Изменение климата центральной азии: социально-экономические и экологические последствия


Криолитозона Забайкалья в условиях глобального изменения климата: проблемы и приоритетные задачи исследований



жүктеу 0.97 Mb.
бет6/6
Дата10.09.2018
өлшемі0.97 Mb.
1   2   3   4   5   6

Криолитозона Забайкалья в условиях глобального изменения климата:
проблемы и приоритетные задачи исследований


Д.М. Шестернев, Ф.И. Еникеев, В.А. Обязов*, А.А.Чупрова

Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН

*Забайкальское межрегиональное территориальное управление Федеральной службы
по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды
The various models of change of a climate and his influence on general and regional features of change of parameters Сryolithozone in conditions of global change of a climate are considered. The work is executed according to the program INTAS Ref № 06-1000013-85 93.
В последние годы, анализ влияния климата на природные условия Земли вышел далеко за пределы плейстоцен-голоценового времени. Существующие аналитические модели не дают однозначного ответа на причины потепления климата и на то, насколько значительным и продолжительным будет этот процесс в ближайшем будущем. Комплексное рассмотрение космопланетарных, астропланетарных и геопланетарных факторов его формирования, позволило предложить концептуальную модель глобального климата Земли, обусловленного воздействием ритмов, продолжительностью 1,3 млрд. лет (перид обращения галактики вокруг метагалактического центра) и ритмами с периодом 200 млн. лет (период обращения Солнечной системы вокруг галактического центра). На этой основе, предложена концептуальная модель интегрально-динамической взаимосвязи между космопланетарными и астропланетарными факторами формирования климата в течение последних 150 тыс. лет (Балобаев, Шепелев, 2003). Известно, что последние из них, являются основой астрономической теории колебания климата. Базируясь на этих работах предложена палеокриологическая интерпретация байкальских климатических летописей, полученных коллективом ученых в рамках международного проекта «Байкал-бурение» (Фотиев 2005 а, б).

Из работ С. М. Фотиева следует, что формирование криогенной толщи на юге Сибири началось 3,1 млн. лет назад. С этого и по настоящее время здесь существовали три криогенные эпохи, последняя из которых, и в которой мы живем, охватывает 1,92 млн. лет. С учетом того, что этот период совпадает с периодом устойчивого похолодания климата в акватории Тихого океана, высказано предположение о едином глобальном плиоцен-плейстоценовом похолодании. Согласно этой гипотезе были созданы пространственно-временные модели криолитозоны Сибири для современной эпохи и эпох климатического минимума в плейстоцене и климатического максимума в голоцене (Фотиева, 2005 б).

Реконструкция верхних граничных условий существования криолитозоны была выполнена нами по результатам фитоценологического анализа палинологического опробования керна глубинной скважины в Чарской впадине, представляющей собой палеоклиматический архив континентального типа.

В связи с тем, что возможность использования континентальных палеоархивов для качественной интерпретации климата многими учеными подвергается сомнению, нами была выполнена его синхронизация с Байкальским палеоархивом. В результате было установлено, что в настоящее и в плиоцен-голоценовое время в синхронные их отрезки температуры воздуха в Северном Забайкалье и в районах, прилегающих к Байкалу, отличались, практически на постоянное значение, равное 4-6ºС.

В своей работе мы исходили из того, что существенное воздействие техногенных факторов на глобальное потепление климата, нам представляется весьма спорным (рис. 1).

Рис. 1 а, б. Изменения среднегодовой температуры воздуха в XIX-XX веках и ее тренд:


а) в центральной Якутии (Скрябин и др., 1998); б) в Южном Забайкалье (Обязов, 1999).

