей должно стать стремлени е организовать работы по составле нию К аталога ледников. Т олько на их основе возмож ен объективны й сравните льны й а нализ динамики ледниковы х систем и обоснованны е прогнозны е оце нки развития оледенения гор А зии в ближайш е м будущ ем. Х орош ие возможности для составле ния унифиц ированны х кат алог ов ледников откры ваю тся на основе обработки данны х космической съе мки, особенно в ра мках проекта GLIM S, ориентирован ного на составле ние каталога ледн иков мира.

В настоящ ее время повторны е каталоги ледников по состоянию на несколько вре мен ны х с ре зов име ются для территории горны х районов Памира, Гиссаро-А лая, Тянь Ша ня в границах бывш его СС С Р. В пос ле дние де сятиле тия ( начина я с 1970 г.) составлены также ката лог и ле дников ряда бассейнов И ндийских и Н епальс ких Гимал аев, К аракорума (T svetkov, Osipova e t al, 1998) Заверш ены такж е работы по составлению второго каталога ледников больш ей части ледниковы х районов К ита я, составлен первы й ка талог ледников Индийск их Гималаев(ба ссе йн р.Баспа). Д ля продолж ения э тих работ необходимо скоордин ировать усилия спец иали стов стран-уч аст ни ц, согласовав соде рж ание каталогов и мет оды определен ий гляциологическ их характерис тик.

3.2. Динамика ол еденения вы с оких г ор А зии С ущ ес твую щ ие данны е прямы х измерений балан са масс ы и колебаний ледн иков вряд ли можно использовать для надежны х суж дений о современной эволю ции горно ледниковы х систем (К отляков, 2004). Тем не менее, рез ульта ты мониторинга ледников не оставляют сомне ний в том, что во второй половине 20 в. оледенени е Земли находилось в состоянии деградац ии. В 1990г. М еж правите льст ве нн ая группа экспертов по из мене нию климат а признал а э тот факт как один из главны х аргументов глобального потепления климат а не зависимо от вариа ций данны х о приземной темп ературе воздуха (IPCC,2001).

Глобальны м измене ниям темп ературы соответст вовали и колебания ледников (К отляков, 2004). П ервая половина XX в. бы ла пе риодом с окращ ения ледников, пик кот орого приш елся на 1930-40-е годы. В последую щ ий период пит ани е ледников ст ало улучш аться, появилас ь тенденция к их стабилизац ии и росту, в ряде горны х стран уве личен ие масс ы ст ало характерной чертой больш инства ле дников. Т ак, в хорош о изученны х А встрийских А льпа х в 1965 г. наступало 30% ледников, а в 1975 г. число насту пающ их ледников возрос ло до 58%, тог да как на предш ествовавш е м климатиче ском этапе та м резко преобладали отс тупаю щ ие ледн ики, доля которы х в 1920 г. сост авила 30%, а в 1952 г. приблизилась к 100%.

Близкая картина на блю дала сь и в Центральной А зии. Т ак, на общ ем фоне сокращ ения площ ади оле де не ния в период с 1956 по 1975гг, 31% из 369 ледников северного склона Заили йског о Алатау и бассейна р. Шелек, по которы м имеются данны е об изме нен ии площ ади, уве личивались в раз мерах. Общ ее приращ ение площ ади этих ледников за ука занны й период составило 15, 7 км. В период с 1975 по 1990гг. доля ледников с преобладаю щ им положительны м ба ла нс ом массы сократилась до 2,4% от общ его количества исследуе мы х (369).Подобная динамика наблюд алась и в других горно ледниковы х районах. Т ак, в период с 1943 по 1977 гг. в ледниковом масс иве Акш ийрак семь ледников(4% от общ его количес тва) на ступали, а на 32 ледника х( 18%) вы сота пове рхност и в зоне абляции увеличива ла сь, но в последующ ий период все ледники масс ива отступ али (T a ke uc hi, Uet ake et al., 2006). С ходная картина наблюдала сь и в горах К итая (Я о Т андонг, В анг Юкинг и др., 2006 - в данном из да ни и). С удя по да нны м М ировой служ бы мони тори нга ледников, наличие отступающ их и наступаю щ их ледников в 1960- е – 1970-е годы прош лого века бы ло характерно для контине нтальны х горно-ледниковы х с истем мира и к концу 1970-х количество наступаю щ их и отступаю щ их ледников пра кт иче ски сравнялось: около 45% наблюдаемы х ледников С еверного полуш ария в пе риод с 1960 по 1980 гг. имели преимущ ествен но положительны й баланс массы. В тот ж е период 57% наблюда емы х ледников Альп име ли положит ельны й баланс ма ссы и до 80% наступали в 1980 г. О дна ко доля нас тупа ющ их ледников здесь сократилась до 35% в 1984 г. ( Snow in hydr ology.1998).

Т емпы де градации ледников в различны х ра йонах мира сущ ест ве нно различаются в за вис имос ти от типа оле де не ния. В ра йонах с морским клима том толщ ина ледников сокращ ает ся с о скоростью не сколько дециме тров в год, тогда как в районах конт ин ент ального климата, где в зоне питания ледников круглы й год преобладают отрица те льны е темпер атуры, она составляет от нескольких сантиме тров до дециме тра в год (Gui san, T essier et al., 1995).

Недавние обобщ ения дан ны х мониторинга ле дн иков мира (Dyurger ov, 2005;

Dyurgerov and M eier, 2005;

Ibr agim ov, 2004) убедительно показали, что при господствующ ем в последни е десятилет ия отрица те льном бала нсе ма ссы ледников в ряде районов мира оледен ен ие находилос ь в боле е или менее устойчивом состоян ии, а в отдельны х районах в течение пос ле дних десятиле ти й преобладал положительны й баланс мас с ы. В больш инстве г орны х районов на общ ем фоне отс тупания ледников в отдельны е годы наблю дался положительны й баланс мас с ы, а в ряде районов( Аляска, Норвегия, Новая Зеландия) в т ечение второй половины 20 в. вы явлены преры вист ы е периоды полож ительног о баланса массы и наступл ения ледников (Dyur ge rov, 2005;

D yurgerov and M eier, 2005;

Ibragi m ov, 2004). Европейские А льпы, например, за период см 1850 по 1970 г.

пот еряли около 30-40% первоначальной площ ади и около 50% объема льда. Ещ е около 25 % объема льда они потеряли в последующ ий период. Т емп сокращ ения объема альпийск их ледников в последние десятилет ия увеличился вдвое – с 0,42 % в год в период с 1850 по 1970 гг. до 0, 83% в год в последующ ий период (H aeberli, 2005). Отметим, что темпы сокращ ения альпийских ледников близки к вы явленны м в Заилийском Алатау (S everskiy, K oka rev et et al., 2006).

Отступа ние ледн иков началось в конце М алого Ледникового пе риода( Li ttl e Ice Age - LIA ) – в середин е 19 века. В таблице.2 приве де ны данны е о измене ни и площ ади ледников различны х горны х районов в больш ом ш иротном диапазоне – от тропиков до вы соких ш ирот. Э ти данны е не оставляют сомнен ий в глобальном мас ш табе процес сов деграда ции оле де нен ия, особенно инте нс ив ной во второй половине 20 века.

Т аблица 2 М ноголетние измен ения площ ади и объема ледников в различны х района х (Dyur ge rov, 2005).

Р гион е Период Потеи Потери о бъема,%. Источни к площади,% /% (км3 )/% в год в год Тропик и Гора Кения 1 850- - Kaser et al.2 (M nt ou 1 993 74/0. Keny a) Рвензори 1 906- - Kaser et al.2 (Rwenzory ) 1 990 74/0. Ириан Джайя (Irian 1 850- - Kaser et al.2 Jaya) 1 900 93/1. Кордильер а Р еал, 1 920- - Kaser et al.2 Боливия (Cardillera 1 970 12/0. Real(Bol iv ia)) Пико Боливар (Pico 1 910- - Kaser et al.2 Bolivar -Venezuela) 1 972 80/0. Европейские ca.1850- - -50/0.35 M eier et al.

Альп ы 1 994 35/0.24 Кавказ 1 894- - -50/0.42 M eier et al.

1 970 29/0.24 Эльбрус(Цен тральн 1 887- - Zolotarev ый Кавказ ) 1 997 14/0.13 aal. Ш пицберген 1 850- - -13/0.10 M eier et al.

1 973 6/0.049 Новая Зеландия ca.1850- - Chin 199 1 990 26/0. Тянь-Ш а нь 1 955- - -22/0.55 M eier et al.

1 995 15/0.38 Заилий ский 1 955- - -32/0.91 Vilesov et 1 990 29/0.83 al.200 Акшийрак(внут рен 1 943- - Khromov a et ний Тянь-Шань) 2 001 26/0.45 al.200 Гиссар о-Алай 1 957- - Shetin nicov 1 980 16/0.70 Ледник Маласпина, ca. 1974- - 1.9/0.09 M eier et al.

Аляска (M alaspina 1 995 1.5/0.0 Glacier, Alaska Ледовое поле (-200 км ) 1 945- Aqnia et al.

Южной Патагонии 1 986 (Sou thern Patagonia Is field) К ак видим, в сходны е по продолж ительности периоды времени темпы де градации оле денения ра зличны х районов значительно различались. С ущ ественны и временны е различия. Т ак, темп сокра щ ения площ ади оледенения массива Акш ийрак в Центральном Тянь-Шане изме нялся от 0,12% в год в период с 1943 по 1977 гг. до 0,33 в период с 1977 по 2003 г. (Ai zen V., Ai zen E., Kuzm ichenok, 2006). Из из ве стны х для г ор Азии мини мальны ми темпа ми деграда ции площ ади(0, 01 -0,06 % в год) в последние десятилет ия XXв. от личалось оле денени е Т ибетского плато (С инь Л и, Гордон Шенг и др., 2006 - в данном изда нии), а макс имальны ми(0,80-0, 83 % в год) – оледенен ие северной пер ифери и Т янь-Шаня ( Aizen V., Aize n E., Kuzm ichenok, 2006;

S everskiy, Kokarev et al., 2006).В значительной мере это объясняетс я тем, что на юго-востоке Тибетского плато инте нс ивность солнечной радиац ии в зоне абляции ле дников составляет лиш ь 1/6 от те орет иче ски возможной, а конде нс ация пре вы ш ает испаре ние, вследствие чего, инте нсивнос ть таяния льда составляет лиш ь около 3,2 мм/1°С, тогда ка к в Центральном Т янь- Шане она превы ш ае т 12,5 мм/1°С (A izen V.and Aize n E.,1997).

