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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |

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

-- [ Страница 9 ] --

Скважина К1, 3328 м Температу ра, °С Темпер атура, °С Глуб ин а Глу ина Скв ажина К0, б 333 7 м Глубина, м Глубина, м Т ол щина а к т ивного сл оя Тол щина ак тивного слоя Сезо нно Сезонно тал ые мерзлые Рису нок 6. Изм енения тем пе рат уры вечной м ерзлот ы и толщины акт ивного сл оя в течение 1974–1977 гг. и 1990–2004 гг., по изм ерениям в двух скважинах на м ерзлотной станции (расположение с танции показано на рисунках 1 и 2).

Моделирование температурного состояния вечной мерзлоты (Марченко и др., 2006) показывает значительные изменения темпер атуры и площади вечной мерзлоты в горах Тянь-Шаня на протяжении 20 века. Основны ми целями модел ирования бы ли – оценить температур ный реж им вечной мерзлоты и выявить территории, где мерзлота исчезла со второй половины 19 века.

Результаты численного моделирования показывают, что на высотах 2500-2700 м площ адь вечной мерзлоты в середине 19 века была примерно на 20% больше в сравнении с современно й. В близи нижней границы распростр анения вечной мерзлоты ее температура в настоящее время близка к 0С и на некоторы х участках уж е началась деградация мерзлоты.

Анализ измеренного толщины активного слоя и температуры вечной мерзлоты вместе с численны м темпер атурным моделированием (обратный анализ температуры вечной мерз лоты ) показы вают, что большая часть недавно протаявшей мерзлоты сформировалась в период Малого Ледникового Периода. Моделирование динамик и горной вечной мерз лоты показы вает, что нижняя граница ее распространения сместилась примерно на м вверх с конца Малого Ледникового Периода (около 1850 года). В течение того же период а площадь распространения вечной мерзлоты на Северном Тянь-Шане сократилась приблиз ительно на 16% (Марченко и др., 2006).

ОБСУЖДЕНИЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ Л едники представляют собой наиболее чувствительные компоненты криосферы, которы е быстрее реагируют на изменения климата по сравнению с вечной мерзлотой.

Т акая реакция может отражаться в сокращении площади оледенения, сокращении объема ледников и даж е в повыш ении ледникового стока. Вследствие продолжающегося потепления, ледники продолжают отступать на большие высоты, терять свой объем, некоторы е из них полностью исчезнут и не смогут поставлять талую воду в реки, как прежде. В ечная мерзлота, как более консервативный компонент криосферы, сохранит более-менее устойчивое состояние по сравнению с ледниками. Несмотря на то, что повышение температуры вечной мерзлоты может изменить многие ее физ ическ ие свойства, основной пороговой величиной будет состояние, когда вечная мерзлота начнет подтаивать сверху вниз. Наиболее значимо е влияние на температур ное состояние мерзлоты можно наблюдать близ нижней границы распростр анения горной мерз лоты ;

регион, где мерзлые грунты очень чувствительны к изменениям энергетического баланса поверхности. Т аяние и деградация богатой льдом вечной мерзлоты обеспечит поступление дополнительного объема воды в речной сток. С другой стороны, в вы сокогорных районах дальнейшая деградация приповерхностно й вечной мерзлоты, возможно, повлияет на трансфор мацию природно й среды и может привести к неустойчивости склонов и связанны м с мерзлотой опасностям, как оползни, термокарст и сели.

Наши оценки объема подземного льда в горах С еверного Тянь-Шаня касаются только каменных глетчеров, но учитывают и другие формы подземного льда на площади, занятой вечной мерз лотой, как описано в работе Горбунова и Северского ( 1998).

Возможно, наш и грубые подсчеты льдистости каменных глетчеров недооценены.

Специальных исследований внутренней структуры каменных глетчеров и их льдистости на Северном Тянь-Шане не проводилось. Наши последние иссл едования демонстр ируют наличие значительного объема слоистого льда во фронтальной части приледниковых каменны х глетчеров. Некоторые сегменты погребенного льда общ ей толщиной до 8-10 м.

были обнаружены во фронтальных частях каменных глетчеров на высоте 3100 м.

Кристаллическ ая структура и пузы рьковая форма льда подобна находкам в ледниковом льде. Э то позволяет нам грубо оценить льдистость приледниковы х каменных глетчеров до 80% общего объема данных криогенных образований.

Наши дальнейшие исследования по оценке стока от вечной мерзлоты и исчезновения подземного льда сделают возможным более точно определить долю каждого компонента (ж идкие/ твердые осадки, ледники и вечная мерзлота) в общем речном стоке.

Для данны х подсчетов нам необходимо найти объяснение физ ическ им процессам и механизмам, контролирующим этот феномен. Оценка объема подз емного льда и его роли в стоке пресно й воды позволит выполнить прогнозную оценку речного стока согласно региональны м сценариям изменения климата на Тянь-Шане.

У становленны е связи между современными изменениями климата, отступанием ледников, потеплением и деградацией вечной мерзлоты и изменениями поверхностного стока в высокогорном регионе Центральной Азии откроет возможности для прогноза потенциального объема подз емного льда, которы й мож ет бы ть вовлечен в реальный сток пресной воды. В совокупности с полученны ми гидрологическ ими данны ми пространственного распределения, температур ная модель ( Марченко, 2001) даст существенно новую информацию по влиянию потепления климата на региональную гидрологию. Эти знания будут способствовать определению климатических изменений, оценке влияния климата, планированию адаптации к изменениям климата и его экстремумов и, помимо прочего, окаж ут поддерж ку многим социально-экономич еским и экологическим приложениям, особенно в таких областях, как планирование землепользования и управление водны ми ресурсами.

В условиях продолж ающегося потепления, отступления ледников и деградации вечной мерзлоты в Центральной Азии, подземны е льды могут увеличить будущее водоснабж ение, а талые воды мерзлоты станут все более важ ны м источнико м питьевой воды в данном регионе в ближайш ем будущем. Это особенно реально в летние месяцы, когда потребность в воде наиболее высока для целей ирригации.

ЛИТЕРАТ УРА 1. A izen, V. B., E. M. Aizen, J. M. Mel ack & J. Dozier (1997). Climat e and hydr ologic changes in t he T ien Shan, centr al Asi a. Journal of Climat e 10: 1393- 1404.

2. A izen, V. B., V. A. Kuzmichenok, A. B. Surazakov & E. M. Aizen (2006). Glaci er changes in the T ien Shan as determ ined from topographi c and rem otely sensed data. Gl obal and Planet ary C hange: In Press.

3. A renson, L., M. H oelzl e & S. Spri ngman (2002). Borehole def orm ation measurem ents and int ernal st ructure of som e rock glaciers in Switzerl and. Permafrost and Per iglaci al Processes 13(2): 117-135.

4. B arsch, D. (1977). Alpi ner Perm af ost: ein B eit rag zur Ver breit ung, zum C harakter und zur r kol ogie am Beispiel der Schwei zer A lpen. A bh. der Akademi e der Wi ssenschaften in G ttingen. 31: 118-141.

5. B arsch, D. (1996). W elche geokologis chen und klim atischen Aussagen er lauben aktive, inaktive und f ossi le Blockgl etscher. H eidel berger Geographis che A rbeit en 100: 32- 39.

6. B hner, J., 1996. Skulare Klimaschw ankungen und rezent e Klimat rends Zentral- und Hochasi ens. Gttinger Geogr aphische A bbhandlungen 101, Gttingen.

7. B olch, T. (2006). Climate change and glacier retr eat i n northern Tien Shan (K azakhstan/ Kyrgyzst an) using rem ote sensi ng data. Global and Pl anetary C hange: In Press.

8. B olch, T. (2006). G IS- und fern erkundungsgesttze A nalyse und Visualisi erung von K limanderung und Gl etscher schwund im nrdlichen Tien Shan mit ei nem V erglei ch zur B ernina-G ruppe/Alpen. Instit ut f r Geographi e. Univer sitt Erlangen-N r nberg.

D okt orarbeit: 210 S. (htt p://ww w. opus.ub.uni- erlangen. de/opus/vol ltext e/2006/447/).

9. B olch, T. & U. Kam p (2006). Glacier Mapping in High Mount ains using DEMs, Landsat and AST ER D ata. Proceedings of the 8t h International Symposium on High Mountain Remot e Sensing Cart ography, 20-27 March 2005, La Paz, Bolivi a: In Press.

10. B renning, A. (2005). G eomorphologi cal, hydr ological and cli mati c si gnif cance of r ock i glaciers i n the A ndes of C entral Chile ( 33- 35° S). Perm af rost and Periglacial Pr ocesses 16(3): 231-240.

11. B ur gess, M., Smith, S., Brow n, J. and Romanovsky, V. 2001. The Global T errestri al N etwork f Per maf ost (GT N-P), Stat us Report, March 25, 2001. Submitted to the IPA or r Executive Com mit tee Meeti ng, Rome. Availabl e at www.gtnp.org 12. C haohai, L., Tianding, H. 1992. R elation bet ween r ecent gl acier variations and cli mat e in the Ti en Shan mountains, C entr al Asia. A nnals of G laci ology 16: 11-20.

13. C hen, J. & A. Ohm ura (1990). Estimati on of Al pine glaci er water r esources and t heir change s ince 1870s. L. Musy.

14. C herkasov, P. A., L. A. Eris kovs kaya, S. W. U darzev & T. W. Solodovnikova (2002). O kataloge l ednikow severnogo sklona Zai lijskogo A lat au po sostoj aniju na 1990 g.

(=G lacier invent ory of the norther n slpoe of the year 1990). Hydrometeorologi a i Ekologia 1: 123-134.

15. C roce, F. A. & J. P. Milana ( 2002). I nternal str ucture and behaviour of a rock gl acier in the Ar id A ndes of Ar gentina. Permaf os t and Per iglaci al Pr ocesses 13(4): 289- 299.

r 16. G iese, E., 2004. Climat e dat a from stati ons i n Kyrgyzstan ki ndly provi ded.

17. G iese, E. & I. Moi g (2004). Klimaw andel i n Zent ral asien. ZEU Di scussion Paper s 17.

G iessen. 17: 70.

18. G or bunov, A. P., 1967. Vechnaya merzlota T yan-Shanya. (=Permafrost of the Tien Shan).

Il im, Frunze.

19. G or bunov, A. P., 1970. K riogennye yavl eniya T yan-Shanya. ( =Cryogenic phenom ena of the Ti en Shan). G idromet eoizdat, Mos cow.

20. G or bunov, A. P. 1986. Cryol otozona T centr alno-azi atskogo r egiona. (=Permafrost Area of C entral -Asian Regio)n. Y akutsk. 57 p.

