Результаты исследований

Анализ среднегодовой температуры показал ее устойчивый положительный рост по всем станциям – за период с 1958 по 2017 гг., он составил 2,30С; наибольшие значение 3,1°С наблюдается на станции Hovd, расположенной на средневысотных отметках в центральной части исследуемого района  (табл. 2). Среднемноголетняя температура для четырех станций Западной Монголии в целом имеет отрицательное значение и составляет -1,06°С, лишь в Ulgi она приобретает положительную величину. При этом среднеквадратичное отклонение по годам для всех перечисленных станций составляет порядка 1°С.

Таблица 2.

Изменение температуры и количества осадков по метеостанциям, расположенным на территории Западной Монголии за период с 1958-2017 гг.

 

 

Наименование метеостанции

Абсолютная высота,

м над у.м.

Коэффициент тренда температуры

Изменение температуры за исследуемый период, 0С

Средне-многолетняя температура, 0С

Среднее квадратичес-кое отклонение, 0С

ALTAI

2181

+0,037

+2,07

-1,01

0,96

ULIASTAI 

1759

+0,026

+1,53

-1,85

1,01

ULGI

1715

+0,039

+2,22

+0,74

1,24

HOVD

1405

+0,053

+3,07

-0,96

1,37

ULAANGOM 

939

+0,037

+2,03

-2,53

1,19

 

            На рисунке 1 представлены графики изменения среднегодовых температур по пяти станциям, имеющим длительный период наблюдений. Видно, что наибольшие значения среднегодовых температур приходятся на временной отрезок 1990-2000 гг., в котором наблюдается колебание амплитуд среднегодовых температур от среднемноголетнего значения от 2°С до 5°С. Обращает на себя внимание тот факт, что в некоторые годы среднегодовая температура может опускаться до минус 50С (например, станция Altai), а в некоторые годы подниматься до плюс 3 0С (например, станция Hovd). Стоит отметить, что данные за 1960-70 гг. по некоторым станциям неполные, следовательно, имеют дискретный характер. Анализ данных за 30-летний период наблюдений также показал положительный тренд с угловыми коэффициентами от 0,030 до 0,059; для данного периода рост температур меньше, чем за 60-летний период – среднее потепление составляет 1,6°С.  Характерной чертой выступают небольшие отличия в росте среднегодовых температур по территории региона (табл. 3).

Таблица 3

 Изменение температуры и количества осадков по метеостанциям, расположенным на территории Западной Монголии за период с 1984-2017 гг.

 

 

Наименование метеостанции

Абсолютная высота,

м над у.м.

Коэффициент тренда температуры

Изменение температуры за исследуемый период, 0С

ALTAI

2181

+0,048

+1,54

ULIASTAI 

1759

+0.044

+1,41

ULGI

1715

+0,057

+1,82

HOVD

1405

+0,059

+1,89

ULAANGOM 

939

+0,050

+1,60

OMNO-GOBI              

1590

+0,030

+1,29

BARUUNTURUUN

1232

+0,052

+1,66

BAITAG 

1186

+0,048

+1,53

 

 

 

Рисунок 5. Динамика среднегодовой температуры в 0С за период с 1958-2017 гг. по пяти станциям: 1.  Altai, 2.  Hovd, 3. Ulaangom, 4. Ulgi, 5.Uliastai.

С 2000 по 2017 гг. метеоданные представлены для большей сети метеостанций, которая достаточно равномерно покрывает территорию Западной Монголии. Проанализированный ряд данных по термическому режиму показал дальнейший устойчивый рост среднегодовых температур, за исключением станции Baruunturuun, расположенной на северо-востоке исследуемой территории (табл. 4). Наблюдается устойчивый положительный рост среднегодовых температур по всем станциям – около 0,60С, наибольшие значение 1,9°С имеет станция Erdeni, имеющая самые высокие отметки абсолютной высоты (табл. 3).

Дополнительно проведен анализ динамики средней температуры абляционного периода (т.е. средней температуры с июня по сентябрь включительно) и динамики количества зимних осадков (т.е. суммы осадков с ноября по апрель). На рисунке 6 на примере двух станций показан устойчивый положительный тренд температур летнего периода, который присущ и другим станциям.

Таблица 4.

Изменение температуры и количества осадков по метеостанциям, расположенным на территории Западной Монголии за период с 2000-2017 гг.

 

 

Наименование метеостанции

 

Абсолютная высота,

 м над у.м.