С ра внительная картина дин амики ледников в различны х ра йонах мира характеризуе тся данны ми рис.3 и 4. По представленны м здесь да нны м четко прос ле живает ся раз личия динамик и ле дников районов относительно теплого морского климат а ( Скандинавия, К амчат ка, А льпы ) с одной стороны и контине нтального холодного климат а( Центр альная А зия, Скалисты е и К аскадны е горы ) - с другой. Для первы х характере н з на чит ельно меньш ий размах колебаний годового баланса массы ледников( в диа паз оне ±1500 м м/год против ± 2000 мм/г од у ледников арктического и конт ин ент ального типа) и относительно ме ньш ие темпы сокращ ения запас ов льда.

Очевидно та кж е, что темпы сокращ ения площ ади ледников и з апасов льда, особенно в конт ин ент альны х сухих и приполярны х районах (горы Це нт ра льной А зии, А ляски, С калисты е и К аскадны е горы ) значительно возросли с начала 1970-х, хотя в ряде районов( Алтай, Анды, Аляска, П атагония, Памир, К а вка з, К ас ка дны е горы )в 1980-х начале 1990-х отчетливо вы ражено некоторое за медлен ие те мпов деградаци и ледников, что вполне согласует ся с тенденциям и измен ения температ уры воздуха.

Рисунок 3 Амплитуда меж годовы х коле ба ни й баланс а ма сс ы ленников различны х ра йонов мира ( Dyurgerov, 2005).

На ледниках Ц ентральной Аз ии бы строе увеличение отрица тельны х значений баланс а массы, характерное для периода с 1969 по 1978 гг., сменилось в последующ е м явны м замедле ние м темпов деграда ци и: вплоть до 1996 г. абсолю тны е з на че ния отрица тельного баланс а мас сы бы ли значительно меньш е типич ны х для второй половины 70-х, а в 1981, 1985,1987, 1992, 1993 и 1998 гг. бы ли близки к нулю. Л ишь в 1997 г. величина годового баланса мас сы дос тигла -1500 мм/год –абсолютного мин иму ма за период с середи ны 50-х годов прош лог о века(рис. 3с ), Интересны м является факт, что баланс массы при общ ем тренде в отрица тельном се кт оре приближался к нулю либо бы л слабо положительны м в годы извержения европейских вулканов(в частности M ount Agung в 1963 г., El C hichon в 1982 г., M ount P inat ubo в 1991).

С вязанное с этим похолодание и снижение темпов деградации ледников может продолжаться в течение 1 - 3 лет (рис. 5 ) (Dyurgerov and M eie r, 2005).

Рис. 4 М ноголетние тренды измене ния объема (кумулятивны й ба ла нс массы ) ледников различны х районов мира (D yurgerov, 2005).

Рис. 5 Годовы е изменения баланс а массы ледников и кумулятивны й ба ла нс массы (а ) в метра х, (б) в км водного эквивалента, рассчита нны й для ледниковы х систем и ледниковы х покровов (исключая Гренландски й и Антарктическ ий ледниковы е щ иты ) с общ ей площ адью 785 х 103 км. О бобщ ены Р езультаты прямы х наблюдени й ба ла нса мас сы 300 ле дников мира, осредненны х по размерам отдельны х ледников, первонач альны х (ледниковы х) сис те м, 12 крупны х ра йонов, 6 регионов контин ент ального мас ш таба ( Dyurgerov a nd M eier 2005) В течение всего периода, начиная с конца 50-х, от нос ит ельно больш ей устойчивостью в сравнении с цен трально- ази атск ими отличали сь ледники Алта я: в т ечение 1966- 1973, 1975 1977, 1983-1990 и 1993 гг. годовой баланс их ма ссы бы л положите льны м и хотя кумулятивны й баланс мас сы в течение всего расс матрива емого пе риода остава лся отрица те льны м, его отклонения от нулевого з на че ния бы ли невелики и в период с 1982 по 1997 гг. постепе нно уме ньш ались(рис. 5). Начиная с конца 80-х –начала 90-х, темпы деграда ции ледников во многих районах мира значительно возросли. (Dyurger ov, 2005;

Haeber li, 2005). Э то ускорение связано с аномально вы сокими средними те мпер атура ми в этот период и вполне согласуе тся с изменени ем площ ади и толщ ины морских льдов и сокращ ение м площ а ди с езонног о снежного покрова в С еверном полуш арии со скоростью 0,2% в год (Dyurgerov and M ei er, 2005).

В целом же, те мпы сокращ е ния ледниковы х рес урсов мира остаю тся вы сокими и в пос леднее десятилет ие в больш инстве ле дниковы х районов явно воз росли. Э то хорош о видно из обобщ е нного для ряда ледников и г орны х районов характера измене ний бала нса мас с ы ледников ( рис. 5). Ос обе нно интен сивно во вт орой половине 20 века сокращ ались ледник и С калисты х гор, Ц ентральной Азии и Аляски(рис. 3). П ри этом скорость сокращ ения площ ади оледенен ия Центральной Азии оставалась одной из на иболее вы соких в мире(рис. 4)..

Относит ельно больш а я скорост ь деградации оледене ния Ц ентральной Азии объясняется тем, что при потеплени и скорость деградац ии возраста ет по мере роста ст епе ни конт ин ент альност и климат а, т ак как увеличивается вклад летнего балан са ма ссы в изме нен ие его годового баланса и стока деградац ии. Т а кое явление связано с небольш им, но пос тоянны м рост ом доли зимних осадков в годовой сумме при потепле ни и и усилении циклон ической активност и в период зимне го антиц иклона. К роме того, ледники конт ин ент альны х районов испы тываю т тенденц ию к уменьш ению питан ия атмосфе рны ми осадка ми: общ ей тенденцией для ледников Тянь-Шаня в течение послед них десятилет ий бы ло сокращ ение годовой аккумуляции снега. Уменьш ение аккумуляции снега и пот еплен ие типич ны для условий Центральной Азии. Э то наиболе е благоприят ное сочета ние объясняет ано ма льно больш ие скорости деградац ии оледене ния (К отляков, 2004).

В есьма интересны ми с точки зрения динам ики ледниковы х ресурсов являются результ аты оце нки вклада горны х и субполярны х ледников в повыш ение уровня мирового океана.

Глобальны й баланс массы ледников може т бы ть преобразован в единицы изменения уровня моря: 361 км водного эквивалента соответствует увеличению уровня моря на 1 мм (Изменен ие клим ата, 2001;

D yur gerov, 2005;

IPC C, 2001). С оглас но результатам оценки (Dyurger ov,2002;

Dyurger ov, 2005), обобщ енны й среднегодовой бала нс мас сы ледников изме нился от - 82 мм/год( -56 км /год) в течение периода 1961- 1976 гг. до -125 мм/год( км / год) в течение 1977-1987 гг. и до -217 мм/ год( - 147 км3/ год) в период с 1988 по 1998 г г.

Т аким образ ом, объем талы х ледниковы х вод в последние десятилет ия прош лого века уве личивался, при этом, если в десятилетие 1977- 1988 г г. с ре днег одовой ледниковы й сток уве личился в 1,5 раза в сравнении с характерны м для периода с 1961 по 1976 гг., то в течен ие следую щ его десятилетия он увеличился в 1, 7 ра за. Э то ещ е раз подтверждает вывод о том, что значительное увеличени е темпов де градации ледников в последнее десятиле тие 20 века име ло г лобальны й ха ра ктер. При этом ускорение тем пов деградац ии оле денения в конце 80- х- начале 90- х бы ло настолько значительны м, что вы сказывается сомн ен ие относ ительно однород ност и данны х рядов монитор инга ле дн иков и пра вомер ност и их использования в прогнозны х оценках вероятной дина мик и оледенения на обозримую перс пективу ( Dyurgerov, 2005). В месте с тем, в ряде горно-ледниковы х районов (К авказ, А лтай, С кандинавия) этот сдвиг не вы ражен и ход кривы х кумулят ивного баланс а мас сы в 80-х – начале 90- х годов прош лого века носит скорее обратны й характер в сравнении с типич ны м для больш инства ледниковы х районов( рис. 4 ).

Р ассмотр ен ны е рез ульта ты (рис.5) характе ризую т измен ения оледе нен ия, осредненны е для больш их территорий – от крупны х горно-ледниковы х районов(Альпы, К авказ, Алтай) до ма сш табов субконтин ент а(вы сокие горы Азии). Характер изменен ий оле денения отдельны х ледниковы х систем може т сущ ественно отлич аться от осредненног о для больш их регионов. К тому ж е в пре делах е диной ледниковой систе мы темпы этих изме нен ий могут значи тельно различа ться в зависимост и от условий рельефа, орографии, полож ения района в горной систе ме, ориентаци и макрос клона г орного хребта. Р ассмотр им эти особен ност и, прежде всего, для оледенения гор Ц ентральной Азии. В ероятно, наиболее полная инфор мац ия для исследовани й дина мики оледене ния региона имеется для территории гор Юг о-В осточного К аз ахстана, - С е ве рного Т янь-Шаня и Джунгарского Алатау. Здесь, на базе стацио нара И нститут а географии М ОН РК в гляциальном поясе бассе йна р. М алой Алматинк и, начина я с 1958 г. проводятся еж егодны е, а с 1972 г.

круг логодичны е гляциогидроклимат ическ ие наблю де ния с измерение м составляющ их баланс а массы ледника Т уюксу. С учетом же реконструированны х показателей, продолж ит ельност ь ряда данны х о балансе ма ссы этого ле дника превы сила 125 лет. К роме того, для г ор Юг о-В осточного К азахстана по материала м а эрофотосъ емки, а после 1990 г.

по данны м космической съемки, составлены унифиц ирован ны е ка талоги ледников по состоянию на 4 – 6 време нны х срезов ( для Джунгарской и Заилий ско-К унг ейской ледниковы х систем соответстве нно) за период с 1955-1956 г г. по 1999г.