21. G or bunov, A. P., 1993. Vechnaya mer zlot a i perel etki v lesnom poyase Ti an Shanya..

(=Permaf t and short-ter m perm af os t in the forest zone o f the Tien Shan). Studies of ros r A lpine Per mafrost in C entr al Asia. Permaf ost Institute SB RAS, Y akutsk, pp. 17- 22.

r 22. G or bunov, A. P. and N emov, A. E., 1978. K issledovani u temper atur rykhlooblom ochnyh tolscsh vysokogornogo T yan-Shanya. ( =O n tem perature research of loose deposits i n the T ien Shan hi gh mountai ns). Cr yogenic Phenomena of Hi gh Mountains. N auka, N ovosi birsk, pp. 92-99.

23. G or bunov, A. P., E. V. Severskiy & S. N. T itkov (1996). Geokr iologi chesij e Uslovija T jan-Shanja i Pamira (=Geocr yol oge conditions of T ien Shan and Pamir). Irkuts k, Instit ut Mer zlotovedenij a, Rassiyskaja Akademija Nauk.

24. G or bunov, A. P. & S. N. T it kov (1989). K amennye Gletchery Gor Srednej Azii (=R ockglacier s of Cent ral Asian m ountains). I rkutsk, A kademia Nauk SSSR.

25. G or bunov, A. P., S. N. T it kov & V. G. Polyakov (1992). Dynam ics of the Rock Glaci ers o f the Norther n T ien Shan and the Dj ungar A latau, K azakhstan. Permaf os t and Per iglaci al r Processes 3: 29-39.

26. G or bunov, A. P. and Severs kyi, E. 1998. Ot cenka zapasov podzemnyh ldov Sever nogo T an-Shanya. (=T he estimation of ground ice volum e i n t he N orthern T ien Shan).

H ydr ometeorology and ecol ogy. 3-4: 138-149.

27. G or bunov, A. P. Marchenko, S. and. Severskyi, E., 2004. T he T herm al Environment of Blocky Mat erial s i n the M ount ains of Cent ral Asi a. Per mafrost and Periglaci al Pr ocesses 15: 95–98.

28. H aeberli, W., Beniston, M., 1998. Climate Change and its impacts on glaciers and perm af rost i n the Alps. Ambi o 27(4): 258-265.

29. H agg, W. 2003. Auswirkungen von Glet scherschw und auf die Wassers pende hochalpiner Gebiete. Verglei ch Alpen – Zentralasien. Mnchener G eographische Abhandlungen, A 53, Mnchen.

30. IPCC ( Ed. ), 2001. C lim ate C hange 2001 - t he scientific basi s. C ontribution of W orking G roup I to the T hird A ssessm ent Repor t of the Int ergovernment al Panel on Clim ate C hange, C ambri dge Universi ty Pr ess, Cam bridge.

31. K b, A., R. Frauen felder & I. Roer (2006). On t he response of r ockglacier creep to sur face t emperat ur e i ncrease.. Global and Pl anetary Change: In Pr ess.

32. K hr omova, T. E., M. Dyur gerov & R. G. Barr y (2003). Late-t went ieth century changes in glacier ext ent i n the Ak-shi rak R ange, Central Asia, determined from hi storical data and A ST ER imager y." G eophysical R esearch Letters 30(16): 1863, doi: 10.1029/2003GL017233.

33. K okar ev, A., I. Shester ova & H. Schr der ( 1997). Die Blockgl etscher im Sailiskij Al atau des Ti enschan (K asachstan). Hal lesches Jahrbuch G eowi ssenschaften 19: 81-94.

34. Mar chenko, S. (2001). A Model of Permafrost Formation and Occur rences in the Int racontinental Mountains. N orsk Geografisk Tids skrift 55( 4): 230- 234.

35. Mar chenko, S. S. (1999). Sovrem ennoj e i ozhidaemje v 21 Veke izmenenie merzlotno klimaticheskikh us loviy v severnom Tian-Shane (=Permafrost- Cl imatic Conditions i n the N or thern Ti en Shan: Recent and Expected f 21st Centur y C hanges ). J. Earth Cryospher e, or N ovosi birsk, 3(2): 13- 21.

36. Mar chenko, S., (2003). Kriolitozona Severnogo T yan-Shanya: proshl oe, nast oyaschchee, budushchee. ( In Russi an). ( =Per mafrost of t he N orthern Ti en Shan: past, pr esent and future). Siberian B ranch of R ussian Academ y of Sciences, Yakutsk.

37. Mar chenko, S. S., A. P. G or bunov & V. E. Romanovsky (2006). Permafrost w arming in the Ti en Shan Mount ains, C entral A sia. Global and Planet ary C hange, Corr ected Pr oof.

38. N arama, C., Y. Shimaur a, D. Nakayama & K. E. Abdr akhmatov ( 2006). Recent Changes o f G lacier Coverage in t he W estern T erskey-A lat oo R ange, K yr gyz Republi c, using C or ona and Landsat. Annals of Glaci ology: In Pres s.

39. Paul, F., Kb, A., Mai sch, M., Kell enberger, T., H aeberli, W., 2002. T he new r emote sensi ng deri ved Swiss Glaci er I nventory: I. Methods. A nnals of Glaci ology 34: 355-361.

40. U dSSR, A cademij a Nauk (1966 bis 1983). K atalog Lednikov SSSR (=Glacier inventory o f the UdSSR), G idromet eoizdat, Leni ngr ad.

41. V ilesov, E. N. & R. V. Khonin ( 1967). K atal og Ledni kov SSSR, Tsent ral nyj i Yuzhnyj K azakhstan ( =Glaci er inventory of t he U dSSR, central and south K azakhstan). Leningrad.

42. V ilesov, E. N. & V. N. U varov ( 2001). Evolj utsija sovremennogo oledeninj a Zailijskogo Alatau v XX Veke (= Evolution of recent glaci ation of Zail yiski y Al atau in the 20th cent ur y). Almaty, Kazakh Stat e U ni versity.

43. V onder Mhll, D., T. Stucki & W. Haeberli ( 1998). Borehole- temper atures i n alpine rost : a ten year seri es. Proceedings of the sevent h International C onference on perm af Permaf rost, Yell owkni fe, C anada, C ollection N ordicana.

44. Zeng, Zh., W ang, Sh. and Nemov, A. E., 1993. Some new data of D C electr ical soundings o f per maf ost in t he Nort hen Ti an Shan. Studies of alpi ne per mafrost in central Asi a.

r N or thern Ti en Shan. Yakutsk Inst itute, Yakuts k. 1, 37-41.

И ЗМЕНЕ НИЯ ЛЕДНИКОВ, СНЕ ГОВ И МЕРЗЛОТЫ В КИТ АЕ Син Ли (Xin Li), Годон Ченг (Guodong Cheng), Худзюн Дзин (Huijun Ji n), Ерси Канг (Ersi Kang), Тао Че (Tao Che), Рю Дзин (Rui Jin), Ли Зонгв у (Li Zongwu), Жутонг Нань (Zhuotong Nan), Дзян Ванг ( Jian Wang), Ёнпинг Шен (Yongping Shen) Инст итут экологических и инженерных иссл едовател ьский холодных и засушл ив ых рег ионов, Академ ия Наук Катая. Ланжоу 730000, Китай Всем ирный информационный центр по гляциология и геокриологии в Ланжоу. Ланжоу 730000, Китай РЕЗЮМЕ: Настоящ ий доклад представляет обз ор текущего состояния и изменений криосферы в Китае. В первую очередь, мы обобщили современны е статистич еские данные по криосфере в К итае на основе анализа самой свеж ей доступной информации. В Китае 46377 ледников, общ ей площадью 59, 425 км2. Запасы ледникового льда оцениваются 3 примерно в 5600 км, а годовой ледниковы й сток примерно в 61.610 м. Устойчивый 6 снежный покров в К итае формиру ется на территор ии около 3.510 км, а максимальный водны й эквивалент снеж ного покрова оценивается в 95.910 м. Площадь мерзлоты в 6 Китае составляет приблиз ительно 2.210 км. С уммарны е запасы подземных льдов на Чинхай -Т ибетском плато (Q inghai-Tibetan Plat eau) составляет около 10,923 км.

Рассмотр им некоторые рез ультаты исследований изменений криосферы в К итае. В зависимо сти от типа ледников, их площадь с 1960 г. площадь уменьшилась пример но на 2~10%. В целом, сокращение ледников составило около 5. 5%. Снежные ресурсы немного увеличились. В ечная мерзлота находится в состоянии значительно й деградации, на что указывают многочисленные свидетельства сокращения её площ ади, повышение вы соты ниж ней границы распростр анения мерзлоты, увеличение темпер атуры грунтов и мощности активного слоя и сокращ ение глубины сезонного промерзания. Мы также представим модель прогноза изменений криосферы в К итае. Согласно результатам моделирования, к 2050 г. площадь ледников может сократиться на 26. 7%, однако, ледниковый сток будет увеличиваться до максимума в 2030 г. Показатели снежности при больших меж годовых колебаниях могут проявить тенденцию увеличения в Западно м Китае, но сокращения в Восточном. Д еградация мерзлоты в дальнейшем будет продолжаться и на Чинхай Т ибетском плато охватит от 1/3 до половины ее площади. Большая часть высокотемператур ной мерзлоты исчезнет. Граница мерзлоты на северо-востоке Китая скорее сместится к северу.

К лючевые слова: криосфера, Китай, изменения, снег, ледник, мерзлота.

ВВЕДЕНИЕ К риосфера как составная часть мировой климатическо й системы играет значительную роль в круговороте энергии и воды на поверхности Земли. Обы чно она рассматривается как индикатор глобальных изменений, потому что мерзлая часть поверхности Земли – снег, ледники, морские/ озёрные/речны е льды, вечная мерзлота более чувствительны к изменениям климата, чем другие компоненты земной поверхности.

Криосфера также является усилителем климатического потепления, поскольку повышение температуры в криосферны х районах обычно выш е, чем в других районах и такой полож ительный отклик криосферы на климатическую систему мож ет усилить потепл ение климата (Allis on, 2001;

IPCC, 2001).

К итай обладает криосферой огромной протяженности, которая содерж ит большую долю мировы х средне- и низкоширотных горных ледников. Китай занимает третье место в мире по площади мерзлоты и первое по площади средне- и низкоширотной мерзлоты. В частно сти, Чинхай -Т ибетское плато (ЧТ П) играет очень важную роль в глобальных изменениях. Недавние исследования показали, что криосфера в Китае испыты вает быстрые изменения с отступанием ледников, деградацией мерзлоты, проявлением все большей изменчивости окружающей среды криосферных районов и увеличением природных опасностей ( Jin et al., 2000;

K ang et al., 2004;

Qin et al., 2002;

Shen, 2004). В следующей части статьи мы представим основные статистики главных компонент криосферы в К итае.

Долее, в 3 разделе описаны недавние вы воды относительно изменений криосферы. В разделе представлены некоторы е прогнозы будущих изменений криосферы Китая. Ч асть является кратким обобщением данной статьи.