Коэффи-циент тренда темпера-туры

Изменение температуры за исследуемый период, 0С

Средне-многолет-ние

годовые осадки, мм

Среднее квадрати-ческое отклоне-ние, мм

Коэффи-циент вариации,

%

ALTAI

2181

+0,017

+0,27

182,37

54,90

30

ULIASTAI 

1759

+0,019

+0,30

210,49

62,66

30

ULGI

1715

+0,019

+0,30

112,85

25,19

22

HOVD

1405

+0,017

+0,27

124,00

46,43

37

ULAANGOM 

939

+0,013

+0,21

133,34

42,70

32

OMNO-GOBI              

1590

+0,021

+0,36

133,34

42,70

32

BARUUNTURUUN

1232

-0,013

-0,21

220,52

55,43

25

BAITAG 

1186

+0,077

+1,23

90,29

41,35

46

ERDENI 

2417

+0,163

+1,90

60,01

25,70

43

TOLBO

2101

+0,043

+0,67

187,78

112,43

60

TONHIL 

2095

+0,053

+0,74

97,97

30,34

31

NOGOONNUUR

1480

+0,126

+0.04

98,58

33,17

34

URGAMAL

1263

+0,135

+1,89

99,18

37,25

38

HUNHATAOORTOO

1051

+0,083

+1,20

127,06

80,37

63

 

Рисунок 6. Динамика средней летней температуры (с июня по сентябрь) за 1958-2017 гг.

Для станций Hovd,  Ulgi рост среднегодовой температуры за 60-летний период в среднем составил 2,6°С; для Omno-Gobi за 30-летний период – 1,29°С; для Tolbo за последние 18 лет – 0,67°С. Суммарные зимние осадки носят высокий колебательный характер по годам наблюдений, как в районе исследуемого хребта, так и по всей территории Западной Монголии.

HOVD 

 

OMNO-GOBI

 

TOLBO

 

ULGI

Рисунок 7. Динамика средних летних температур и суммы зимних осадков за 2000 – 2017 гг.

Многолетнемерзлые породы занимают до 40% площади горных сооружений Монгольского Алтая. Столь широкое распространение мерзлых толщ в значительной мере обусловлено резко континентальным климатом региона. Среднегодовые температуры воздуха понижаются в отдельных регионах до -10ºС, а незначительное количество осадков распределяется по территории крайне неравномерно.

Мозаичность климатических характеристик отражается на специфике свойств мерзлых грунтов – от сезонно- до многолетнемерзлых, имеющих сплошное, прерывистое и островное залегание (Рисунок 8). Пространственная неоднородность геотермических условий Монгольского Алтая обусловила широкое разнообразие процессов криоморфогенеза, развитию которых способствуют низкие температуры грунтов и разница в мощности деятельного слоя.

По данным полевых геотермических наблюдений 2017 г. на полигоне Эхэн-нур (Рисунок 1), минимальная глубина весенне-летнего протаивания установлена в торфосодержащих породах полигона — 0,8 м. Максимальная мощность сезонноталого слоя (до 5 м) отмечена в грубообломочных валунно-галечниковых озерно-пролювиальных и флювиогляциальных отложениях. В делювиально-пролювиальных отложениях (щебень с суглинистым заполнителем) мощность сезонноталого слоя колеблется в пределах 1 — 1,7 м, в мореных валунных суглинках —  1,5 – 2,5 м, , в глинах — около 1 м.

 Рисунок 8. Распространение многолетнемерзлых пород (ММП) в пределах Большого Алтая

1 – пояс сплошного залегания ММП; 2 – пояс прерывистого и островного залегание ММП; 3 – районы сезонного промерзания грунтов

На тестовом геокриологическом полигоне Эхен-нур, в период наблюдений 2016 г. активное приповерхностное промерзание деятельного слоя началось в октябре и достигло максимальных глубин  ко второй декаде февраля (Рисунок 9). Устойчивое протаивание сезонномерзлого отмечено в  апреле. К середине лета верхний слой мощностью около 20 см прогрелся до 15°, но лишь в августе такая температура проникла на глубину 80-85 см. Максимальный прогрев пород до глубины 3 м зафиксирован в конце сентября: породы на этой глубине прогрелись до 0,5 °.

Рисунок. 9. Температурный режим деятельного слоя по данным геотермической скважины модельного полигона Эхэн-нур. Абс. высота устья 2106 м.