Д анны е мониторинга ба ла нса мас сы ледника Т уюксу(рис 6) и сравнительны й анализ данны х ка талогов ле дников свидетельствуют, что изме не ния оледен ения данног о региона вполне с ог ла сует ся с типичны м для гор Центральной А зии(рис. 3). К ак и в больш инст ве ледниковы х районов мира до конца 1970-х ледники ост авалис ь здесь в более или мене е устойчивом состоянии, а ускоренная их деградация началась в начале 1970- х, ког да в течени е нескольких лет подряд наблюдались аном ально вы с окие темп ературы воз духа. Именно с начала 1970-х кумулятивная кривая баланса массы ледника резко отклонила сь вниз( рис. 4), отражая соот ве тствующ ее ускоре ние тем пов сокра щ ения вековы х запасов льда. Аналогичны е изменен ия зафиксирова ны в режиме ле дников Шумс ког о в Дж унг арском Ала тау, Абрамова в Гиссаро-Алае, К ара- Бат ка к и Голубина на Тянь-Шане (К отляков (ред.), 2006).

CUMM ULATIVE S PECIFFIC NET BALANSES C um ula tiv e ne t ba la ns e [mm ] - - - - - - - - - - 1957 1962 1967 1972 1977 1982 1987 1992 1997 Time [Years] Рис. 6. К умулятивны й баланс массы ледника Центральны й Т уюксу за период 1957-2005гг В течени е всего последую щ его период а отрица те льны й баланс масс ы лиш ь в отдельны е годы сменялся положительны м. В мес те с те м, отмеченное выш е резкое ускоре ни е тем пов деградации ледн иков с середины 1980- х-начала 1990-х, типичное для многих райо нов мира(Альпы, Пата гони, А ляска, Анды, А ркт ика) з де сь не проявилось.

Напротив, начиная с конца 1980-х пот ери массы ледника Т уюксу явно замедлил ись(рис. 6).

Тот же характе р изменений проявился и в динамике Заили йско-К унгейс кой и Джунга рс кой ледниковы х систем в целом (S everski y, K okar ev et al. 2006). Э то хорош о видно на примере изме нен ий те мпов сокращ ения площ ади ледников С еверного склона Заилийс ког о Алатау(рис. 7): максимально вы сокие темпы дег ра да ци и, характерны е для середины 1970-х уже к середине 1980- х значите льно уменьш илис ь и, c удя по измерениям баланс массы ледника Т уюксу( рис. 6), продолжа ли сокра щ аться вплоть до 2005 г.

В ы явленны й характер изменен ий( рис. 7) вполне согласует ся с результа тами соответствующ е й оце нки для вы соких гор Азии в целом ( Dyurgerov, M eier, 2006):после резкого ус корения потерь массы ледников в начале 1970- х уж е к 1977-1978 гг. процесс стабил из ировался, а в период до начала 1990-х годов сущ ественно замедлилс я, после чего пот ери ма ссы льда вновь возросли. Т акой реж им вполне соответст вует особен ностям глобального поте пле ния: если до конца 1980-х годов на разны х ш иротах как С еверного так и Южного полуш арий з онально ос ре днен ны е среднегодовы е аномал ии те мп ературы воз духа имели разны й знак, то с конца 1980- х они бы ли преимущ естве нно полож ительны ми во всех ш иротны х зона х Земли, особенно значительны ми в С еверном полуш арии (Dyurger ov, M e ier, 2006).

Отметим также, чт о значит ельное сокращ ение тем пов деградации ледников с начала 1980-х выявлено для трех бас сейнов Гис саро-Алая (Баты ров, Я ковлев, 2004).

С ущ ес твенное сокращ ение темпов деграда ци и в конце 1980-х –начале и в конце 1990-х выявлено также по ежегодны м измерениям балан са массы т ре х ледников К ат ая (Ле дник №1 в В осточном Тянь-Шане, ледник М алы й Тонгкемали в горах Танггула и ле дник М ейкуанг в К уньлуне ) (Я о Т андонг, В анг Юкинг и др., 2006 - в данном издан ии). По друг им оценка м (Глазы рин, 2006), темп деградаци и оле денения Гиссаро-Алая в целом пос ле 1980г. увеличился почти в 1,2 раза (с 0,68 до 0,80% в год) в сравнени и с характерны м для периода с 1957 по1980 гг. В мест е с тем, по тем же оценкам, темп сокращ ения площ ади оле денения П амира в пе риод с 1980 по 2005 г. не сколько с низился – с 0,54% в год в1961 1980 гг. до 0,50 в 1980-2005 г г. Н екот орое ускорение темпов деградаци и оледенения в пос ледние де сятилет ия выявлены и для Ц ентрального Т янь- Шаня(К узьмиченок В.А., 2006).

Т акие расхождения в оценках, к сожа ле нию, вполне вероятны, поскольку надежность опре де ле ния площ ади ле дников даж е по матер иала м аэрофотосъ емки н е слиш ком велика и зависит не только от масш таба Рисунок 7 – Из менен ие т емпов сокращ ения площ ади оледенения северного склона Заилий ског о Алатау.

используемой т опогра фич еской карты, но в значительной мер е от профе ссио нальног о опы та специалист а. В ряд ли надежнее результаты определен ия площ ади ледников по кос мич ески м снимк ам. В э том отнош ении показате ле н тестовы й эксперим ент, в ходе кот орого троим с пе циал иста м с больш им опы том обработки космических изображ ений бы ло предлож ено определить площ а дь ледника Т уюксу по космиче скому с нимку IRS разреш ение м 5,8 м. Ра схож дения в результата х опре де ле ний превы с или 10%, а отклоне ния от площ ади ледника, рассчита нной по ма тери ала м синхронной тах еом етриче ской с ъе мки, изме нялись от 1,5 до 12,0 %.

О тмет им такж е, что в зависимост и от полож ения района в горной систе ме, ориентац ии макросклон а хре бта, абсолютной вы соты располож ения и ориентац ии самих ледников темпы их дег ра дации могут значит ельно различаться в пределах одной ледниковой сист емы. Т ак, в Заилийско-К унгейской ледниковой систе ме в среднем за период с 1955 по 1999 г г. максим альны й темп сокращ ения площ ади ледников (0,96% в г од) наблюдался на Юж ном склоне К унге й А латау(бассе йн р. Ч он-Аксу), а минимальны й( 0, 49% в год) – в располож ен ном рядом бассейн е р. Ч он-К емин. В Джунгарской ледниковой систем е в средне м з а период с 1956 по 1990 гг. максимальны й темп сокращ ения площ ади ледников(1, 08% в год) характерен для Юж ного макросклона гонной ст ра ны, в располож ен ном рядом бассе йне р. К оксу он в 1,2 раза меньш е, а минима льны й(0,72% в год) наблюдал ся в орографиче ски закры ты х ба ссейнах Т ент ек и Ы ргайты на вос точной перифер ии Дж унгарского Алат ау (S everski y, Kokarev et al., 2006).

Значит ельны е межбассе йновы е различия темпов деградации оле денен ия характерны и друг им ледниковы м сист е ма м Ц ентральной Азии(табли ца 3) Т аблица 3.М ноголетние из ме нен ия площ ади оледенения( Fgl) Ц ентральной Азии, км ( по да нны м: (Агальцева, К оновалов, 2005) Бассейн/район год год Потери Темп Продолж.

Fgl Fgl площ ади сокраще ния периода, за период, площади лет км 2 оледенения %/год Зап. Тянь-Шань 1957 170,8 1980 146,8 24,0 0,61 р.Ванч 1957 344,8 1980 291,6 53,2 0,67 Р. Гунт 1957 534,1 1980 441,1 94,0 0,76 Р. Матча 1957 506,0 1980 437,9 68,1 0,58 Р. Кызылсу За п. 1966 527,3 1980 486,4 40,9 0,55 Р. Муксу 1966 2064,8 1980 1987,5 77,3 0,267 Р. Обихингоу 1957 810,2 1980 705,1 105,1 0,56 Р.Пяндж(1) 1957 383,7 1980 268,9 114,8 1,30 Р. Пяндж(2) 1957 52,0 1980 48,1 3,9 0,32 Р.Сырдарья (1) 1964 548,1 1980 449,6 98,5 1,12 Р.Сырдарья (2) 1964 303,9 1980 180,1 123,8 2,55 Р. Шахдара 1957 216,3 1980 166,7 49,6 1,00 Р.Язгулем 1954 330,4 262,7 67,7 0,79 Все бассе йны 6793,4 5872,5 920,9 0,65 Примечание: Пяндж(1) –правые притоки Пянджа выше устья р. Гунт, Пяндж (2) – правые притоки Пяндж а ниж е устья р. Ванч, Сырдарья (1)- левые притоки от ус тья Аксу и ниж е, Сырда рья ( 2) –ле вые притоки Сырдарьи от устья Карадарьи до устья Аксу.

Представлен ны е в таблице данны е о площ ади оледенения на два вре менны х среза заимс твованы из К аталогов ледников, составленны х вы сококвалифи цирова нны ми спец иал ист ами, что исключает предположение значит ельны х ош ибок. Т ем не менее, трудно объяснимы ми являют ся вы явле нны е темпы дег ра да ции оледене ния(до 2,6%/год) и их районны е ра зличия в бассейн ах левы х притоков р. Сы рдарьи( более чем вдвое). Не ясны также причины аномально малы х темпов деградаци и оледене ния бассей нов правы х притоков р. П яндж ниже устья р. В анч(0, 32% в год) и бассейна р. М уксу( 0,27% в г од).

В оз мож но, это связ ано с тем, чт о в этих и расположе нны х рядом ба ссей на х сосредоточ ены на иболее знач ит ельны е узлы оледенения региона. М ож но предположить, что наличи е больш их площ адей ледниковой поверхност и определяет сущ ес твенно более низкий температур ны й фон и соответ ственно относительно малы е темпы де градации оледене ния. Не потому ли вре менной градиен т среднелет ней те мпера туры на метео ста нц ии Алты нмазар ( басс ейн р. М уксу) в 1962- 1991 гг. оказался от рицат ельны м относи тельно преды дущ его десятилетия? ( Агальцева, К оновалов, 2005). М ожет бы ть и здесь проявляется ме ха низ м са морегул ирования ледников: чем вы ш е фоновая тем ператур а, т ем в больш ей мере проявляетс я охлаждающ ий эфф ект ледниковой поверхност и?. В этой связи уместно напо мн ить, что в современны х условиях охлаждаю щ ий эффект оле де не ния Гренландии приводит к сг ла живанию « фоновы х»

тем ператур на 5° летом и на 15°С зимой (К отляков, 2004;

Ч ижов, 1976).