К РИОСФЕРА В КИТАЕ К риосфера в Китае состоит главным образом, из горных ледников, широтной и высоко-поясной мерзлоты и снегов. Замерзание морей, озер и рек такж е имеет место в северном К итае и на ЧТП, но с относительно незначительны м влиянием на окружающую среду. Характеристики горных ледников получены из Каталога ледников Китая (C GI), составление которого было завершено в 2002 году (Liuetal, 2000;

Shi, 2005), и Информационной системы ледников К итая (CGI S),которая бы ла организована в 2004 (W u и Li, 2004). CG IS может рассматр иваться как модифицированная C GI, в которой был проведен строгий качественный контроль, бы ло оцифровано распредел ение ледников по картам C GI и топографич еским картам и исправлены некоторые ошибки, допущ енные в CGI. С огласно CG IS и К раткому К аталогу ледников, в Китае имеется 46,377 ледников, общ ей площадью 59,425.18 км. Э то составляет около 47.6% и 8.7% площади горных 2 ледников в Азии ( 124, 900 км ) и мира ( 680, 000 км ) соответственно (Meier and B ahr, 1996).

Общие з апасы льда ледников оценены на основе эмпирических соотношений, выявленных регрессионны м анализом площади ледников и измеренно й с помощ ью радара толщины ледников (Liu and Ding, 1986). Общие запасы льда горных ледников Китая оценены 3 приблиз ительно в 5, 600 км. В данном эквиваленте это составляет 504010 м, что в 5 раз больш е объёма годового стока реки Янцзы (96010 м ). Л едниковы й сток является очень важным водным ресурсом в засуш ливы х районах северо-западного К итая. Его годовой объём – около 61. 610 м, составляет 24. 3% и 8.7% годового стока внутренних рек западного Китая и рек, текущих за его пределы соответственно. В суммарном стоке всех рек Западного Китая это составляет 11.9% (Kang, 2004).

С 1978 по 2005 в Китае бы ла разработана система сбора данны х о высоте и водном эквиваленте снеж ного покрова (SW E) на основе данны х дистанционного зондирования, включая данны е многоканального сканирования микроволновы м радиометром(Scanning и специального микроволнового Multi channel Mi crowave Radiom etre (SMMR) сенсор а/рефлектора(imager) (Special Sens or Micr owave/Imager - SSM/ I) (Che and Li 2005;

Che 2006). С огласно полученны м данным, максимальное снегонако пление в Китае наблюдается в конце февраля - начале марта и соответствующая годовая величина SWE составляет в среднем около 80.610 м. В соответствии со статистическими данны ми по наибол ее снеж ны м зонам, максимум SWE составляет около 17.810 м в С иньцз яне и западной части В нутренней Монголии, 41. 910 м в ЧТП, включая горы Памир и Цилян (Qilian), и 36.210 м в северо-восточном Китае. Максимальное распределение снеж ного покрова в этих трех зонах наблюдается соответственно в марте, середине января, в конце февраля. Суммарно максимальные снегозапасы в этих трех основны х снеж ных зонах Китая составляет 95.910 м, что соответствует приблизительно 10% годового стока реки Янцзы.

6 В среднем, площадь распространения снеж ного покрова составляет примерно 8. 910 км, а площадь устойчивого снежного покрова (где он леж ит более 60 дней) составляет около Статистиче ские данные краткого Кит айского Кадастра л едников основывается на CGI S, с добавлением новых данных по террит ории озера Бангу н ( Bangong ).

6 2 км (Che ). Приведенны е выше данны е близки к полученным в прежних 3. исследованиях ( Kang, 2004). Годовой возобновляемы й объём снега оценен в 34510 м ( Li, 1988), однако, эта величина должна быть уточнена с использованием как данных дистанционного зондирования, так и данных наземных наблюдений.

С одержащиеся в публикациях данны е о площади мерзлоты различаются ( Jin et al., 2000;

Qiu et al., 2000;

Zhou et al., 2000). В соответствии с современно й картой \ мерзлоты Китая - картой геокриологического районирования и классификации мерз лоты Китая (Qi u, 2000), площадь многолетней мерзлоты в К итае составляет 6 приблиз ительно 2. 210 км, а сез онно мерзлых грунтов (без учёта кратковременного 6 промерзания грунта) - около 4.7210 км. В целом, это составляет 72% территории суши Китая. Большая часть многолетней мерзлоты в Китае - это высоко-поясная мерзлота, распространенная на ЧТ П и в других горны х районах. Площадь вы соко-поясной 6 многолетней мерзлоты составляет здесь приблизительно 1. 8110 км - 78% её площади в Северном полушарии. Запасы льда в многолетней мерзлоте огромны. Нань (N an, 2003) оценил объем льда в мерзлоте ЧТП. Согласно его подсчетам, средняя толщина многолетней мерз лоты составляет 61.5м и общие запасы подземных льдов составляют приблиз ительно 10, 923 км, что приблизительно в два раза больше, чем запасы льда в ледниках Китая.

ИЗМЕНЕНИЯ К РИОСФЕРЫ И зменения ледников Изменения ледников К итая за несколько последних десятилетий исследовал и многие гляциологи. Рез ультаты показали, что сокращение ледников происходит повсеместно, но имеет пространственно-временные различия. Площадь сокращения ледников значительна в Гималаях (Ren et al., 2004;

Qin, et al. 2000;

Jin et al., 2005), горах Цилян (Qili an) (Li u et al., 2002) и в горах Тянь-Шаня (H e et al., 1999;

Shi, 2000;

Liu et al., 2006), где их площадь за последние 30 лет сократилась на 5-10%. Более или менее устойчивы ми сохранил ись колебания ледников внутренних районов Т ибетского плато, где сокращение лед ников было небольшим (Li et al., 1999;

Lu et al., 2002;

Li u et al., 2004). Но в последние годы сокращение ледников ускорилось почти во всех горны х регионах Китая (Shi, 2001).

В Т аблице 1 обобщены данны е последних исследований по из менению площ ади ледников. Большинство данных получено посредством дистанционного зондирования.

Т аблица1.Т ипичны е изменения площади ледников в Китае Площадь,км площ ади (%) Изменение Кол-во В Территория и Использованные в на чале периода Период Источник ледник конце местоположение данные ов период а Топографическ Речной бассейн ие карты (1970, 1970е – Jin et al., 999 1462±9 1330±8 -9. р.Пумчу, Гималаи 80х), ASTER и 2001 CBERS (2001) Топографическ ие карты (1970, Речной бассейн 1970е- Wu et al., 80х, IRS 1D- 153 236.8 231.6 -2. р.Пойчу, Гималаи 2000 LISS 3 ( 2000, 2001) Che T., Снежные и водные ресу рсы в Кита е: данные м ногочис ленных наблюдений и д истанционного считывания данных. Работа в стадии подгот овки.

Бассейн р.Ронгсер Такие же как 1970е- Wu et al., 200 334.3 324.1 -3. ( Rongxer), Гималаи строкой выше 2000 MSS Ледник Reqi ang, г. ( 1977&1984), Сисяпама 1977- Che et TM 1 6.92 5.34 -22. ( Xi xiapama), ( 1990&1996), 2003 al., Гималаи ETM+ (2000), A STER (2003) Ледник Jicongpu, г. Такие же как 1977- Che et 1 20.28 18.81 -7. Сисяпама, Гималаи строкойсвыше 2003 al., Хребет Гангригабу Топографическ ( Gangrigabu), юго- 1980- Liu et al., ая карта (1980), 2001 88 797.78 795.76 -0. восточная часть CBERS (2001) Тибетского плато Шапка ледника Синьчингфенг Авиа съемка 1971- Liu et al., ( 1971), ETM+ ( Xi ngingfeng), 64 442.7 435.3 -1. 2000 Северная часть ( 2000) Тибетского плато Ледник Малан, Такие же, как 1971- Liu et al., Северная часть 65 247.08 248.14 +0. строкой выше 2000 Тибетского плато Топографическ Бассейн реки ая карта (1960, 1963- Liu et al., 3081 9998.5 9542.3 -4. Тарим 70s), TM/ETM+ 1999 ( 1999-2001) Горы Музтагата Авиа съемка 1965- Cai et al., ( 38°00- 38°40 N ( 1965), A STER 128 377.21 373.04 -1. 2001 ( 2001) 74°40-75°40 E) Бассейн реки Топографическ Карамилан-Керия, ая карта 1970- 1334.9 Xu et al., Бассейн реки ( 1970s), 895 1374.18 -2. 2000 1 Тарим (35°-40°N, TM/ ETM+ ( 1999-2001) 80°- 85°E) горы Дасешань Авиа съемка ( Daxueshan), 1956- Liu et al., ( 1956), TM 175 162.8 155.1 -4. западная часть 1990 ( 1990) Чиляня Хребет Aemye Ma- Авиа съемка 1966- Lu et al., чхен, верховья ( 1966), TM 57 125.50 103.80 -17. 2000 Хуанхэ ( 2000) Lu et al., Авиа съемка G eladandong, 1969- верховья реки ( 1969), TM 70 899.31 884.4 -1. 2000 Lu et al., Янцзы ( 2000) Бассейн реки Shanggua TM (1989), 1989 42 N/A N/A -0. Yurungkax, n et al., ETM+ (2001) западный Кунлунь Авиа съемка Shanggua Muztag At a-Kongur 1962/ ( 1962-66), 379 1092.7 1025.8 -6.2 n et al., Tagh, горы Памира 66- A STER (2001) Примечание:

В столбце « Использованные данные», показаны фактическ ие да нные использова нные в ме сто д анных CGI.

(1) Пар аметры ледников в CGI об ычно полу чены по аэрофотоснимкам 196 0х – 1980х год ов.

Изменения ле дников несколько пере крываются по бассейну рек Тарим, гор Muztahgata, и б ассейна реки (2) Karam ilan-Ker i a.

y Сокращения. A STER: Advanced Spaceborne Ther m E mission and Ref ection Radiomet er. CBERS:

al l China-Brazil Earth Res ource Satel lit e. ETM+: Enhanced Themat ic Mapper Plus. Уовершенствованный тематический картопостроитель +. IRS 1D-LISS: Indi an Rem e Sensing satellite seri es 1D, Li near ot Imaging and Self-scanning Sensor. Индийский спутник дистанционного зондирования серии 1D, линейное отображение и само- сканируемый сенсор. MSS: Multispectral Scanner.

многоспектральный сканнер. TM: Themati c Mapper. Тематический картопостроитель.

Канг и др.(Kang et al., 2004) обобщ ил данны е по изменению площ ади всех ледников Китая (Т аблица 2). В целом, ледники Китая сократились на 5. 5% с 1960х до настоящего времени.

Т аблица 2Изменения ледников в Китае за период с 1960 по 2000гг.