В пределах исследованных хребтов Сутай и Цамбагарав, в распределении криогенных ландшафтов прослеживается ярко выраженная высотная дифференциация. Для относительно хорошо увлажненных участков склонов, в пределах субнивального пояса, где температуры приземного слоя воздуха и верхних горизонтов грунтов часто переходят через 0º, характерны формы морозного выветривания: каменные россыпи, полосы, нагорные террасы (Рисунок 10).

Рисунок 10 . Каменные полосы на склоне левого борта долины Хар-Асга, хребет Цамбагарав, абс. высота 2750 м.

На аналогичных гипсометрических уровнях, в пределах выровненных или наклонных (до 4°) поверхностей, проявляется морозная сортировка каменного материала, при этом формируются каменные многоугольники и кольца до 2 м в диаметре, образуются пятна-медальоны (Рисунок 11). Каменные полигоны отмечены нами на водоразделах юго-восточного склона хребта Сутай, сложенных с поверхности рыхлыми щебнистыми отложениями с включениями грубообломочного материала.

Рисунок 11. Пятна-медальоны на дне обсохшей термокарстовой западины. Урочище Намаржаан, хребет Цамбагарав, абс. высота 2720 м.

Резкие колебания температур приземного слоя воздуха в течение года приводят к возникновению в поверхностном слое грунтов разрывных деформаций и морозному трещинообразованию, наиболее активно протекающему на поверхности речных террас, пологих участков склонов и днищах локальных депрессий. Возникающие при этом трещины имеют глубину до 2 метров, при ширине в верхней части до 15 см. На аналогичных с растрескиванием геоморфологических уровнях протекают процессы пучения. Их развитию содействует выпадение большей части осадков к концу лета, что способствует значительному влагонасыщению поверхностного слоя грунта к началу сезона промерзания. Среди разнообразных форм пучения выделяются сезонные (высотой до 1 м), и многолетние бугры пучения высотой до 2-3 м.

В высокогорных районах Монгольского Алтая, в трансформации ландшафтов, важную роль играют процессы протаивания подземных льдов с дневной поверхности. В связи с этим, особый акцент в  исследованиях был сделан на оценку скорости развития термокарста в современных условиях.

Исследования динамики термокарстовых процессов проведены с использованием материалов полихронной космосъемки и наземных наблюдений. Аналитическая обработка данных дистанционного зондирования за период с 1962 по 2016 гг., выполненная в среде ГИАС «ЭвКЛиД», показала повсеместное и устойчивое увеличение числа и площади озер термокарстового генезиса в пределах моренных комплексов Малой ледниковой эпохи массива Цамбагарав. На более низких гипсометрических уровнях, в поясе прерывистого залегания многолетнемерзлых пород, отмечена тенденция обмеления и сокращения акваторий «зрелых» термокарстовых водоемов (Рисунок 12), с одновременным появлением молодых, за счет интенсивного подповерхностного протаивания высокольдистых рыхлых отложений.

Рисунок 12. Контуры акваторий термокарстовых озер Эхэн-нурского тестового полигона. Красной штриховкой обозначено положение береговой линии в августе 1962 г, бирюзовой — в июле 2016 г. За полувековой промежуток времени суммарное сокращение акваторий достигло 27%.

В рельефе долин хребтов Сутай и Цамбагарав отчетливо сохранились следы активизации ледников в Малую ледниковую эпоху (17-19 вв) выраженные в виде краевых моренных комплексов. Главным морфологическим признаком комплексов является наличие гряды фронтальной морены, надежно распознаваемой на материалах космосъемки, и использованный нами в качестве репера, для реконструкции пространственных характеристик нивально-гляциальной зоны на период МЛЭ. С учетом 3D топографии, в максимум трансгрессивной стадии МЛЭ ледниковые ландшафты занимали 16.02 кв.км территории Сутая и были распространены на 99,104 кв.км в пределах хребта Цамбагарав (Рисунок 13, 15).

 Инверсия нижней границы ледникового пояса, вызванная снижением региональных температур на 0.6 – 0.80, достигала 200 метров. Мощность долинных ледников, реконструированная по гипсометрии береговых морен, в ряде горно-ледниковых бассейнов Цамбагарава и Сутая в два раза превосходила современную.

Перестройка климата в постмаксимальную фазу МЛЭ повлекла за собой пространственную трансформацию нивально-гляциального пояса хребтов, выраженную в прогрессирующем сокращении размеров оледенения и аплифтинге его нижних вертикальных пределов. К августу 2015 года суммарная площадь оледенения Сутая сократилась до 11,21 кв.км, а хребта Цамбагарав до 66,57 кв.км (Рисунок14, 15).