Говоря о причинах территори альны х различий темпов де градации ледников и ледниковы х систем, необходимо имет ь в виду, что глоба льное повы ш ение темпер атуры оказы ва ет не прямое, а опос ре дованное влияние на состояние ледников через общ ую циркуляцию атмос феры, облачность, солнечную радиацию и локальную температуру (A izen V., Aize n E., 1997).Н ужно также учест ь, что территориа льная неоднороднос ть реж има ле дн иков и их реакции на внеш ние возде йс твия в значительной мере определяются различиями условий с негонакопл ения и ве личин годовой аккумуляции тверды х осадков. Э ти контрасты особенно велики в мало- и умеренно снеж ны х районах, к числу которы х относится подавляющ ая часть горной те рритории Ц ентральной Азии. В зависимо сти от ориент ац ии бассе йн а, особенносте й орографи и и полож ения района в горной систе ме величины максимальны х снегозапасов на с опоста вимы х вы сотах даж е в расположен ны х рядом бассейнах могут различаться в несколько раз (С еверский, 1982;

С еверский И., С еверский Э, 1990;

С еверский, С е-Зичу и др. 2000).В этом одна из причин относи тельно больш его вы сотного полож ения ледников и вы с от ы линии нулевого баланс а в малоснеж ны х орографическ и закры ты х и внутригорны х ба ссейнах (С еверский, 1982;

Sever skiy, 1999;

S ever skiy, 200).

Х арактерно также, что режим каждого отдельного ледника сугубо индивидуале н и может значительно отличаться не только от осредненного для данной ледниковой сист емы, но и от реж има ле дника, ра сполож енног о рядом. П ричины этих ра зличий в значит ельной мере опред еляются влиянием больш ого разнообразия локальны х факторов – от особенност ей орограф ии и рельефа до морфологического типа ледник а и экспозиц ии склона (К отляков, 2004;

К ренке, 1982 и др.). С тепень воздействия локальны х факторов на основны е г ляциологические характ ерис тики в значительной мер е за висит от размеров ле дника (С еверский, 1982;

С еверский И., С еверский Э., 1990;

S evers ki y, 1997): чем больш е ледник, тем это влияние долж но бы ть меньш е. Т ак, обнаруж ено, что для всех горно-ледниковы х районов зависимост и вы с оты фирновой лини и ( Н ф ) от площ ади ледника (F ) однот ипны : по ме ре увеличения площ ади ледника диа па зон колебани й вы соты фирновой линии в данном районе бы стро сокращ ается, и, дост иг нув некоторого предела, в дальнейш ем практически не из меняется ( рис. 8), при э том роль морфолог ии ледн иков не являе тся реш ающ ей: однотипны е ледники распрос тран ены во всем ледниковом диа пазоне и с равной вероятностью могут появляться ка к у верхнего, так и у нижнего пределов последнего (С еверский, 1982;

Se ve rskiy, 1999;

С еверский, С е Зичу и др., 2000).

Р ис. 8 Зависи мос ть фирново й линии Н п от площ ади ле дника F. 1–Алта й, С аяны;

2– Джунгарский А ла тау;

3–Т янь-Шань;

4–П амир, Гиссаро-А ла й;

5–Больш ой К авка з;

6– А льпы ;

7–с плош ное поле точек;

8–з она, где площ адь ледника показана внемасш таба (F 20 км ).

К ак видно из рис. 8, зависимость H ф = f(F ) имеет асим птот ический характе р: при F км дальнейш ее увеличе ние площ ади ледника практич ески не отраж ается на вы соте фир новой линии. Э то и понятно: с увеличение м размеров ледника все в больш ей степ ени проявляется механиз м его саморегулирован ия и на полож ении фирновой линии все меньш е сказы вается влияние локальны х не климатич еских факторов и все более отчетливо проявляется роль макроклимат иче ских условий, преж де всего – типичное для района в целом соотнош ение суммар ног о теплоприход а и годовы х сумм тверды х осадков. С удя по характеру зависимост ей H ф = f(F ), мож но, по-видимому, считать, что на ле дниках, площ адь которы х больш е ука занного критического предела, вы сота фир новой линии опред еляется преимущ ес твенно фоновы ми макроклима тиче ски ми условиями данног о района.

А налогичн ая зависимост ь с тем же пороговы м значение м F обнаружена при сопост авлени и среднегодовы х темпов сокра щ ения плановы х размеров ледников( F % /г од) и их площ ади F (С еверский, Т окмагамбе тов, 2004). О днако, в отличие от расс мотре нной завис имо сти H ф = f(F ), она не является универсальной: Положение точек на поле зависимости F = f(F ), в том числе зоне F 14км, может изменяться со времене м в зависимости от фазы развития оледенения. В период деградации ледн иков они будут смещ аться в зону положительны х значени й F, а в период наступле ния ледников – в зону отрицательны х значени й. Неизмен ны м ост ается лиш ь факт наличия порогового значен ия F (14км ), с превы ш ением которого, реж им ледника определяетс я макроклимат ическ ими условиями район а при макс им ально ограниче нно м влиянии локальны х факторов.

А на лиз данны х повторной каталогизации ледников Заилийско-К унгей ской и Джунгарской ледниковы х систе м показ ал, что:

- В опреки сложивш имся представлениям (Глазы рин, 2006;

Ходаков, 1965), нельзя однозначно сказа ть, что малы е ледники сокра щ аются бы стрее больш их. Н есмот ря на влияние эф фекта « бокового таяния», в зависимос ти от определяю щ их локальны х условий темп их сокращ ения может бы ть значительно больш е либо меньш е характерного для крупны х ледников.

- Т емп сокращ е ния площ а ди ледников в значительно й мере определяется их ра змера ми, а площ адь ледника F= 13- 14 км2 является пороговой: с его превы ш ением механ изм самор егулирова ния ледника настолько вы ражен, что подавляет проявления всех факторов локального характера и его реж им определяе тся макроклима тиче ски ми условиями района. В е роятно, именно ледники площ а дью больш е указа нного порогового значен ия предст авляю наибольш ий интерес для исследован ий взаимоде йствия оледене ния и климата.

- Р ежим каждого ледника сугубо индивидуал ен и может з на чите льно отличаться не т олько от осреднен ного для данной ледниковой сист емы, но и от характ еристик реж има ледника, расположенного рядом. Использовать показатели г ляциологического режима конкре тного ледника для характерист ики реж има других, даж е располож енны х рядом ледников, рис кованно. Р азличия могут бы ть не только з на чит ельны ми, но и иметь раз ны й знак.

- Т емп де градации ледн иков практическ и не зависит от их экспозици и и морфолог ического т ипа. Т ерриториальны е различия темпов деградаци и ледников определяют ся, преж де всего, ориентаци ей макросклонов относит ельно с торон г оризонта и г осподс твую щ его направления атмосф ерног о вла гопе ре нос а и полож ением района в горной системе. В условиях гор К азахстана и сопредельны х стран Ц ентральной Аз ии максимальны е темпы деградаци и присущ и оле де не нию юж ны х макросклонов хребтов, а минимальны е – внутригорны м и орографически з акры ты м бас се йн ам восточно й ориен тац ии, а также наиболее увлажненны м бас се йна м на з ападно й пери фер ии горны х с тран, благоприятно ориент ирова нны м относ ительно г ос подствую щ его направле ния атмо сферного влаг опере носа. В первом с лучае очевидна реш ающ ая роль относительно более вы сокого температур ного фона, присущ его макросклон ам ю жной орие нтации. В двух последних с лучаях причиной за медле нны х т емпов деградации ледников являет ся от носите льно больш ая доля летних осадков в г одовой их сумме: часты е летние ос адки, подавляю щ ая часть которы х в ледниковом диап азоне вы падает в твердом виде, способствуют « консервации ле дн иков», с ущ ественно снижая инт енсивно сть абляции льда.

4. В ЛИЯ НИ Е ДЕГРАД АЦИИ ОЛ ЕДЕНЕНИЯ НА С ТОК Н е вдаваясь в дискуссию от нос ительно с од ерж ания понят ия « ле дниковы й сток», отме тим, что мы придерж ива емся определе ния, данного в Гляциологическом словаре (К отляков (ред.), 1984), соглас но которому, под ледниковы м понимае тся с ток талы х вод сезонного снег а, фирна и льда, а также ж идких осадков, пост упаю щ их в речную сеть с пове рхност и ледника. Р яд специалис тов под ледниковы м понимают лиш ь сток от таяния фир на и льда без учета талы х вод сезонного снеж ного покрова на поверхности ледника. С уче том задач наш его исследования, различия в трактовке термина « ледниковы й сток» не имею т прин ци пиального значе ния: нам важно понять изменен ия ледниковог о ст ока как следствия деградац ии оледене ния и оценить как эти измене ния могут сказаться на водны х ресурсах регион а.

В научны х публикациях преобладает мнен ие о том, что ледниковы й сток должен уве личиваться по мере дег ра да ции ледников вследствие глобального потепле ния. В одном из последних обобщ ений (К отляков, 2004) задача заключалась в расчете не всего ледникового стока, а лиш ь той его час ти, которая составляет доба вок стока в сравнении со стац иона рны м балансом массы. Э то означает, что в условиях потепления и де градации оле денения речь идет о расчете стока деградации R d, которы й численно ра ве н текущ ему(как правило, отрицательному) ба ла нсу массы. Рас че т стока деградаци и состоит в использовани и данны х наблю дени й за изменени ем бала нса мас сы ледников, которы й имеет тенде нцию к уменьш ению при потепле ни и (рис.9) (К отляков, 2004). Аналогичны е тенде нции измен ен ий стока деградаци и выявляются и по результатам измере ний на ш ести ледниках Норвегии, вполне надежно ха ра ктеризующ их режим оледенения районов с типично морски м клима том( Береговой хребет С ША и К анады, прибрежны е районы Аляски, Исландии, Шпи цберге на и др. ) (К отляков, 2004).

Рис. 9. С овременны е тенден ции стока деградац ии, R d, и его прогнозируемы е величины согласно эт ой тенденции, вы численны е по результатам измерений на ле днике Т уюксу(а), С ары т ор( б) и № 1( в).