Площадь,км2 Сокращение Изменение Тип ледника площади, км2 площади,% 1960е Рез ко 19137.73 18685.54 452.19 2. континентальный Суб 27008.18 25390.53 1617.65 6. континентальный морской 13254.16 12076.28 1177.88 8. В целом 59400.07 56152.35 3247.72 5. Пр имечание: Об щая площадь не много отлича ется от представленных во 2 разд еле стать и, пос кольку использованы д анные из ра зличных источников.

И зменения снежного покрова Изменения снежного покрова в Китае слож нее, чем ледников и многолетней мерз лоты. Снег демонстр ирует большую из менчивость. Каж ется, что, ни площадь снежного покрова, ни его водный эквивалент (SW E) не являются четким индикаторо м климатических изменений. Поэтому их диагностическ ий анализ является более трудны м, и не так много таких работ было выполнено.

Ч ен (Chen and Wu, 2000) использовал данны е станций для анализ а изменений снежного покрова на ЧТ П и показал, что в 1970-х здесь произошел скачок от малоснеж ного период а к многоснежно му.

Л и (Li, 1999) вы явил, что с 1987г. снеж ность на северо-з ападе Китая не уменьшилась. Использованные данные включали карты снежности покрова SMMR, недельны е карты снежного покрова NO AA и данные о снеж ном покрове некоторых метеорологических станций на западе Китая. Выводы Ли были подтверж дены в дальнейш ем Чином с соавторами (Q in et al., 2006). Их результаты показали, что в период с 1951 до 1997многолетняя изменчивость площади снежного западного Китая характеризовалась значительны ми меж годовы ми колебаниями на фоне небольшого полож ительного тренда. Никаких резких изменений снежного покрова не было обнаружено.

Большие меж годовые колебания наиболее выражены в ЧТ П (QTP), и их годовая амплитуда увеличилась с 1980х.

Э ти выводы согласуются с результатами Ке и Л и (Ke and Li, 1998), Ч е и Л и (Che and Li, 2005), и Ч е (Che, 2006). Однако, Ч е (C he, 2006) полагал, что для выявления тенденций изменения снежного режима в К итае требуется анализ более продолжительны х рядов данных о снежном покрове, полученных посредством дистанцио нного зондирования.

Изменения периода снеготаяния являются другой важ ной проблемой, которая также долж на учитываться. Однако, мы не наш ли каких-либо публикаций по этой проблеме.

И зменения вечной м ерзлоты Многолетняя мерзлота в Китае, в особенности горная, распространённая в основном на ЧТ П, чувствительна к потеплению климата. Значительная деградация многолетней мерз лоты происходит в большинстве регионов ее распространения в К итае. Сез онно мерз лы е грунты также уменьшается по площади и глубине промерзания. В этом разделе мы приведем свидетельства сокращения площади многолетней мерзлоты, повышения ниж ней границы её распространения, повы шения температуры грунта, увеличения мощ ности активного слоя, и уменьш ения глубины сезонного промерзания.

П лощ адь деградаци и и высот а н ижн ей границ ы По предварительной оценке, сокращение площади вечной мерзлоты на ЧТ П составляет 0.110 6 км2 (W ang, 1997). Наблюдения показали, что вдоль Чинхай-Т ибетской автомагистрали(Qinghai-Ti bet hi ghw ay – QTH ), нижняя граница пояса вечной мерзлоты на юге сместил ась на 12 км к северу, тогда как нижний предел ее распространения на севере сместилася на 3 км к югу. Согласно карте распространения островной мерзлоты, составленной в 1975 в масштабе 1:100 000, на юге Ч инхай-Т ибетской автомагистр али (шириной по 2 км с каждой стороны QT H) площадь вечной мерзлоты бы ла 64.8 км из общ ей площади территории 320 км, что составило примерно 20%. Площадь вечной мерз лоты бы ла разделена на четыре группы сообразно геоморфологического местонахож дения. Недавние всесторо нние исследования показали, что площадь мерзлоты уменьшилась до 41. 7 км, т.е. площ адь распространения островной мерзлоты сократилась на 35,6% (W ang, 1997;

W ang et al., 1996;

W ang et al г, 2000;

Jin et al., 2000).

Исследования с использованием проникающ его в грунт радара (G PR ) предоставляют более детальны е свидетельства. Нань с соавторами (N an et al., 2003) провел GPR- съёмку в Сидантане ( Xidant an), ЧТ П в 2002. Они обнаружили, что площ адь мерзлоты 2 в регионе уменьшилась до 141. 0 км со 160.5 км в 1975, т.е. приблизительно на 12%.

На северо-востоке Китая деградация вечной мерз лоты более значительная, потому, что в этом регионе температур а грунта обычно выше и хоз яйственная деятельность, такая как вы рубка лесов, более выраж ена. В южной части гор Да- и С яо-Синганлинг (X iao Xing’ anling), где среднегодовая темпер атура грунта MAGT изменяется от -0.5 до +0.5°C, и толщина вечной мерзлоты колеблется от 5 до 15 м, многие участки вечной мерзлоты в зоне ее островного распространения исчезли. Исследование показали, что в одном из лесничеств в горах С яо-С инганлинг, доля площади мерзлоты снизилась с 10.5% в 1957 до 0. 05% в и деградация тесно связана с вырубкой леса. При таких темпах вырубки лесов вечная мерз лота может полностью растаять на территории этого лесничества. В других районах распространение островной мерзлоты за последние 3040 лет также значительно сократилось (Jin et al., 2006).

Наблюдения показали, что, начиная с 1970-х, вы сота ниж ней границы распространения мерзлоты в разны х регионах ЧТП повы силась на 40 - 80 м (W ang, 2000). В Сидатане ( Xidantan) за период с 1975 до 2002 гг. нижняя граница пояса вечной мерзлоты поднялась на 25 м (N an et al., 2003).

М он ит ори нг в скваж ин ах Мониторинг вдоль автомагистр али на Т ибетском плато на участке от Голмуда (Golmud) до Л хасы выявил, что среднегодовая температур а грунта ( MAGT ) претерпевает повышение примерно в 0. 3-0.5°C в зонах сез онно мёрзлых грунтов, таликов и островной мерз лоты, и около 0.1-0.3°C в зоне сплошной мерзлоты (W ang et al., 2000;

Jin et al., 2000).

Данные репрезентативного монитор инга пред ставлены в таблице 3.

Т аблица 3Из менения среднегодовой температуры грунта (MA GT ) вдоль Чинхай-Т ибетской скоростной магистрали ( W ang et al., 2000;

Ji n et al. 2000) Скв ажина J XG CK114 CK124- 4 Ck123-4 CK-7 K2956 No.1 CK123 - Xidantan Taoerjiu Bas ins eas Tongtian Местопо ложе ние Долина Cu mar FHS Basin Сидантан oh ally Граница Север ная сплошно Южная Сезонно Спло шна Спло шна Островна Речные нижняя й/остров нижняя мерзлый талики я веч ная я вечна я я З она мер злоты граница ной граница гру нт ме рзлота мерзлота мерзло та мерзло ты Сов ременная MAGT 0.3 0.8 0.8 0.8 0.8 -0.9 - 2.8 -1. Повышение с 1970- 0.5 0.3 0.3 0.3 0.4 0.1 0.2 0. 1 990s Примечание: Средне- годовая температу ра (MAGT) определена как средняя годовая те мперату ра гру нта на глу бине около 15 м.

Недавно обнаружено, что на ЧТП температур а высоко- и низкотемпературно й мерз лоты (на глубине 6 м) увеличивается со скоростью 0.05°C в год и 0.02°C в год соответственно (W u et al., 2005).

Активный слой На ЧТ П наблюдалось з начительное увеличение мощности активного слоя вечной мерз лоты. Инженерны е изыскания в холодны х регионах, в особенности вдоль Т ибетской и при строительстве Ч инхай-Т ибетской желез ной дороги (QTR ) предоставили уникальную воз мож ность наблюдать изменения вечной мерзлоты. Были созданы многочисленные системы монитор инга. В у, Лю (W u and Liu, 2004) и Ву с соавторами (W u et al., 2005) анализ ировали данные по температур е с 1995 по 2004 на 11 участках мерзлоты вдоль QT H и QT R и обнаружили увеличение мощности активного слоя, в особенности на площ ади высокотемператур ной мерзлоты. Они пришли к заключению, что на площади низ котемпер атурно й мерзлоты глубина протаивания увеличивалась в среднем на 3.1см/год, тогда как на плозади высокотемпер атурной мерзлоты она увеличивалась в среднем на 8.4см/год.

На северо-востоке Китая увеличение мощности активного слоя происходит еще более резкими темпами. Максимальная глубина протаивания на заболоченны х участках гор Дасинг’анлинг (D axing’ anli ng) составило 50-70 см в течение 1960х-1970х. Однако, она увеличилась до 90- 120 см и больше в течение 1990х. На мерз лотной станции Y itulihe максимальная глубина протаивания увеличилась на 16 см в течение 3 лет за период с по 1999, со среднегодовы м темпом в 5.3 см/год (Jin et al., 2006).

Сезонное пром ерзание Глубина промерзания является частью реж имны х наблюдений метеорологическ их станций, которы е измеряют её ежедневно в течение периода промерз ания-протаивания, отмечая верхнюю и нижнюю границы з амерз ания дистилл ированной воды в стандартных трубках.

Жао и др. (Zhao et al., 2004) исследовали изменения глубины промерзания на метеорологических станциях на ЧТ П з а период с 1967 по 1997. Они обнаружили, что глубина сезонного промерзания уменьш илась на 22 см во внутренних районах ЧТ П со среднегодовы м темпом 0, 71 см/ год,. На северо-востоке ЧТП глубина сезонного промерзания грунта уменьшилась на 21 см со среднегодовы м темпом 0, 7 см/год. На северо западе и юго-востоке ЧТ П уменьшение глубины сезонного промерзания не так значительно и составило 6 и 5 см за 30 лет соответственно.

В анг с соавторами ( Wang et al., 2005) также обобщил изменения глубины сезонного промерзания на 16 метеорологических станциях в провинции Чинхай (Qinghai). Средняя глубина промерзания с 1961 по 1970 была 144 см, но уменьшилась до 124 см за период с 1990 по 2001.

В анг с соавторами (W ang et al., 2005) выбрал 19 станций в С иньцзяне для анализа колебаний сезонного промерзания за период с 1961 по 2002 гг. Средняя и максимальная глубина про мерз ания значительно уменьшились - от 7 до 37 см на разных станциях.

Продолжительность периода промерзания-протаивания также сократилась. Д аты начала промерзания стали запаздывать на 4 дня, а даты протаивания сдвинулись на 5 дней на более ранний срок.

ПРОГНОЗЫ БУД УЩИХ ИЗМЕНЕНИЙ К РИОСФЕРЫ Ледники Прогноз ируется, что горные ледники К итая претерпят быстрое сокращение сообразно сценарию потепл ения климата. Согласно Ши (Shi, 2001), больш инство ледников площ адью менее чем 1км2 исчезнут до 2050. Более подробные данные по прогнозу изменений для различны х типов ледников обобщены в Т аблице 4 (Shi, 2001;

Kang et al., 2004).