Рисунок 13 , 14 Оледенение хребта Сутай в максимальную стадию МЛЭ и соотношение границ современного оледенения хребта Сутай и в максимум МЛЭ (красный контур)

Рисунок 15. Оледенение хребта Цамбагарав в максимальную стадию МЛЭ (вверху) и по состоянию на 2017(внизу)

В поясе дегляциации, под воздействием изменившегося климатического фона, субгляциальные отложения перешли в разряд субаэральных. На молодой   литогенной основе стали формироваться новейшие перигляциальные ландшафты.

Основным свойством ландшафтов развивающихся в пределах перигляциальной зоны хребтов Сутай и Цамбагарав, является прстранственно-временная динамика, строго подчиненная изменению внешних гидротермических условий. К числу наиболее значимых процессов, принимающих участие в их формировании, относятся температурное выветривание, солифлюкция, криогенное оползание и термокарст.

Солифлюкционные образования распространены достаточно широко на территории исследования, и приурочены к нижним частям склонов долин в высотном интервале от 2400 до 3000 м. Их генезис и динамика связаны с широким распространением многолетнемерзлых рыхлых пород, гидротермическим режимом региона и развитием растительного покрова. Как правило, солифлюкционные формы встречаются группами и занимают выпуклые участки бортов долин с углами наклона от 10 до 300. В плане они имеют вид фестонов, более крупные формы представлены террасами. Размеры террас варьируют в широких пределах: длина  — от 4 до 30 м, ширина от 0,5 до 6 м и высотой уступа от 0,5 до 1,5-2 м.

К более высоким гипсометрическим уровням склонов приурочены открытые, не задернованные формы солифлюкционных образований, зачастую с ярко выраженным уступом из грубых обломков. У основания склонов, более широкое распространение получили задернованные солифлюкционные террасы и лопасти с постгенетическим развитием микроформ пучения и морозной сортировки.

Исследование внутреннего строения задернованных солифлюкционных форм   выявило цикличность их развития. Установлено, что каждый цикл течения грунта завершался этапом почвоформирования. Мощность почвенного горизонта современного этапа свидетельствует о более длительном периоде его формирования, по сравнению с двумя более древними.

В отличии от задернованных форм, открытые формы криогенного оползания образуются за счет первичных процессов вымораживания более крупных обломков на дневную поверхность из отложений с доминантой суглинистой фракции, с последующим смещением вниз.  Открытые формы, в плане имеющие форму языка имеют невысокий уступ  (20-40 см) и ограничивающий его бордюр.

При движении вверх по склонам отмечается их закономерное омолаживание, выраженное в свежести морфологических элементов и отсутствии на обломках лишайникового покрытия. Современные образования многочисленны, но значительно уступают в размерах более древним. Специфика строения мерзлотных форм  указывает на существование в недавнем прошлом условий, способствующих более интенсивному развитию криогенных процессов.

Отличительной особенностью перигляциальной зоны хребта Сутай является отсутствие озер, что объясняется топографическими особенностями территории, и обусловленной ими морфологией оледенения: преобладанием ледников висячего типа, не продуцирующих конечно-моренных комплексов, создающих благоприятные условия для формирования приледниковых водоемов.

В отличие от массива Сутай, в поясе современной дегляциации хребта Цамбагарав, отмечено появление и увеличение площади акваторий 8 приледниковых озер (Рисунок 17).  Установлено, что подавляющее большинство водоемов, образовавшихся за полувековой период, приурочены к предпольям современных ледников (Рисунок 16) (мореноподпрудные и озера межморенных понижений) и ледниково-аккумулятивным комплексам Малой ледниковой эпохи (термокарстовые). Посредством геоинформационного анализа полихронных пространственных данных выявлены периоды повышенной активности гляциального и термокарстового лимногенеза – 1992-98,  2012-2016 гг.

 

Рисунок 16. На драпировке Aster Global DEM снимками KH-4B (11.08.1966) и  WorldView – 110 (19.08.2006) показано сокращение ледника Тумурт, сопровождаемое образованием приледникового озера и формированием термокарстовых озер на левой береговой морене. Драпировка выполнена инструментом 3DView ГИАС «ЭвКЛиД».

Рисунок 17. Распределение озерных водоемов в пределах хребта Цамбагарав.

Условные обозначения: 1 – современные ледники, 2 – площадь дегляциации с максимума МЛЭ, 3 – озерные водоемы