Исходя из тенденц ии из мене ния темпер атуры воздуха по данны м ме теостан ций Т янь- Шаня и предполагая в последующ ем тот же линейны й тренд, сделано заключе ние (К отляков, 2004), что в Це нт ра льной Азии средняя годовая температур а воздуха к может повы с ит ьс я на 1, 5°, а к 2350 г. – на 4,5°. Объем стока деградаци и к 2100 г увеличится в 3,3 раза относительно 1975 г., но в последующ ий период вс ледст вие бы с трог о сокращ ения площ ади ледников будет уменьш аться(Р ис. 9). В конечном итоге изме нен ия оледенения, связанны е с « парниковы м» пот епле ние м клима та. будут иметь в основном нег ат ивны е геоэкологические после дс твия. Изменен ия структурно неусто йчивы х ледниковы х покровов « морского» типа могут привести к их распаду, возможно, к ката строфич еско му, следствие м чего будет сравнительно бы строе повыш ение уровня моря( на 5-7 м за десятки лет), тогда как горное оледенение умере нны х ш рот перейде т в условия экстремального реж има с резко отрица тельны м( до -3, -5 м/г од) балансом ма ссы и почти целиком исч езнет). Объем с тока горны х рек сильно сократит ся(из-з а потери ледниковы х ресурсов), что приведет к негативны м для сельскохозяйственного про изводства послед ствиям (К отляков, 2004). Напомн им, что речь здесь ш ла о стоке дег ра да ции – добавке в с ток в сравнени и с ледниковы м стоком при стацио нарном балансе мас сы, численно равной текущ ему балансу массы ;

расчет же прогнозны х изме не ни й оледенения и стока деградации вы полнен в предполож ении сохране ния в будущ ем современны х темпов повы ш ения те мпературы и сокращ е ния площ ади оледенен ия.

Ож ида ния увеличения стока на совреме нном этап е развития оледенения вполне логичны : потепление климат а обеспечива ет относительно больш ий с лой стаива ния снега и льда и, соответст ве нно, больш ий объем талого стока. Но на каком то этапе не минуемо должна произойти смена знака процесс а: убы ль ледникового стока вследствие сокращ ения площ ади ледника мож ет превы сить упомянутую прибавку за счет увеличения слоя ста ивания. С удя по имею щ имс я да нны м, в условиях Ц ентральной А зии эта сме на знака в соотнош ении результирующ их обоих процес сов произош ла давно и в настоящ ее вре мя преобла да ющ им процес сом является последова тельное сокращ ение ледникового стока по мере потепления климата. Т ак, сток с ле дника Т уюксу(С еверны й Т янь-Шань) за последние десятиле тия уменьш ался пропорционально сокращ ению его площ ади (В илес ов, Уваров, 2001). При устойчивос ти норм годовы х и сезонны х сумм осадков, макси мальны х снегозапасов и речного стока доля ледниковой составляю щ ей в суммарно м стоке р. Усек в Джунга рс ком А ла тау в течение послед них десятиле тий т акже последоват ельно с окращ алась (В илесов, М орозова, 2004).

А на логичны й характер изм ене ния ледникового ст ока выявлен в бассейн ах рек Зеравш ан и В ахш (К отляков (ред.), 2006).

Рас сматривая воз мож ное влияние деградации оледене ния на ре чной сток и региональны е водны е ре сурс ы, рез онно оценить измене ния ледникового стока, связанны е с глобальны м потеплени ем. В этом случае речь долж на идти не о суммарно м ледниковом с токе и даже не величинах R d, а тех его из менен иях, которы е обусловлены глобальны м потеплен ие м. Для оценки этих измене ни й мы, воспользовавш ись данны ми об изме не нии площ ади ле дника Т уюксу за период меж ду двумя последоват ельны ми фотогра мм етрич ески ми съе мками( 1958 и 1998 г.) и данны ми определени й еже годного баланс а ма сс ы ледника, сопоставили прибавку стока вследстви е увеличения с лоя стаива ния как реакции на повы ш ение летней( июнь- август) тем пер атуры воздуха вследствие глобального потеплен ия с одной с тороны и величину потерь ледникового стока за счет сокращ ения площ ади ледника за ука занны й период– с другой. О казалось, что эт и величины соотносятся как 1 к 150, т.е. прибавка к стоку з а счет уве личения с лоя стаива ния вследствие глобального потеплен ия не соизмер имо мала в сравнении убы лью стока вс ле дствие сокращ ения площ ади ледника. П о-видимому, мож но считать, что даже с учетом кумулятивного эффе кт а еж егодного повы ш ения температуры ( при прочих равны х условиях слой стаивания в каж ды й последующ ий год будет больш е характерного для преды дущ его года) результирующ им итогом современного потепл ения климат а является сокращ ение ледникового стока. Очевидно, чт о при сохранен ии ны неш них тенден ци й потепл ен ия климата проц есс сокращ ения ледникового стока будет продолжатся.

Н а этом фоне каж ется стран ны м тот факт, что средние многолетн ие величи ны (нормы ) стока главны х рек Ц ентральной Аз ии, в том числе Амударьи, Сы рдарьи, Или, за послед ние полвека, как мини мум, ост авались устойчивы ми ( Глазы рин, 2006;

Ч уб, 2000;

A izen V., A izen E, et al., 1997;

S everskiy, K oka rev et al., 2006). В течение того ж е периода, нес мотря на значи мое сокращ ени е годовой а ккумуляции снега н а ле дниках Т янь-Шаня, напр имер (К отляков, 2004), нормы ат мосферны х оса дков и максимальны х снегоза па сов в зоне формирован ия стока оставались устойчивы ми (А рт емьева, Ца ре в, 2003;

Благовещ енский, П иманки на, 1997;

Браун, Ха аг, 2006;

П иманкина, 1998;

П иманки на, 2000;

S everski y, Kokar ev et al., 2006). Не изме нило сь за этот период и внутриг одовое распре деле ние стока (Гальпери н, 2003). В се это дает основание предполож ить наличие некоего компенс ацио нного механ изм а. Исследования, основанны е на анализе данны х повторной фотогра мметри ческой съе мки группы ледников и темпер атурного реж има сезонно и многол етне мерзлы х грунтов в Заилийс ко м Алат ау дают основания полага ть, что таким механизмом может бы ть все больш ее(по мере потепления клима та) участи е в формирован ии речного стока талы х вод подз емны х льдов. При эт ом реш ающ им является ст ок талы х вод погребенны х льдов: за период с 1958 по 1998 гг. их объе м для ледника Т уюксу составил около 20% от объема стока с откры той част и ле дника. За тот ж е период ещ е около 5% от объе ма с таива ния снег а и льда на откры т ой час ти ледника поступ ило в сток вследствие част ичного прота иван ия многолет немерзлы х пород в том ж е горно-ледниковом бас се йне (S everskiy, Kokar ev et al., 2006). С ледует учесть, что доля талы х вод погребенны х льдов в речном с токе по мере деградации оледен ения увеличивает ся, пос кольку все больш ая час ть ледниковой поверхности переход ит в состояни е погребе нной. Т ак, в За илийской ледн иковой сис теме( С еверны й склон Заили йского Алатау и бассей н р.Ч илик) з а пе риод с 1955 по 1990 г г. доля откры той части ледн иков в суммарной их площ ади сократилась на 13,6%.С оответ ственно возросли доли площ ади погребенны х льдов и их вклада в формирован ие стока.

Прини ма я во вниман ие, что запасы подземны х льдов в вы соких горах С ре дней А зии и К азахста на эквивалентны современны м ледниковы м ресурсам (Горбунов, С еверский, 2001), а в г ора х К итая превы ш ают их вдвое (С инх, 2006 - в данно м издани и;

С инь Ли, Гордон Шенг и др., 2006 - в данном издании), а т акже учиты вая тот факт, что темпы стаивания подзем ны х льдов значит ельно ниже в сравнен ии с характерны ми для откры той поверхности ледников, можно пола гать, что даж е при сохра не нии ны неш них тенден ций потепле ния климат а, действие упомянут ог о компе нс ацио нного меха низма мож ет растянуться на несколько столетий. За мети м такж е, что в условиях Центральной Азии, вряд ли следует ориентироваться на значительное сокращ ение водны х ресурсов вследствие деградаци и оледенении е щ е и по той причине, что главны м ис точнико м формирова ния ле дникового(как и суммарного) стока является талы й сток сезонного сне жного покрова: в суммар ном годовом ст оке с ледн ика Т ую ксу, напр имер, на е го долю приходится не ме не е 70%, тогда как за счет таяния вековы х запасов льда формируется не более 30% (В илесов, Уваров, 2001).


Оптим из м внуш ает и то, что, согласно результата м анализа кернов льда с ледников Т янь- Шаня, более половины годовой аккумуляции в ледниковом поясе гор(вы ш е 3700 м) формируется за счет ис па ре ния с внутренних источников влаги.

Э то позволяет заключить, что Центральная Азия – саморег улиру ем ая систем а, где горны е районы (зона формирования стока) остают ся в устойчивом состоянии: испарение обесп ечивае т «меcт ны е» оса дки, кот оры е, в свою очередь, сдерживают рост тем пературы (Aiz en V., Ai zen E., Kuzm ichenok, 2006).

В с е это дает основания надеяться, что продолж ающ а яс я деградация оледене ния не приведет к значительному сокращ е нию стока и региональны х водны х ресурсов, по крайне й мере, в те че ние ближайш их десятилети й. Р азумеется, эт от оптимист ическ ий вы вод нуж дается в дополнительном обоснова нии, что потребует постановки комплекса целен апр авленны х исследова ний, скоординирова нны х на межнацио нальном и регионально м уровне. В этой связи заслуживаю т вниман ия геокриолог ичес кие исследова ния, преж де всего, монитори нг терм ического режима с е зонно и многолет не мерзлы х пород и соверш е нс твование методов оце нки запасов подзе мны х льдов. Очевидно, настало вре мя, когда погребенны е ледники и многолетне мерзлы е толщ и следует рассм атривать не только ка к индикатор клима тиче ских из ме нен ий и неблаго приятны й фактор с точки зрения интересов хозяйственного освоения вы с окогорий, но и как стратегич ески й ресурс формирова ния стока.

ЗАК ЛЮЧ ЕНИЕ Для стран Ц ентральной Азии проблемы воды и вероят ны х последст ви й глобального пот еплен ия клима та для природной среды, экономики и населения пре дставляют особы й приори тет. У ровень совреме нны х знаний по обеим проблем ам явно не отвечает з адачам обе спе че ния устойчивог о экологически сбаланс ирова нного развития стран ре гиона, что, наряду с неопределенностью перспек тив вероятны х изменений да же в ближайш е м будущ ем, таит уг роз у региональной безопас ност и.

Проблема воды во всех странах Центральной Азии остается ключевой и в этой связи исследования совреме нной и прогнозной динам ики компо нен т гляциосферы зоны форм ирова ния ст ока -прежде всего оледенения и снежности- приобрет аю т особую актуальнос ть.