Т аблица 4 Прогноз будущих изменений ледников в Китае 2030 Повышение ле тней температуры Повышение ле тней температуры Современная площ адь ( км2) Сокращение площади (км 2) Сокращение площади (км 2) Темпы сокращ ения (%) Темпы сокращ ения (%) воздуха (°C) воздуха (°C) Тип ледников Резко-континентальный 22497 0.56 1237 5.5 1.40 3105 13. Суб-континентальный 23649 0.46 3027 12.8 0.97 5770 24. Морской 13254 0.38 4095 30.9 0.65 6958 52. Итог 59400 0.47 8359 14.1 1.00 15833 26. Однако, из-за ускорения таяния ледников ледниковый сток увеличится (Shi, 2001;

Xie et al., 2006). С е Зичу с соавторами (X ie et al., 2006) использовал системную модель для моделирования будущих из менений ледникового стока. Согласно их предположениям, 93 общ ий ледниковы й сток в Китае в 1980х составлял 61.610 м, а в 2000 - 66.010 м. Если температур а воздуха в будущем будет повы шаться со скоростью на 0.02k/ год или 0.03k/ год, ледниковый сток будет последовательно увеличиваться в течение периода с 2000 по 2030 гг., и достигнет своего максиму ма в 67.510 9 м3 -70.810 9 м3 примерно в 2030 г. После этого, ледниковы й сток потенциально будет показ ывать тенденцию к снижению, но до 2050 г. он все равно будет больше, чем в 2000 г.

С нег Л и Пейджи (Li Peiji- In: Qin, 2002;

K ang et al., 2004) обрисовал возможные в будущ ем изменения характеристик снеж ности, основы ваясь на текущ их тенденциях и анализ е соотнош ения меж ду снегопадами и температурой воздуха, а такж е осадками. Он предполож ил, что на ЧТП и в Синьцзяне масса снега будет немного увеличиваться, и колебания снеж ности будут более сильны ми, предполож ительно увеличится также повторяемость связанны х со снегом опасностей и весенних засух. Однако, во В нутренней Монголии и на северо-востоке Китая масса снега потенциально уменьшится.

Результаты моделирования с использованием различных моделей показывают, что талый снеговой сток во внутренних речных бассейнах северо-запада Китая явно увеличится ( Kang et al., 2002). В анг и Ли (W ang and Li, 2006) выбрали верховья бассейна реки Хейхе ( Heihe) как пример для изучения и использ овали модель, основанную на фактор е «г радус-сутки», чтобы смоделировать возможные изменения талого снегового стока при сценарии потепления климата с повыш ением температура на 4°C. Результаты моделирования указывают, что в ближ айшем будущем произойдёт смещение сезона снеготаяния, увеличение стока в начале сезона снеготаяния и уменьшение стока в конце сез она.

Многолетняя м ерзлота В виду совместного влияния потепления климата и увеличения хозяйственно й деятельности, на ЧТ П и северо-восточном Китае в течение 21 века ожидается значительное отступание мерзлоты. Чтобы спрогнозировать изменения вечной мерзлоты, были использованы различны е подходы моделирования, включая эмпирические и более физич ески обоснованные. Для прогноз а существования мерзлоты Ли и Шенг ( Li and C heng, 1999) использовали вы сотную модель и эмпирическую модель соотношения нижней границы распространения горной мерз лоты с широтой (C heng, 1984). Результаты показали, что при повышении темпер атуры на 0.5°C происходит деградация вечной мерзлоты на 8%.

Если темпер атура воздуха к 2050 г. повы сится на 1. 1°C, мерз лота на Ч ЕП претерпит значительны е изменения и площадь ее деградации составит приблизительно 18%. Если же температур а воздуха на Плато к 2099 г. повысится в среднем на 2. 9°C, площадь деградации мерз лоты превысит 58%. Почти вся мерзлота в юж ной и восточной частях Плато будет в состоянии деградации (Li and Cheng, 1999;

Li et al., 2003). Однако, следует отметить, что отклик мерзлоты на глубине грунтов на потепление климата будет намного отставать в сравнении с характерным для поверхности.

Нань (N an, 2005) также моделировал будущее развитие мерзлоты на ЧТП, используя более физически-обоснованную модель ( Li et al., 1996). Рез ультаты моделирования показали, что, в случае повышения температуры воздуха на 0.02°C в год, площадь мерз лоты на ЧТ П сократится в последующие 50 лет приблизительно на 8.8%, и высокотемператур ная мерзлота с MAGT выш е чем - 0.11°C мож ет обратиться в сезонномёрзлы е почвы. В следующие 100 лет мерзлота с MA GT выше чем - 0. 5°C исчезнет, и площадь мерзлоты сократится на 13.4%. В случае повышения темпер атуры воздуха на 0.052°C в год, площадь мерзлоты на ЧТ П сократится на 13. 5% по истечению 50 лет. По истеч ению 100 лет произойдет более значительная деградация мерзлоты и ее площадь сократится приблизительно на 46%. Мерзлота с MAGT выш е –2°C перейдёт в сезонномёрзлы е почвы и даже немёрзлые.

Потепление климата будет также иметь огромное воздейств ие на инженерные свойства мерзлоты. В у с соавторами (W u et al., 2000) прогнозировал устойчивость мерз лоты вдоль Т ибетской автомагистрали ( QT H), используя высотную модель и систему классифик ации мерзлоты на основе термической устойчивости (C heng and Wang, 1982).

Согласно полученным результатам, из -за потепления климата усто йчивость мерзлоты значительно изменится. Площадь распространения мерзлоты вдоль автомагистр али уменьшится и з она мерзлоты сместится выше и деградирует. Площадь экстремально устойчиво й, устойчивой и суб-устойчивой зон мерзлоты уменьшится, в то время как площ адь переходной, нестабильной и экстра нестаб ильной зон увеличится.

В ответ на потепление в 1.0- 1.5°C в течение следующ их 40- 50 лет южная граница мерз лоты на северо-востоке К итая сместится к северу. Большая часть современной островной мерзлоты исчезнет, южная граница сплошного распространения мерзлоты достигнет современной юж ной границы зоны несплошной мерз лоты с островами таликов, которая превратится в зону островной мерз лоты, а з она сплош ной мерзлоты окаж ется в зоне несплошной мерзлоты с островами таликов. К тому времени площадь остаточной мерз лоты в горах Da-, Xi ao-Xi ng’ anling будет составлять 35% современно й суммар ной площ ади мерзлоты ( Jin et al., 2006).

ЗАКЛ ЮЧЕНИЕ Площадь криосферы К итая, как горной страны с «крыш ей мира», занимающей больш ую долю суши, огромна. Главны м образом она состоит из горны х ледников, высокогорной мерзлоты, многолетнего и сезонного снеж ного покрова. Их распределение, изменения в последние несколько десятилетий и возможны е изменения в будущем рассмотрены в этой статье.

С огласно последним статистическим данным, в Китае имеется 46 377 ледников общ ей площ адью 59 425 км. Запасы льда ледников оценивается приблизительно в 3 км, а годовой ледниковый сток составляет около 61.610 м. Мы обобщили некоторые последние исследования по изменению площади ледников. Мож но сделать заключение, что, в целом. происходит значительное сокращение ледников в пограничных районах ЧТ П и других горах на западе К итая, но сравнительно небольшое - в глубинных районах ЧТП.

За период с 1960х по настоящее время ледники Китая сократились, в целом, на 5.5% Последующее сокращение ледников будет очень быстрым. Большинство ледников площ адью менее 1 км исчезнут до 2050. В случае повышения температуры воздуха на 1°C, площ адь ледников Китая уменьшится, в целом, на 26.7%. Однако, прогнозируется, что ледниковы й сток увеличится и достигнет своего максимума в 2030.

На основе данных пассивного микроволнового дистанционного зондирования был создан новый ряд данных высоты снежного покрова и максимальных снегозапасов SW E в Китае за период с 1978 по 2005. На его основе бы ли получены статистические данные о площ ади снежного покрова и массе снега. Средняя площ адь снежного покрова в Китае 6 составляет приблизительно 8.910 км, a площ адь устойчивого снежного покрова - около 6 2 3.510 км. Максимальны е снегозапасы SW E составляют 95.910 м. Годовые воз обновляемые снежные осадки оценены в более чем 34510 м, но с большой погрешностью. Колебания снежности изменяются от года к году, с небольш им полож ительным трендом. По-видимому, эта тенденция сохранится на западе К итая до 2050, но на востоке страны проявится тенденция к сокращению. Сильные колебания снежности обусловят увеличение связанны х со снегом опасностей. Прогноз ируется, что снеговой талый сток в северо-западном К итае увеличится.

6 Площадь многолетней мерзлоты в К итае составляет около 2.210 км, a сезонного 6 мерз лы х грунтов - около 4.7210 км. Запасы льда в мерзлоте огромны. На ЧТП они оцениваются в 10 923 км. Значительная деградация мерзлоты в Китае проявилась в 6 больш инстве районов ее распространения. Мерзлота на ЧТ П сократилась на 0.110 км.

Вы сота нижний границы мерз лоты увеличилась на 25 - 80 м. Больш ая часть островной мерз лоты на северо-востоке К итая исчезла. Т емпература мерзлоты увеличивается с воз растающей скоростью. Наблюдалось значительное увеличение толщ ины активного слоя мерз лотой на ЧТ П и более резко на северо-востоке Китая. С окращение глубины сезонного промерзания широко распространено в Западном Китае и подтверждается многочисленными свидетельствами на ЧТП и в Синьцзяне. Прогнозны е модели показывают, что деградация мерзлоты сохранится и затронет от одной трети до половины площ ади мерзлоты на ЧТ П. Большая часть высокотемпер атурно й мерзлоты исчезнет.

Мерзлота в северо-востоке Китая скорее отступит к северо-западу. Т ермическая устойчивость мерзлоты снизится, имея большое воздействие на гражданское строительство в районах распространения мерзлоты.

Предполагается также, что хрупкость природной среды в районах криосферы Китая будет воз растать. Поэтому, для смягчения урона, обусловленного изменениями в криосфере, очень важно улучш ение понимания и предсказуемости развития криосферы.


БЛАГОД АРНОСТ И Настоящая работа поддерж ана Обучающей Инновационной Программо й Института окруж ающей среды и гражданского строительства в холодных и засушливы х регионов Китайской Академии наук, (№ гранта: 2003102), проектом ННФК ( Национальный научный фонд Китая) (№ гранта: 90502010), и Меж дународны м проектом партнер ства Академии наук Китая(CA S) "Фундаментальны е исследования по водным проблемам внутренних речных бассейнов в аридны х регионах" (CXTD -Z2005- 2).

ЛИТЕРАТ УРА 1 All ison I., Barry R.G. and Goodis on B. E., 2001. C lim ate and Cryospher e (C liC) Project Science and Coor di nation Plan. WCRP-114, W MO/TD N o. 1053.

2 Cai D. -H., Ma J.-H., Ni an Y. -Y., Liu S.-Y. and Shangguan D.-H., 2006. The st udy of glacier change using r emote sensing in Mt. Muztagta. Jour nal of Lanzhou Univer sity (N atural Sciences ), 42( 1): 13-17. (In Chinese) 3 Che T. and Li X., 2005. Spatial dis tri bution and t emporal vari ation of snow w ater resources in China during 1993- 2002. Journal of Gl aciology and Geocr yology, 27( 1): 64-67. (In Chi nese) 4 Che T., 2006. St udy on Pass ive Microw ave R emote Sensing of Snow and Snow D ata Assi milati on Method. Doctoral T hesis, Cold and Arid R egions Envir onm ental and Engi neering Resear ch Institute, Chi nese A cademy of Sciences, Lanzhou, 105 pp. (In Chi nese) 5 Che T., Li X., Mool P.K. and Xu J.-C., 2005. Monit oring gl acier s and associated glacial l akes on the east slopes of Mount X ixabangma from remote sensing images. Jour nal of Glaciology and Geocryol ogy, 27(6): 801-805. (I n Chinese) 6 Chen L.T. and W u R.G., 2000. Int erannual and decadal vari ati ons of snow cover over Qi nghai Xizang Plat eau and t heir rel ati ons hips to summer monsoon rainfall i n C hina. Advances in Atm ospheric Sciences, 17(1): 18-30.

7 Cheng G.-D. and W ang S. -L., 1982. On t he zonation of high-altit ude permaf t in Chi na. Journal ros of G laciology and G eocryology, 4(2): 1-17. (I n C hinese) 8 Cheng G.-D., 1984. Problems of zonati on of hi gh-altitude permafrost. ACT A Geographi ca Sini ca, 39( 2): 185- 193. ( In Chinese) 9 Cheng G. -D., 1996. T he role of cryosphere in climate change. In: Pr oceedings of the Fifth Nati onal Confer ence on G laciology and G eocryology. Gansu Culture Press, Lanzhou, pp. 807-817.

(In Chinese) 10 He C.-Y., Di ng Y. -J. and Li X., 1999. A visualized computat ion met hod for glacier var iation.

Journal of G laci ol ogy and G eocryology, 21(2): 169-174. (In Chi nese) 11 IPCC, 2001. Climate Change 2001: T he Scient ific B asis. C ambr idge U niversity Press, Cam bridge, UK, 944 pp.

12 Jin H.- J., Li S. -X., Cheng G.- D., W ang S.- L. and Li X., 2000. Perm af ost and cl imatic change in r China. G lobal and Planet ary Change, 26( 4): 387-404.

13 Jin H.- J., Yu S.-P., Lu L. -Z., Guo D. -X. and Li Y. -W., 2006. Degr adation of per maf ost i n the Da r and Xi ao H inggan Mountai ns, northeast C hina, and prelim inary assessment of i ts trend. Journal of Glaciology and Geocr yol ogy, 28(4) : 467-476. (I n C hinese) 14 Jin R., Li X., Che T., Wu L.-Z. and Mool P., 2005. G laci er area changes in t he Pumqu River Basi n, Ti betan Plateau, betw een the 1970s and 2001. Journal of Gl aciology, 51(175): 607-610.

15 Kang E.-S., Cheng G. -D. and Dong Z.-C. (Edit or s), 2002. Glacier -Snow W ater Resources and Mount ain Runoff i n the Arid A rea of Northw est C hina. Sci ence Press, Beijing, 304 pp. (In Chines e) 16 Kang E.- S., Shen Y.-P., Li X., Li u C.-H., Xi e Z.-C., Li P. -J., W ang J., C he T., Wu L.-Z., 2004.

Assessment of the Glacier and Snow W ater Resour ces in China, A R eport to the Mi nist ry of Water Resour ces of Chi na. CAREERI/CAS, Lanzhou. (in Chi nese) 17 Ke C.-Q. and Li P. J., 1998. Spatial and t emporal charact eristics of s now cover over t he Qi nghai Xizang Plateau. ACT A Geographi ca Sini ca, 53( 3): 209-215. (In Chinese) 18 Li P.-J., 1988. Preli minar y evaluati on of seas onal snow r esources i n Chi na. A cta G eographica Si nica, 43(2): 108-118. (I n Chi nese) 19 Li P.J., 1999. Variati on of snow wat er res our ces i n northw estern China, 1951-1997. Sci ence in China Series D- earth Sciences, 42(S1): 72-79.

20 Li S.X., Cheng G.D. and Guo D.X., 1996. T he f ure thermal r egime of numeri cal simulating ut permafrost on Qinghai -Xi zang (T ri bet) plateau, C hina, under cl imat e w armi ng. Science in China Ser ies D-earth Sciences, 39(4): 434-441.

21 Li X. and C heng G.-D., 1999. A GI S aided response m odel of high altitude permaf t to global ros change. Sci ence in Chi na, Ser ies D., 42( 1): 72- 79.

22 Li X., Cheng G.-D., W u Q. -B. and Ding Y.-J., 2003. Modeling Chi nese cr yospher ic change by using G IS t echnol ogy. Cold Regi ons Science and T echnology, 36(1-3): 1-9.

23 Li Z., Sun W.X. and Zeng Q.Z., 1998. Measurement s of glacier vari ation in t he T ibetan Pl ateau using Landsat data. R emote Sensing of Environm ent, 63(3): 258-264.

24 Li u C.-H. and Ding L.-F., 1986. T he newl y progres s of Gl acier inventory in Ti anshan Mountai ns.

Journal of G laci ol ogy and G eocryology, 8(2): 167-170. (I n Chinese) 25 Li u C. -H., Shi Y. -F., W ang Z.-T. and Xie Z. -C., 2000. Glacier resources and their dis tri butive charact erist ics in C hina, A revi ew on Chi nese Glacier Invent ory. Journal of Glaciology and Geocryol ogy, 22(2): 106-112. (I n Chinese) 26 Li u S.-Y., Di ng Y. -J., Zhang Y., Shangguan D. -H., Li J., Han H.- D., W ang J. and Xi e C.-W., 2006. Impact of t he gl acier change on water r esources in the T arim Ri ver Basi n. ACT A Geographica Sinica, 61( 5) : 482- 490. (I n C hinese) 27 Li u S.-Y., Shangguan D.- H., Ding Y.-J., Han H.- D., Zhang Y., Wang J., Xie C.-W., Ding L. -F.

and Li G., 2005. Glacier vari ati ons since the earl y 20th century in t he Gangrigabu R ange, southeast T ibetan Plateau. Jour nal of G laciol ogy and G eocryology, 27(1): 55-63. (In Chi nese) 28 Li u S.-Y., Shangguan D.- H., Ding Y.-J., Han H.- D., Zhang Y., Wang J., Xie C.-W., Ding L. -F.

and Li G., 2004. Variat ion of gl aciers studied on the basis of r emote sens ing and GIS -- A reasses sment of the changes of t he Xinqi ngfeng and Malan i ce caps in the Norther n Ti betan Pl ateau. Journal of Gl aciology and Geocr yology, 26( 3): 244-252. ( In Chinese) 29 Li u S.-Y., Shen Y.-P., Sun W. -X. and Li G., 2002. Gl acier variation from m aximum of the l itt le ice age in the west ern Qilian Mountains, N orthw est Chi na. Jour nal of Glaci ology and Geocryol ogy, 24(3): 227-233. (I n Chinese) 30 Lu A.-X., Y ao T.-D., Liu S. -Y., Ding L. -F. and Li G., 2002. G lacier change i n the Gel adandong area of the Ti betan Pl ateau monit ored by r emote sensing. Journal of Gl aciology and Geocr yology, 24( 5): 559- 562. ( In Chinese) 31 Lu A.- X., Yao T.-D., W ang L.-H., Liu S.-Y. and Guo Z. -L., 2005. Study on t he fluctuati ons of typical glaci ers and lakes in t he T ibetan Plateau using r emote sensing. Journal of Glaci ology and Geocryol ogy, 27(6): 783-792. (I n Chinese) 32 Meier M.F. and B ahr D.B., 1996. C ounting gl aciers: use of scaling met hods to estimate the num ber and size di stributi on of t he glaci ers of t he world. In: S.C. Colbeck (Editor), G lacier s, Ice Sheets, and Vol canoes: A Tribute to Mar k F. Meier. U S Army CRR EL Speci al Report 96-27, pp.

89-94.

33 Nan Z. -T., 2003. St udy on C haracter istics of Per maf ost Dist ribution on the Q inghai-Ti bet Pl ateau r and Constr uction of Di gital R oadbed of the Qinghai-Tibet R ailway. Doctor al T hesi s, C old and Ari d Regi ons Environment al and Engi neering R esear ch Institut e, Chinese Academ y of Sciences, Lanzhou, 121 pp. (In Chi nese) 34 Nan Z.-T., Gao Z.-S., Li S.-X. and W u T.-H., 2003. Per mafrost changes in t he norther n limit of permafrost on t he Qinghai-T ibet Plat eau in the l ast 30 year s. ACTA Geographi ca Sini ca, 58(6):

817- 823. (I n C hinese) 35 Nan Z.T., Li S.X. and Cheng G.D., 2005. Predi cti on of per maf ost dist ri bution on t he Qi nghai r Tibet Plateau i n the next 50 and 100 years. Science in Chi na Series D- eart h Sciences, 48(6): 797 804.

36 Qin D. -H. (Editor), 2002. Asses sment on the Envir onment Change of W est China. Science Pres s, Beijing. (i n C hinese) 37 Qin D.H., Liu S.Y. and Li P.J., 2006. Snow cover dist ribution, variabilit y, and response to clim ate change in west ern C hina. Journal of Climate, 19(9): 1820-1833.

38 Qin D. -H., Mayewski P.A., W ake C. P., Kang S. -C., Ren J.-W., Hou S.-G., Y ao T.-D., Yang Q. -Z., Jin Z.-F. and Mi D. -S., 2000. Evidence for recent climate change f om ice cor es in the centr al r Him alaya. Annal s of Gl aciol ogy, 31: 153-158.

39 Qiu G.-Q., Zhou Y.- W., G uo D.-X. and W ang Y.-X., 2000. T he Map of Geocryol ogi cal Regional ization and Classificat ion in Chi na. Science Press, Beiji ng. ( in C hinese).

40 Ren J.-W, Q in D.- H., K ang S.-C., Hou S.-G., Pu J.-C. and Jing Z.-F., 2004. G laci er var iati ons and clim ate warming and drying in t he centr al Him alayas. C hinese Science Bull eti n, 49( 1) : 65- 69.