Несмотря на постоянное внимани е к проблеме изменен ия клима та, уровень неопре деле ннос ти вероятны х изменений климат а и их последствий для природной среды насел ения и экономики ост ае тся вы с оким.

Ест ь основания считать, что Л едники- один из наиболее ярких индикат оров климат ическ их измене ни й и, в опре де ле нно й ме ре, реакции природной среды зоны формирован ия стока на глобальное 2 пот еплен ие. Из 120, 6 ты с.км общ ей площ ади ледников Азии 116,2 ты с. км (96%) приходи тся на оле де не ние вы соких гор.

Бы стро нарастаю щ ий дефи цит прес ной воды и ре альная пе рс пе кт ива ве сьма драмат ичны х пос ледст вий продолжаю щ егося глобального потепления для населен ия и экономики вы двигают оце нку с овремен ны х и прогнозны х изме не ний снеж но-ледовы х ресурсов в ряд наибол ее приорите тны х проблем глобального масш таба. Данны е наблюдений, пос тупивш ие в мировую службу мониторинга ледников и содержание соответ ствующ их научны х публикаци й не оставляют сомне ния в том, что оле де не ние Земл и, начина я с серед ины X IX в., находилось в сост оянии преимущ е стве нно й деградации. О собе нно инт е нс ивная деградац ия оледене ния во многих горно-ледниковы х районах наблюдал ась с начала 1970-х, вт орой всплеск увеличения темпов деградац ии ледников в больш инстве районов мира отмеч ен в середине 1990-х годов.

О тклик ледников на изменения климата на иболее ярко проявляется в коле ба ниях пока зател ей годового баланса их массы, поэтому монит ори нг баланса мас сы ледников являет ся основой оценки совре ме нны х и прогнозны х изменен ий оле де нен ия и их воз мож ног о влияния на окружаю щ ую среду и водны е ресурсы.

В ме сте с тем, режим отдельного ледника сугубо индивидуал ен и наблюдения за балансом его ма ссы могут не вполне адекватно характеризовать измене ния оледенения горно- ледникового бассе йна либо ра йона. В связи с этим заслуживают внимания усилия по составле нию унифиц ирова нны х каталогов ле дников с интервалом ма кс иму м в нес колько десятиле тий. Т олько с ра внительны й анализ данны х последовательны х ка талогов ледников поз воляет объе кт ивно оцени ть измене ния ледовы х рес урсов целос тны х ледниковы х сис тем как реакцию на измен ен ия климата и на э той основе вы явить закономерност и и прич ины территориальны х раз личий дина мики олед ене ния Земли. В пределах азиатс ког о субконти не нта повторны е ка талоги ледников составлены для Заилийско-К унг ейской ледниковой сис темы ( по состоянию на четы ре –ш ест ь временны х срезов за период с по 1999 г г.), оле де не ния Тянь-Ша ня( басс ейн р.Сы рдарьи) и Памиро-Алая в граница х бы вш его СС С Р ( по сост оянию на 1956 и 1980 гг.) и оледенению К итая( начало 1980-х и начало 2000-х гг.). С оставлен также первы й кат алог ледников И ндийских Ги мала ев.

С оздание унифицирова нны х по содержанию повт орны х каталогов ледников с интервалом макс иму м 2-3 десятилетия на основе анал иза данны х космического мон иторинга и мето дов ГИ С -т ехнологий с ле дует призна ть одной из приорит е тны х задач с овременно й гляциологии.

В этой связи бы ло бы желательны м участие гляциологов Евразии в разработке проекта GLIM S, ориентирова нного, в частности, на создание каталога ледников мира.

С ущ ествую щ ая сеть регулярного мониторинга ледников Азии явно не адекватна задачам оценк и современны х и прогнозны х изменени й оледенения и их возможного влияния на рег иональны е водны е ресурсы. В настоящ ее время имее тся лиш ь 18 ледников, где продолж ительность ежегодны х из мерени й балан са ма ссы превы сила 20 лет. Н а 11 из них на блю де ния по разны м причина м прекращ ены в 1980- х – 1990-х годах и в настоящ ее вре мя сохранилис ь лиш ь на т ре х ледниках А лтая, двух ледниках Тянь-Шаня и двух ледниках К авказа. В этих условиях задачами на ближайш ую пе рс пективу должно стать стремлен ие восстанов ить прерванны е наблюден ия на ледниках Абрамова(П амиро-А лай), К ара-Баткак и Голубина(Т янь- Шань) и организовать подобны е наблюдения на дополни тельны х ледниках, особенно на Т ибете, в Гималаях, горах П амира, К аракорума.

С равнительны й а на лиз опубликованны х результатов исследован ий дин амики г орного оле денения за последни е дес ят илет ия позволяет заклю чить, что значительны е меж регион альны е контраст ы темпов деградац ии ле дников обус ловлены многими факт ор ам и, с ре ди которы х, помимо типа климата( те плы й морской- холодны й конт ин ент альны й), наиболее з на чи мы ориента ция макросклон а горного хребта относите льно стра н света и господствующ ег о направления ат мосф ерного влагоперенос а, а также полож ение горно-ледн икового бас сейна в горной систе ме( пери фер ия –внутригорны е орог ра фич ески закры ты е районы ). В лияние этих факторов так велико, что темпы деграда ции оледе нен ия даже ра сполож енны х рядом частны х басс ейнов могут различаться боле е чем вдвое. В месте с тем, различия в оце нках могут бы ть с вяза ны и с использованием разны х исходны х данны х: в одних случаях это данны е о всей площ ади ледника, включая покры тую мореной, в других –данны е о площ ади только от кры той его част и (чисты й лед).

Опы т показал, чт о в зависимости от типа исход ны х да нны х рез ульт аты оценок могут различаться более чем вдвое.

В целом же, те мпы сокращ е ния ледниковы х рес урсов мира остаю тся вы сокими и в пос леднее десятил етие в больш инстве ле дниковы х районов явно возросли.

С тепень устойчивост и ледников к воздействию внеш них фа кт оров в значительной мере опре де ляет ся их размерам и. В районах с глубоко расчленен ны м ре льефом площ адь ледника F = 14 км является пороговой: с ее превы ш ением меха низм са мор егулирования ледника нас только вы ражен, что подавляет проявления всех факторов локального характера и е го ре жим определяется макроклимат ическ им и условиями ра йона при макс имально огран иче нном влиянии локальны х факторов. В ероятно, именно лед ники площ адью больш е указа нного порогового значения представляю на ибольш ий интерес для исследовани й взаимодей ствия оледенен ия и клима та.

И без того редкая сет ь режимного монитори нга снеж ного покрова в горах сущ ественно сокращ ена в 80— 90-х годах прош лого века, особенно в ст ра на х бы вш его СС С Р. Н аиболее слабо изучены закономе рности рас пре де лен ия и режим снежного покрова вы сокогорны х районов (выш е 3000 -3200 м), где сосредоточено более 50 % с не жны х ресурсов зоны формирован ия ст ока главны х рек Центральной А зии. В связи с э тим заслуживают повыш енног о внимания ис следова ния з акономерност ей распредел ен ия и режима снежного покрова вы сокогорий на с пециа льно созданны х снегомерны х полигонах с приме нени ем метод а теплового проявления снегозапасов и данны х космичес ког о мони тори нга.

Учиты вая возрастаю щ ую роль подземны х льдов как страте гичес кого ресурса прес ной воды в условиях дег ра дации оледе не ния, необходимо усилить иссл едования по оценке реакц ии вечной мерзлоты на изменения климат а с оценкой запасов подзем ны х льдов и их роли в форм ирова нии ст ока.


Заслуж ива ют с пе циального вним ания и исследования совреме нны х измен ени й климат а. Ряд аспектов этой проблемы разработа ны недостаточ но, особенно в част и оце нки влияния антропогенно измен енны х ландш афтов и урбанизированны х те рриторий на форм ирова ние полей ха ра кт ерист ик климата. Есть основания надеяться, чт о результ аты этих исследован ий могут сущ ественно с корректировать сложивш иеся представле ния о совреме нны х и прог нозны х измене ниях климата и их последст вий для с ос тояния природно й среды, населения и экономики.

У спеш ное реш ение переч исле нны х задач возможно лиш ь при орг аниз ации хорош о скоордин ированны х исследова ний и тесно й кооперац ии учены х за инте ре с ованны х стран. В связи с этим считае м целесообр азны м создать сеть тестовы х горно-ледниковы х ба ссей нов стран Еврази и с орга низа цие й целе направлен ны х исследован ий по скоординирован ной прог ра мме с при ме нени ем ед ины х согласованны х ме тодов монитор инга и изм ерен ий исследуе мы х характерист ик и с оз да нием региональны х базы данны х монитори нга и информа цио нно й систе мы.

Для координации ис сле довани й по проблема м оценки клима т иче ски обусловленны х изме нен ий сн ежност и, оледенен ия и многоле тне й ме рз лоты зоны формирова ния стока и их воз мож ног о влияния на рег иональны е водны е ресурсы бы ло бы желат ельны м создание Рег ионального Гляциологического це нтра под эгидой ЮН ЕС К О с Научны м С оветом из чис ла вы сококвалифицирова нны х учены х заинтересова нны х с тран Евраз ии.

Л ИТ ЕР АТУР А А гальце ва Н. А., К онова лов В.Г. ( 2005) Ожидаемы е измене ния размеров оледенения 1.

и стока при различны х сценариях будущ его климат а Земл и.//Биржа интелл ектуальной собстве нност и. Т ом IV, № 8. С. 37- 47.

А да менко В. Н. (1975).К лимат больш их г ородов (обзор) О бнинс к, 71 с.

2.

А рт емьева С.С., Царев Б.К. ( 2003). К лимати чески е изме нения зимнего пер иода в 3.

горах Западного Т янь-Шаня. « Риск- 2003»,Т аш кент,.С.138-142.

Баты ров Р.С., Я ковлев А.В. (2004). М ониторинг г орны х ледников некоторы х 4.

районов Гиссаро-А ла я с использование м космос ни мков AST ER T ER R A.//Гляциолог ия горны х областей. Т руды НИГМИ. Вы п. 3(248).. С.22-27.

Благовещ енский В.П., П иманкина Н.В. (1997) К олебания снежности в горны х 5.

районах Юго-В ос точного К азахстана // Гидрометеоролог ия и экология., №3, С.187 197.

Больх Т., М арченко С.(2006) Значение ледников, каменны х глетчеров и насы щ е нной 6.

льдом вечной мерзлоты С еверног о Тянь- Шаня ка к водонапорной баш ни в ус ловиях изме нен ия климата. Доклад на М еждународном с еминар е «Оценка с не жно-ледовы х и водны х ресурсов Аз ии. А лмат ы, 28-30 ноября ( в данном издании).

Браун Л., Х ааг В.(2006) С овреме нное и будущ ее воздействие снеж ного покрова и 7.

ледников на сток в горны х районах- сравнен ие меж ду А льпа ми и Т янь-Шан ем.

Д оклад на М еждународном с еми наре « Оценка снеж но-ледовы х и водны х ресурсов А зии. А лматы, 28-30 ноября. 18 с. ( в данном издании).

Буды ко М. И. (1987). А нтропоге нны е изменен ия клима та. Л.: Гидроме теоизда т,.– 8.

405 с.

Буды ко М. И., Гройсман П. Я. (1991). Ож идаемы е измене ния клима та СС С Р к 2000г.

9.

// М ет еорология и гидролог ия. –№ 4. – с. 84-94.

Бултеков Н.У. Есеркепова И.Б.,Кж ахмет П.Ж., П иманки на Н.В. С еверский И.В.

10.

(2006). К лимат.// Республика К азахстан. Т ом I Природны е условия и ресурсы.

А лматы Ю. С.215- В довин Б. И., Ца ре в А. М. ( 1987). И сследования острова те пла над а лю мин иевы м 11.

заводом // Т р. ГГО. –– В ы п. 511. – с. 102- 107.

В илес ов Е.Н., Уваров В.Н. (2001). Эволюция современного оледен ен ия Заилийс ког о 12.

А ла тау в Х Х веке. Алматы, 252с.

В илес ов Е.Н., М орозова В.В. (2004). Д егляциация и из менен ие ледникового стока в 13.

бассе йн е р. У сек в Джунгарском А латау.// Гидромет еоролог ия и э кология, № 3, с. -95.

В инников К. Я. (1986). Ч увствительность клима та. Л.: Гидромет еоиздат, – 60 с 14.

В одны е ресурсы К азахстана в новом ты сячеле тии. Обзор. А лматы, UN DP 15.

K azakhstan, 2004. 131 p.

В оронина Л. А. ( 1997). В лияние изменен ия клима та на урож айнос ть озимой 16.

пш еницы в К азахстане / / Гидрометеорология и экология. –. – № 3. – с. 73-78.

Гальперин Р.И. (2003). К вопросу об изменении речного стока с се ве рного с клона 17.

Заили йского Алатау // В е стник К азН У, С ерия географ., № 1( 16). С. 22-27.

-Глазы рин Г. Е. (2006) Сведения о системе гидромет еорологиче ского монитори нга в 18.

У збекис тан е. Доклад на М еж дународном сем ин аре « Оценка снежно- ледовы х и водны х ре сурсов Азии. Алматы, 28- 30 ноября (в данном издан ии).

Голубцов В. В., Ли В. И., С коцеляс И. И. (1996) Об использовании модели 19.

формирован ия ст ока для оценки влияния антропогенны х измен ен ий климат а на ресурсы поверхнос тны х вод // Гидрометеоролог ия и экология. –№ 4. – с. 132-137.

Горбунов А.П., С е ве рс кий Э.В. (2001). С ели в окрестностях Алматы. Взгляд в 20.

прош лое. Алматы, 79 с.

Горш ков В. Г. (1995). Ф изические и биологические основы устойчивости жизни.

21.

М оска, В ИНИТ И;

471с.

Госсен Э. Ф., М изина С. В., Joel B. Sm ith ( 1997). Не которы е аспекты развития 22.

зернового хозяйства К азахстана с учетом возмож ного измене ния климата // Гидроме теорология и экология. – № 3. – с. 50- 63.

Гречани че нко Ю. Ю. (1991). Подстилающ а я поверхность и термическ ий реж им 23.

А зиатского материк а // С анкт-Пе тербург. – 16 с.

Д олгих С. А. (1995). О многолетних тенден циях те рмического режима на 24.

территор ии Р еспублики К азахстан / / Гидрометеорология и экология.. – № 3. – с. 68 77.

Д олгих С. А., Пилифосова О. В. (1996). О методах оценки ож идаемы х изменен ий 25.

глобального климата и сценарии изме нен ия климата К аз ахстан а // Гидрология и экология.. – № 4. – с. 94-109.

Долгуш ин Л.Д., О сипова Г.Б. (1989). Л едники. М., 447 с 26.

Есерке пова И. Б., Пилифосова О. В., Ч ичас ов Г. Н,, Шаме н А. (1996). Об 27.

исследова ни и влияния глобального потеплен ия на природны е ресурсы и экономику К азахстана и действия по смягчению негативны х последстви й возмож ны х изме нен ий клима та // Гидрометеоролог ия и экология. – № 2. – с. 58-75.

И зменен ие клима та, (2001). Обобщ енны й доклад. В клад рабочих г рупп I, II, I II в 28.

подготовку Третьег о доклада об оценке М еж пра вит ельс твенно й группы экспертов по измене нию климат а. ВМ О, ЮН ЕП. 510 с.

И зменчивость клим ата С редней Азии / Под ред. М уминова Ф. А., Инагамовой С. И.

29.

Т аш кент, 1965, – 215 с.

30. K ipshakbayev N.K., Sokolov V.I. ( 2002). W ater r esources of the Ar al sea basi n – form ati on, di stribution, usage. / / W at er r esources of C entra l A sia. T ashkent, pp. 63- 67. (in R ussian).

31. К лимат М осквы. Л.: Гидрометеоиздат. – 1969. 323 с.

32. К от ляков В.М. (ред.) Гляциологический с ловарь. Л., Гидрометео издат, 1984. 528 с.

33. К от ляков В.М. (2004).С нежны й покров и ледники Земли. Избранны е сочинен ия.

К нига 2. М., «Н аука », 447 с.

34. К отляков В.М.(ред.) (2006). О леденение С е ве рной и Центральной Евразии в совреме нную эпоху. М. Наука., 482 с.

35. К ра тцер П. А. ( 1958). К лимат города. М.: ИЛ. 239 с.

36. К ре нке А.Н. (1982). М а ссообмен в ледниковы х с ис темах на территории С СС Р. М.:

ГИМ И З, 286 с.

37. К ре нке А. Н. (1989). Антропогенны е измен ен ия географич еской законо мерност и и их влияние на с оотнош ение тепла и влажности в климатическо й сист ем е. // Из д. АН С СС Р. С ер. Географ. – № 3. – с. 43- 50.

38. К узьмиченок В.А. (2006). М ониторинг водны х и снежно-ледовы х ресурсов К ы ргы зстана Доклад на М еж дународном сем ин аре « Оценка снежно- ледовы х и водны х ресурсов Азии. Алматы, 28- 30 ноября (в данном издан ии).

39. Л андс бе рг Г. Е. (1983). К лимат города. Л.: Гидромет еоиздат. 248 с.

40. М изина С. В., Есеркепова И. Б., С утюш ев В. Р.(1997). О ценка уязвимост и урожайности пш е ницы в С еверном К азахстане при возможны х изменениях климата // Гидромет еорология и экология. – № 3. – с. 64-72.

41. Н акаво М аса ш и ( 2006). Изучение ледников в ш ироком контексте: сокращ ение летне й аккумуляции на ледниках Азии и условия ж из ни людей в низовьях рек.

Д оклад на М еждународном с еми наре « Оценка снеж но-ледовы х и водны х ресурсов А зии. А лматы, 28-30 ноября ( в данном издан ии).

42. П иманк ина Н.В. ( 1998), Т енденции измен ения характерис тик снежност и казахста нской части Тянь-Шаня за пос ле дние 30 ле т // Географиче ские основы устойчивого развития Р еспублики К аза хс тан. А лма ты, С.75-79.

43. П иманк ина Н.В. (2000). С нежны й покров ка к рекреационны й ресурс гор Юго В ос точного К азахст ана // В естник К а зГУ, сер. геогр., № 2, С. 162-170.

44. Р амазанов А.М. (2004). В одны е ресурсы К азахстана: проблемы и перспективы использования.// М елиора ция и водное хозяйство. № 1, 2004. С. 10- 45. Р ябцев А.Д., Ахметов С.К. (2002). В одны е рес урс ы К азахста на: проблемы и персп ективы ис пользования // Гидрометеоролог ия и экология, № 1, с.51-73.

46. С арсенбеков Т.Т., Нуруш ев А. Н.. К ожа ков А. Е. О спанов М.О. ( 2004) И спользование и охрана т рансграничны х рек в странах центр альной Азии. Алматы, 271 с.

47. С еверский И.В. (1982) Проблема оценки зас не женно сти и лавинно й опа сност и горной территори и. Автореф.. доктора географ. наук: 11.00. 07. М., 37с.

48. С еверский И.В., Токмагамбе тов Т.Г. ( 2004). С овре менная деградац ия оледенения гор Юго-В ос точного К азахстана // Гидрометеоролог ия и экология, № 1. Алматы, 2004.

49. С еверский И.В., С еверский Э.В. (1990). С нежны й покров и сезонное проме рз ание грунтов С еверного Т янь- Шаня.- Я кутск, 180 с.

50. С инх Пратап.( 2006) Р оль снега и ледников в гидрологии и водны х ресурсах: крат кий обзор Доклад на М е ждународном сем ина ре « Оценка снежно- ле довы х и водны х ресурсов А зии. А лмат ы, 28-30 ноября ( в данном издани и).

51. С инь Ли, Гордон Шенг, Х удзю н Дзин, Ерси Л анг, Т ао Х е, Р юи Дзин, Ли Зонгву, Ж утонг Нань, Д зяен В анг, нпинг Ше н.(2006) Изменен ие ле дн иков, снежного покрова и ме рз лоты в К ит Доклад на М еж дународном семи на ре «О ценка снежно ледовы х и водны х рес урс ов Азии. Алматы, 28-30 ноября (в да нном издани и).

С коцеляс И. И., Голубцов В.В, Ли В.И. (1997). И спольз ование, уязвимость и 52.

возможны е пути адаптац ии ресурсов поверхностны х вод бассе йна Иш има в условиях антропоген ны х измене ний климат а // Гидрометеорология и экология. № 3, С.91-100.