41 Shangguan D.-H., Liu S. -Y., Ding Y. -J., Ding L. -F. and Li G., 2004. Glaci er changes at the head of Yur ungkax R iver in the w est K unlun Mountai ns in the past 32 years. ACT A G eographica Si nica, 59(6): 855-862. (I n Chi nese) 42 Shangguan D.-H., Liu S.-Y., Ding Y.-J., Di ng L. -F., Shen Y.-P., Zhang S.-Q., Lu A.-X., Li G., Cai D. -H. and Zhang Y., 2005. Monit oring gl acier changes and i nventory of glaci ers i n Muztag Ata- Kongur T agh, East Pamir, C hina using A STER data. Jour nal of Gl aciology and Geocryology, 27( 3): 344- 351. ( In Chinese) 43 Shen Y., 2004. A n Overvi ew of Glaciers, Retreating G lacier s and T heir Impact in t he Ti betan Pl ateau, A Repor t to W WF. CAREERI/C AS, Lanzhou.


44 Shi Y.-F. (Editor ), 2000. Glaci ers and T heir Envi ronments in Chi na – t he Present, Past and Future, pp 101-131. Science Press, Bei jing, 410 pp. (I n C hinese) 45 Shi Y. -F. ( Editor), 2005. C oncise Chinese Glacier I nvent ory. Shanghai Popular Science Pres s, Shanghai, 194 pp. ( In C hinese) 46 Shi Y. -F., 2001. Estim ation of the wat er res our ces affected by cli mati c war ming and glaci er shrinkage before 2050 in w est Chi na. J our nal of G laciol ogy and G eocryology, 23(4): 333-341. (In Chines e) 47 Wang J. and Li S., 2006. Effect of cl imatic change on snowm elt runoffs in m ountainous r egions of i nland rivers in Northwester n C hina. Science in China Series D- earth Sciences, 49(8): 881-888.

48 Wang Q. -Q., Li L., Li D. -L., Qin N.-S., Wang Z.-Y., Zhu X. -D. and Shi X.-H., 2005. Response of permafrost over Qi nghai Plateau to cl imat e warmi ng. Plat eau Meteor ology, 24(5): 708-713. (In Chines e) 49 Wang Q. -X., Li H.-J., W ei R.-Q. and W ang X.-M., 2005. A nnual change and abrupt change of the seasonal f rozen soil in Xinjiang, C hina duri ng 1961-2002. Journal of G laci ology and Geocryology, 27( 6): 820- 826. ( In Chinese) 50 Wang S. -L., 1997. Study of permafrost degradat ion in t he Qi nghai–Ti bet Plateau. A dvance in Ear th Sci ences, 12( 2): 164–167. (I n C hinese) 51 Wang S. L., Jin H.J., Li S. X. and Zhao L., 2000. Permaf ost degradat ion on the Qinghai-Tibet r Pl ateau and it s envi ronmental impacts. Per mafrost and Perigl acial Processes, 11(1): 43- 53.

52 Wang S.-L., Zhao X. -F., Guo D.-X. and Huang Y.-Z., 1996. Response of per maf os t to clim ate r change in t he Q inghai-Xizang Plateau. Journal of Glaci ology and Geocryology, 18(S1): 157-165.

(In Chinese) 53 Wu L.-Z. and Li X., 2004. China G lacier I nformation Syst em. Ocean Pr ess of C hina, B eiji ng, pp. ( In C hinese) 54 Wu L. -Z., Che T., Jin R., Li X., Gong T.-L., Xi e Y. -H., T ang G.-A., Liu Y. -M., Mool P.K., Bajr acharya S.R., Shakya K. and D angol G.S., 2004. Poi qu (Bhot e-Sun Koshi) and Rongxer (T ama K os hi) B asi ns, T ibet Aut onom ous Regi on, PR China. I nvent ory of G laci ers and Glaci al Lakes and t he Identi f ication of Potential Glacial Lake Outburst Floods (GLO Fs ) Affected by Global W arming in the Mountai ns of Him alayan R egion, Cold and Ari d Region Environment al and Engineering Research Institut e;

Bureau of Hydrology T ibet;

I nternat ional Cent re f or Integrated Mountain D evelopment, Lanzhou, Chi na.

55 Wu Q.B. and Liu Y.Z., 2004. G round temperat ure moni tori ng and it s recent change i n Qi nghai Tibet Pl ateau. Cold R egions Sci ence and T echnol ogy, 38(2- 3) : 85- 92.

56 Wu Q. -B., Li X. and Li W.-J., 2000. T he pr edicti on of permafrost change along the Qinghai-Tibet highway, C hi na. Permafrost and Peri gl acial Process es, 11( 4): 371-376.

57 Wu Q.B., Lu Z.J. and Liu Y. Z., 2005. Permafrost monit oring and its recent changes i n Qi nghai Tibet Pl ateau. Advances in clim ate change research, 1(1): 26-28. (In Chi nese) 58 Xie Z. -C., W ang X., K ang E. -S., Feng Q. -H., Li Q.-Y. and Cheng L., 2006. Glaci er runoff in China: A n eval uation and pr ediction for the f utur e 50 years. Journal of Glaci ology and Geocryol ogy, 28(4): 457-466. (I n Chinese) 59 Xu J.- L., Liu S.-Y., Zhang S.-Q. and Shangguan D.-H., 2006. Glaci ers fluctuat ions in the Karamilan- Ker iya River watershed i n the past 30 years. Journal of G laciol ogy and Geocr yology, 28( 3): 312- 318. ( In Chinese) 60 Zhao L., Ping C. -L., Yang D.-Q., Cheng G.-D., Di ng Y.- J. and Liu S. -Y., 2004. Changes of clim ate and seasonally fro zen ground over the past 30 years in Qinghai –Xizang (T ibetan) Plat eau, China. G lobal and Planet ary Change, 43: 19- 31.

61 Zhou Y.-W., G uo D.-X., Qiu G.-Q., Cheng G.-D. and Li S. -D., 2000. Geocryol ogy in Chi na.

Sci ence Press, Bei jing, 450 pp. (i n C hinese).

РОЛЬ СНЕГА И ЛЕД НИКОВ В ГИД РО ЛОГИИ И ВОДНЫХ РЕСУРСАХ: КРАТКИЙ ОБЗО Р Пратап С инх Н ациональны й Инст итут Гидрологии, Рурки (Roor kee, U.A. ) 247 667, И ндия pratap@ni h.ernet.in РЕЗЮМЕ Наличие ресурсов пресно й воды является основой для выж ивания человечества и поддерж ания наземных экосистем. Более половины человечества зависит от пресной воды, которая аккумулируется в горах. Растущее население, интенсификация сельского хоз яйства, воз растающая урбанизация, индустриал изация привели к четырехкратному увеличению потребления мировых запасов пресны х вод с 1940 года. Эффективное управление водными ресурсами, в частности расхованием воды, формируемой при таянии снежного покрова и ледников, необходимо для удовлетворения этих растущих потребностей. Это ключевой фактор развития, особенно в условиях Индии, где большие территории являются засуш ливыми и полузасушливы ми, а наличие воды напрямую связано с производством продовольствия для сотен миллио нов жителей. В ерховья главных речных систем Гималаев имеют обширные площади, покры тые снегом и ледниками. Т алые воды гималайских ледников составляет значительную долю в годовом стоке рек и рассматриваются как ж изненно важные для Индийского субконтинента. В течение летнего период а, когда вода из других источников доступна в ограниченно м количестве, а уровень потребления воды очень высок, значительны е объемы воды поступают от таяния снеж ного покрова и ледников. Вода, получаемая от таяния сезонного снежного покрова и ледников, считается надежным источнико м для ирригации, производства гидроэнергии и питьевого водоснабж ения. Осадки в сезон муссонов в ниж ней и средней частях речных бассейнов являются дополнительным источником для гидроэнергетического потенциала этих рек.

Ледники являются не только важ ным источнико м воды для различны х целей, но и оказывают огромное влияние на климат. Д анны й обзор рассматривает темпы, период таяния и распределение талого снегового и ледникового стока в Гималаях и их роль в водны х ресурсах Индии. Т акже будут рассмотрены изменения реж има ледникового стока.

ВВЕДЕНИЕ Л едники являются очень важ ным источником пресной воды, действуют как естественный морозильный резервуар для хранения воды в зимний период и для ее высвобождения летом. Примерно 50% ледников мира располагаются з а пределами полярного круга - в высоких горах Азии, и большая часть стока этих ледников приходится на Индийский субконтинент. Основны е речные системы наш ей страны, а именно - системы Инда, Ганга и Брамапутры, берут начало в Гималаях и их верховья в зимний период в значительной степени покры ты снегом. Э ти речные системы получают значительную долю годового стока, формируемого за счет таяния снеж ного покрова и ледников Гималаев. В зимнее время все ледники покрыты толстым слоем сезонного снега. Л етом начинается таяние накопивш егося за зиму снега и с этого начинается вклад ледников в годовой сток.

С читается, что ледники очень чувствительны к климатич еским условиям. Они быстро откликаются на изменения климата и их наступание или сокращение могут быть небольш ими, но способны изменить уровень моря в течение десятил етий. В лияние отступания ледников на водны е ресурсы - актуальная проблема, обсуждаемая уже более двух десятилетий. Сущ ествуют свидетельства, что отступание ледников в течение прош лого века носило глобальный характер. С овременная дегляциация рассматривается как проблема всего мира, включая Гималайский регион.

ГЛОБАЛ ЬНОЕ РАСПРЕД ЕЛ ЕНИЕ ЛЕДНИКОВ Большая часть Земли, по крайней мер е в течение части года, покрыта снегом, чем обусловлены значительные изменения характеристик поверхности, в отличие от присущих периоду без снега. Ледники за пределами Антарктики и Гренландии относятся к субполярным и горным ледникам. Зимой в Северном полушарии около половины территории суши и 30% поверхности океана покры ты снегом и льдом. Глобальное распределение льда показывает, что он покры вает около 3% поверхности Земл и и 11% территории суши, сохраняя около 75% мировых запасов пресной воды. Подробная информация о глобальном распределении льда представлена в Таблице 1. Известно, что в последний ледниковы й период около 32% территории суши бы ло покры то ледниками.

Т акое глобальное распредел ение льда показы вает, что, лишь очень небольшое количество постоянного снега ( только 3% ) аккумулируется в горах за пределами полярного региона, но это относительно небольш ое количество имеет исключительно важ ное значение для человечества ввиду близости к населенным территор иям. Л едники вы сокогорной Азии покры вают примерно 50% площади всех ледников за пределами полярного региона и больш ая доля их стока приходится на индийский субконтинент. На больш ом протяж ении ледник и покрывают Гималаи – перекрещ ивание горны х хребтов раз личной ориентации и высоты.