С орокин А.Г. (2002). М оделирование процес сов управлен ия водны ми ресурсами 53.

трансгр анич ны х рек С ы рда рьи и Амударьи // М елиорация и водное хозяйство. № 1.

с. 48- 53.

С пе кт орман Т.Ю. (1999). Оценка возможны х экстремальны х значений темп ературы 54.

воздуха и оса дков по территории Узбекиста на для условий климат ичес ког о сцен ария / / Бю ллетень С АН ИГМИ. Оценка измен ен ий клима та по территор ии Р еспублики Узбекистан, развитие ме тодиче ских положе ний оценки уязвимост и природной среды. Вы п.5., С. 75-82.

С ю Дж иа нчу, Э рун Шест ра, М этс Э риксс он. ( 2006) Изменения климат а и их 55.

воздействие на ледники и управление водны ит ресурсами в Гималаях. Доклад на М еж дународном сем инар е «Оценка снежно-ледовы х и водны х ресурсов Азии.

А лматы, 28- 30 ноября (в данном из да ни и).

Фаизов К. Ш., А санбаев И. К. (1997). О влиянии г лобального пот епле ния климата на 56.

экологически е показа тели и географию почв К азахстана // Гидрометеорология и экология. – № 2. – с. 160-169.

Финаев А.Ф. (2006). Анализ гидромет еоролог ическ их наблюден ий в Т аджикистане 57.

за период 1990-2005 гг. Д оклад на М еж дуна родном семинар е « Оценка снежно ледовы х и водны х рес урс ов Азии. Алматы, 28-30 ноября (в да нном издани и).

Х одаков, В.Г. (1965). Некоторы е особенност и таяния небольш их ледников и 58.

снеж ников. Т епловой и водны й реж им снежно-ледниковы х т олщ. М., На ука, 81-86.

Ч иж ов О.П. ( 1976). Оледенен ие С еверной полярной области. М.: «Н аука», 240 с.

59.

Ч ичас ов Г. Н., Шам ен А. М.(1997). Долгопериодны е изменен ия климата и их 60.

последс твия для зернового хозяйства К азахстана // Гидрометеоролог ия и э кология..

– № 3. – с. 29-41.

Ч уб В. Е. ( 2000). Изменени е климат а и его влияние на природно-ресурс ны й 61.

потен ци ал Р еспублики Узбекистан. Т аш кент: С АНИГМ И, 252с.

Я о Т андонг, В а нг Юкинг, Л иу Шиинг, Пу Йанчен ( 2006). С овре мен ная ситуация с 62.

сокращ ение м ледников в К итае и его воздействие на водны е ресурсы С еверо Запад ного К итая Доклад на М еж дународном се минаре « О це нка снежно-ле довы х и водны х ре сурсов Азии. Алматы, 28- 30 ноября (в данном издан ии) 63. Aizen V., Aizen E. M alock J. (1995). C lim ate, snow cover, gla ciers and runoff in T ien S han, C entr al Asi a//Wa ter resources bull etin, V.31.№ 6. Desem be r. pp.1-28;

64. A izen V. and A izen E.( 1997) Hydrol ogical cycles on the nort h and south peripherie s of m ountain-glac ial basins of C entr al Asi a//J. H ydrologi cal pr ocesses, V ol. 11, pp.451-469;

65. A izen V.B., Ai zen E.M. (1997). Gl acier s and snow cover in C entr al A sia as indi cators of cl im at e change in eart h-ocean-a tm osphere system. //R egi ona l hydrologica l R esponse to C lim ate W armi ng. Kluwe r ac adem ic Publ. pp. 269- 66. Aizen V.B., Aizen E.M., M al ock J.M., D oz ier J. ( 1997) C lim ate and Hydrologic C hanges in the Ti en S han, C entr al Asi a.//Journal of C lim a te, Vol. 10, # 6, pp. 1393- 1404.

67. A izen V.B., Aizen E.M., Kuzm ichenok V. A. ( 2006) Geo inform at ional sim ulation of possible changes i n C entr al A sian w ater resources.//Gl obal and Environm ent al C hange.

S pecial issue: Nort he rn Eurasi a C lim ate and Environm e ntal C hange. p.1- 11.

68. A izen, V.B., Ai zen, E.M., S urazakov A.B. Kuzm ichenok V.A., ( 2006). Assessm e nt of G lacial Ar ea and Volum e C hange in Ti en shan (C entr al asia) During the Last 150 years U sing G eodetic, A eri aal Phot o, A STER and SR TM Dat a. Annals of Gla ciology, V.43.

69. B ohner A., Giese,E. Gang Z.( 1999). Die autonom e R egion Xinjiang (R V C hina) – Eine ordnungspoli tisc hie und regi onlkonom ische S tudie(B and II). Zentrum fr r egionale Entwi cklungsforschung der Just us-Leibing- Univer sit t Giessen/ Sc hriften 73. Lit Ve rlag M nster -Ham burg-London. 112 p.

70. B roecker W.S. (1975). C lim ate C hange: are we on the bri nk of a pronounc ed gl obal w arm ing? //Sc ience. Vol. 189. P.460-463.

71. D yur gerov M.B.(2002) G lacie r m ass bal ance and r egim e: Dat a of m easur em ents and anal ys is. Instit ute of Arc tic and Alpi ne R esearch Uni versity of C olorado IST AAR O ccasional. P aper55( ISTA AR :htt p://instaar. colorado.e du/ other/ oc c_pa pers/ht ml).

72. D yur gerov M.B. (2005) M ount ain gl acier s are at risk of ext incti on// U. M. H uber H. K.M.

B ugm ann and M.A.R easoner (eds. ):G lobal C hange and M ountai n R e gi ons. An over view of curr ent knowledge. P.177-184.

73. D yur gerov M.B. and M ei er M.F. (2005) Glaci ers a nd the C hanging Ear th S ystem : A S napshot. I nstitute of A rcti c and Alpine R esearch Uni versi ty of C ol or ado. IST AAR O ccasional P aper 58. 117 p.

74. D yur gerov M.B., M eier M. (2006) Gla cier m ass balance, cl im at e and sea l evel changes/ /М ГИ №100. С.24-37.

75. G iese, E., S ehri ng,J. (2004). Tr ouchi ne Zwisc he ns taache W asse rnutzungskongskonf ikte l in Ze nt ral asien. Zentr um f r inter national e Entw icklungs- und U mwe ltforschung.

D iskussi ons be itt rge/Discussion P apers/ Giess n. #.18.

76. G ui san A., T e ssier L., Holten J.I., H aeberli W., a nd B aum gartner M. ( 1995).

U nder standing the im pact of C lim ate C hange on M ount ain Ecosyste m s: an overview. I n:

G ui san A., Holt en J. I., T essier (ed. ), Pot entia l Ecologic al Im pacts of C lim ate C hange in the Al ps an Fe nnosca ndi an M ountai ns. Geneve, P p. 15-37.

77. H aeberli W. (2005) M ountain gla ciers in gl obal cl im at e-re lated obs erving s ystems // U.M.

H uber H. K.M. B ugm ann and M.A.R eas one r(eds.):Global C hange a nd M ountain R egi ons.

A n overview of curr ent knowledge. P. 169-176.

78. Ibr agim ov A.A. ( 2004). N ecessary of requi rem ent f s uper visi on for an a griculture and or com bat ing wi th drought. // The R eport of regi onal sem inar GC OS for t he C ent ral Asi a on im provem ent of obser vation syst em s ove r a cl im at e. Alm aty, on M ay, 24-26, W M O/T R № 1248. P. 51-53.

79. IP C C, 2001: C lim ate C hange 2001: T he S cientific B asis. C ontri bution of W orki ng Gr oup I to the T hird Asses sm ent of t he Inter gove rnm ental P anel on Clim ate C hange- C am bridge U ni versi ty P re ss, C am bridge, Uni ted Kingdom and N ew York, NY, USA, 881 p.

80. IC G (2002): Centr al Asi a: Wat er a nd C onflict. I nternational Cr isis G roup. Asia R eport № 34. 2002. 47p.

81. N ews water port al updat e 2005, #111:Dr ylands;

82. N ews water port al updat e #117:W at er and sali nization/desaliniz ation) -Okt ober, 2005.

83. P ric e M.F., B arry R. Clim ate change. In: M e sserli B. a nd I ves J.D. (ed. ) (1997). M oun ta ins of the W orld. A G lobal Priority: New -Yor k – London,. P p. 409- 445.

84. S chrder H., S everskiy I. V.( Ed.) (2004). W ater r esources in the B asi n of t he Ili R iver( R epubli c of Kaza khs tan). M ensch& B ush V erl ag. B erl in, 2004. 310p.

85. S everski y I.V. (1997). O n a procedure of eval uating average annual sums of s olid prec ipitation on an equilibrium line of glaci ers // 34 select ed papers on m ai n i deas of the S oviet glaci ology, 1940s -1980s. M insk, Р. 347- 354.

86. S everski y I.V. (1999). T o the Pr oblem of C lim ate C hange. R eports of M inist ry of S cience and Higher Educat ion, National A cadem y of S ciences, R epublic of K azakhstan. V. 2, pp.

83-96.

87. S everski y, I. V. ( 2004). W at er-re lated P roble m s of C entral Asi a: S om e R e sults of the G IW A Assessm ent P rogram. – /A MB IO. A Journal of the Hum an Envi ronm ent vol. 33 No 1. F eb. Pp. 52- 62.

88. С еверский И.В., С е-Зичу, Благовещ енский В. П. и др. (2000). С нежны й покров и лавины Тянь-Шаня. Алматы, 178 с. (на английском язы ке).

89. S everski y I.V., Sever skiy S.I., Erm olaev S.V. (2001). S now resources of the zone of runo ff form ati on in the Syr Dae ya R i ver basin // Ecol ogical resear ch and m onitoring of the A ral sea del tas. U NESC O, Par is, p. 11-23.

90. S everski y I.V., K okarev A. L. Sever skiy S.I., T okm agam bet ov T.G., S hagarova L.V., S hester ova I.N. (2006). C ontem porary a nd pr ognostic changes of glaci ation in B alkhash Lake basi n. Alm aty..68p.

91. S hiklom anov I. A. Gl obal R enewabl e wa ter resources. W at er a loom i ng crisis? P roceeding o f the I nternational C onfer ence on World W at er R esources at the B eginni ng 21st C ent ur y.

U NESC O, P aris,1998. P. 3-14.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 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.