Т аблица 1 (a): Глобальное распределение снеж ного покрова Регион Площадь/объем Общая площадь суши Земли ~ 136,000,000 км Общая площадь моря ~ 374,000,000 км Общая площадь, покрытая снегом ~15,861,766 км ( ~11% площади суши) Горные ледники/ ледниковые купола ~550,000 км2 (~ 3.5% всего льда) (50% Северной Америки и 44% Евразии) Антарктика ~13,586,310 км Пресная вода в полярныхльдах ~ 29,000,000 км (~75% мировыхзапасов пресной воды) Т аблица 1 ( b): Глобальное распределение льда Регион площадь поверхности, км Антарктика 13, 586, Гренландия 1,736, Северная Америка 276, Азия и СНГ 185, Европа 53, Юж ная Америка 25, Новая Зеландия/ субантарктические острова 7, Всего 15,861, ГИМАЛАИ И ГИМАЛ АЙСКИЕ Л ЕДНИК И Гимал аи - самая молодая и хрупкая горная система Земл и –напрямую контролируют климат и влияют на региональную гидрологию и всю окружающую среду индийского субконтинента.

Гималаи простираются в форме дуги приблизительно на 2.500 км между Индом и Брамапутрой и имеют ширину от 200 до 400 км. Гималайские ледники представляют собой уникальное хранилище пресной воды, которое поддерж ивает и питает такие вечны е реки как Инд, Ганг и Брамапутра, которы е, в свою очередь, являются жизненно важны ми для миллионов людей. Орографически эта горная система разделена на три параллельных долготных зоны- Большие, Малые и В нешние Гималаи.

С редняя высота Больших Гималаев составляет 6100 км, и они представляют собой слившиеся окаменелые наслоения морских осадочных пород раз ного возраста. Малые Гимал аи фор мируют сложную горную систему со средней высотой 2600- 4600 метров, сложенную преимущественно кристаллич ескими и метамор фическими породами. Внешние Гимал аи со средней высотой от 1000 до 1300 слож ены речны ми осадочны ми породами.

Около 35% территории Индии пред ставлено горами и 58% из них занято Гималаями.

Регион индийских Гималаев находится меж ду 21°57'- 37°5' северной широты и 72°40'-97°25' восточной долготы и занимает территорию 500 000 км, составляя около 16,2% всей территории Индии. Э тот регион представлен заснеж енны ми пиками и ледниками в высоких Гималаях и густы ми лесами среднегорий. Лес является главны м параметро м землепользования и занимает 52% соответствующей территории региона ( EN VIS, 2004).

Оледенение Гималаев более интенсивно в сравнении с Альпами и Скалисты ми горами. Наличие снежны х и ледниковы х полей в Гималаях в основном обусловлено чрезвычайно больш ими высотами, что обеспечивает присутствие такого оледенения на низ ких ш иротах. Концентрация ледников выше в Западны х Гималаях, чем в Восточны х. В Гимал аях находятся наибольшее количество ледников за пределами полярного регио на.

Ледники Гимал аев сильно различаются по размерам. Некоторые из наиболее крупных ледников: ледник Siachen ( 76 km), ледник Hispar (62 km), ледник Bat ura ( 58 km), and ледник Baltoro (58 km ) in Каракорам, ледник Gangotri (30 km ), ледник Milam (19 km) в Garhw al Him alayas, ледник Zemu ( 26 km) и ледник Kanchanj ungha ( 16 km) в Si kkim H imal ayas. В Индии систематические исследования по ледникам ведется на протяжении 30 лет. Другие важные ледники это ледник G angotri, ледник Gara, ледник Shaune Gar ang, ледник G or Garang, ледник Kol, ледник Neh-N ar, ледник Bara Shigri, ледник C hhota Shigri, ледник T ipra Blacier, D unagi ri и D okriani Л едники тщательно исследуются различными институ тами в геоморфологическом, гляциологическо м, геологическом(sediment load), метеорологическом и гидрологическом аспектах. Т акие исследования были инициированы Индийской Геологическо й Службой в серед ине семидесяты х годов. С 1986 года Департамент науки и технологии Правительства Индии нач ал Гимал айскую Гляциологическую Программу и финансировал несколько исследовательских проектов по различны м аспектам ледников в индийских Гималаях.

Учитывая распространение снеж ного покрова и ледников и их важ ность для водных ресурсов Индии, необходимо собирать и анализировать намного большее количество информации и данных. В результате всесторонних исследований может быть создана многолетняя база данных.

ПОБАССЕЙНОВЫЙ К АТ АЛ ОГ Л ЕДНИКОВ Ч тобы провести каталогизацию гималайских ледников, время от времени предпр инимались усилия различными исследователями (Kar pov and Kirmani, 1968;

Мuller, 1970;

Vohra, 1978, 1981). Работы по завершению каталогиз ации гималайских ледников на желаемом уровне требуют больших усилий и времени. Бы л составлен каталог ледников по данным дистанцио нного зондирования на основе космических снимков IRS LISS-II и Landsat data (Kul karni, 1990, 1991). Характеристики ледников, такие как границы ледника, ледовой водораз дел (ice divide), линия равновесия ( ELA), площадь абляции, площадь аккумуляции, ледниковые оз ера, были закартированы в различных масштабах ( от 1:50, до 1:250, 000). Геологическая Служба Индии (G SI, 1999) опубликовала первый каталог ледников, содерж ащий около 4,038 ледников в индийских Гималаях общей площадью около 35,760 км. Это количество было пересмотр ено и дополнено и ож идается публикация нового обновленного каталога ледников. Каталог ледников по некоторым речны м бассейнам привед ен в Т аблице 2. Предполагалось, что в течение послед него ледникового цикла суммарная площадь, занимаемая ледник ами в Гималаях была намного больш е, и ледник и долж ны были располагаются на более низких широтах по сравнению с их современным полож ением.

РОЛЬ С НЕГА И Л ЕДНИКОВ В В ОДНЫХ РЕСУРС АХ ИНДИИ Прогноз ирование объема воды, содерж ащегося в отлож ениях снега и стока талых снеговых и ледниковых вод, необходимо для эффективного управления водны ми ресурсами, включая прогноз ирование наводнений, управление водохранилищами, проектирования гидравлических и гидрологическ их сооружений и т.д. В есенний и летний сток, состоящий в основном из талых снеговы х и ледниковы х вод, является источником воды для ирригации, производства электроэнергии и питьевого водоснабжения. Т алые воды поступают в речной сток, увлажняют почву и пополняют з апасы подземных вод.

Обильные дож ди в сезон муссонов пополняют водные ресурсы. В Индии были проведены исследования с целью оценить вклад снеговых и ледниковы х вод в годовой сток некоторых рек (Singh et al., 1997;

Singh and Jain, 2002). В Таблице 3 представлен вклад ледников в годовой сток гималайских рек, измеренный у подножия Гималаев вдоль площади максимального и минимального распро странения снежного покрова.

Т аблица 2: Данны е каталога ледников некоторы х бассейнов Гималайского региона (Geol ogi cal Sur vey of India, 1999).

Бассейн Суб-бассейн Площадь Количество Площадь Общий бассейна, ледников оледенения объем льда, km км2 % km Дж елум(Jhel Шалиганга-Сукхнаг 1516 5 1.8 0.12 0. um) (Shaliganga-Soochnag) Синд(Sind) 1142 57 39.9 3.50 1. Вишав-Рембияра(Vishav Rembiar a) 1579 23 13.5 0.86 0. Лидар(Liddar) 1283 48 38.9 3.04 1. Баспа(Baspa) Satluj 1100 89 238.7 21.70 15. Тирунг/Tirung 916 60 135.4 14.78 6. Tagla-gyamthing 187 27 19.2 10.26 0. Ропа/Ropa 628 48 27.3 4.35 0. Bhilangna Bhagirathi Pilang 1700 13 88.2 5.19 4. Дж аландхри ( Jal andhri ) 1335 23 48.5 3.63 2. Яхнви Ганга 694 64 104.9 15.13 4. Бхагирати Ганга 1440 60 136.2 9.46 7. 1015 78 377.5 37.21 46. Восточный Ратонг Талунг/Talung Tista 2351 36 58.4 2.49 3. Changme Khangpu 1271 61 142.9 11.25 8. Зему/Zemu 1159 102 144.4 12.46 7. 2392 250 359.9 15.05 20. Манас/ Manas Брамапутра Каменг/Kameng 2194 4 1.5 0.07 0. Субаншири/Subansi ri (частично) 12585 52 65.8 0.52 2. Дибанг/Dibang 8500 91 145.5 1.71 6. 4725 14 10.7 0.23 0. Я сно, что вклад талых снеговы х и ледниковых вод в речной сток значителен.

Исследования распределения стока и гидрологии ледников показали, что максимальный вклад гималайских ледников имеет место в июле и августе. В целом же, период таяния ледников – май-октябрь (Harit ashya et al., 2005, Singh et al., 2006).

В Гималайско м регионе благоприятное географич еское полож ение и соответствующая топография обеспечивает отличные условия для развития гидроэнергетик и. Т аяние снега и ледников обеспечивает нал ичие постоянного речного стока, которы й в сочетании с геологическими характеристиками горных территорий представляет громадный потенциал для вы работки гидроэлектроэнергии.

Гидроэнергетич еский потенциал в Гималаях используется не в полной мере. С уществует много возможностей использовать гидроэнергию посредством масштабного строительства микро ГЭС на небольших горных реках. Гидрология применяется при проектировании ГЭС для того, чтобы избеж ать наводнений и минимизировать риск при авариях, определить объем воды, необходимой для охлаждения сбросны х вод ТЭЦ и АЭС.

Производство гидроэнергии составляет около 26% от имеющ ихся энергетических мощ ностей Индии. Информация о гидроэнергетическо м потенциале важны х гималайских рек и его использовании в Индии в настоящ ее время показана в Т аблице 4.

Т аблица 3: В клад снеговых и ледниковых вод в годовой сток Гималайских рек.

Река Площадь Площадь снежного покрова Вклад снеговых и водосбора ледниковых вод в ( km ) годовой сток (%) (km ) Maximum Minimu m Ганг 19700 9080 3800 29% (до D eoprayag) (40.9%) (19.3%) Chenab 22200 15590 5400 49% (до Akhnoor) (70.2%) (24.3%) Satl uj 22305 14498 4528 60% ( до Bhakra Dam, (65.0%) (20.3%) Индийская часть) Beas 5278 2375 780 35% (до Pandoh Dam) (45%) (15% Т аблице 4: Гидроэнергетический потенциал главны х гималайских рек в и его использование в Индии (Singh, 1997).

Речной Гидроэнергетич еский Использ о бассейн потенциал (Мегаватт) вание в % на уровне 60% Инд 19,988 12. Ганг 19,715 17. Брамапутра 34,920 1. ГЛОБАЛ ЬНЫЙ СЦЕНАРИЙ ОТ СТ УПАНИЯ Л ЕДНИКОВ С реднее годовые потери толщины льда ледников раз личны х горных систем показаны в Т аблице 5 и на Рисунке 1. Среднегодовое потери толщины льда горных ледников остаются близкими к 50 см в год, и с 1980 г. общее сокращение толщины ледников составило 7-8 метров. (График 2).



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 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.