Среднемноголетняя температура воздуха в г. Якутске за период с 1882 по 1992 годы составляет –10,2°С (Скрябин и др., 1998), за аналогичный период в пос. Нерчинский Завод она равна -3,3°С, а на южной периферии криолитозоны в пос. Борзя – –2,7°С. В качестве южной границы криолитозоны принято считать изотерму температур воздуха около –2,5°С, сплошной криолитозоны – –7,5°. Согласно приведенным на рисунке трендам средняя температура воздуха в Якутске в 1883 была равна –10,7, в Петровск-Забайкальске – –3,5°С, а столетие спустя, они стали равными соответственно –9,8 и –2,3°С. Таким образом повышение среднемноголетних значений температур воздуха в регионах составило 0,9°С и 1,2°С за столетие. Учитывая, то, что техногенная нагрузка на природные условия в Забайкалье существенно выше, а в малообжитой Центральной Якутии она минимальна, можно говорить, что ее вклад в повышение температур за столетие составляет всего 0,3°С.

Перечисленные выше работы мы использовали в качестве методологической и методической основы проведения ретроспективного анализа взаимосвязи динамики климата и криолитозоны в Забайкалье в плейстоцен-голоценовое и в настоящее время, для которого была разработана, принципиально отличающаяся от известных ранее пространственная модель криолитозоны Забайкалья (Шестернев, 2006).

Выбор региона был обусловлен и тем, что:

- начало экономического освоения Забайкалья относится к ХVIII веку и поэтому техногенная экстенсивная и интенсивная нагрузка на климат и криолитозону, особенно в южных его областях практически максимальна, в сравнение с другими регионами;

- современная пространственная структура криолитозоны, термодинамические условия ее существования, комплекс развивающихся криогенных процессов, наличие ледников и многолетних наледей свидетельствуют о том, что Забайкалье можно рассматривать как модель криолитозоны континентальных областей ее развитии.

- в геокриологическом смысле этот регион является одним из наиболее изученных регионов в России и за ее пределами.

В качестве основных региональных факторов, определяющих условия развития криолитозоны нами учитывались: широтная зональность, высотная поясность, снежный покров, растительный покров, состав и строение горных пород.

Аналитическая модель изменения среднегодовой температуры (Тср) и амплитуды температур воздуха (Аср) с учетом широтной зональности в историческое время базировалась на двух палеоклиматических кривых и современной их зависимости от широты местности. Значения геотермического градиента в верхних горизонтах литосферы были заимствованы из работы И.А. Некрасова. (1976). Мощность снежного покрова принималась с учетом элементов рельефа: гор выше 2000 м, гор до 2000 м, гор и плоскогорий до 1500 м, плоскогорий до 1000 м и впадин. Для каждой из этих зон, была составлена таблица изменений растительных группировок с учетом природных обстановок в плейстоцен-голоценовое время и установлена их связь с формированием мощности снежного покрова в пределах аналогичных группировок, в настоящее время.

Определение глубины многолетнего протаивания и максимально возможной мощности криолитозоны осуществляли из предположения о стационарности ее существования по методике В.Т. Балобаева (1986, 1991). Вычисления производили для шести этапов развития криолитозоны, с учетом широтной зональности и высотной поясности изменений среднегодовых значений температур и амплитуд температур воздуха, элементов рельефа.

В результате мы получили данные позволяющие характеризовать изменения геокриологических условий в Забайкалье и сопоставить их с наличием кри- и термохронов по данным МИС в ледниковые и межледниковые периоды.

Палеодинамика подошвы криолитозоны, полученная по результатам смоделирования показывает, что в течение плейстоцен-голоценового времени, мощность криолитозоны была подвержена существенным изменениям. В Тазовское и Сартанское время формировались ее максимальные, в казанское время и в период голоценового оптимума – минимальные мощности. Максимальные мощности криолитозоны на Севере достигали 2500-3000, на юге Забайкалья 1200-1500 м.

В казанцевский термохрон сплошная низкотемпературная криолитозона мощностью до 500-600 м, сохранялась лишь в высокогорных областях хребтов Удокан и Кодар. В горах до 2000 м в пределах кодаро-удоканской геоструктурной зоны ее мощность колебалась в пределах 50-100 м, а на большей части плоскогорий криолитозона практически отсутствовала (рис. 2 а, б и см. рис. 1).

Рис. 2 а, б. Палеодинамика подошвы криогенных толщ для (а) Северного (56-57 с. ш.)


и (б) Южного Забайкалья (50-51 с. ш.).

1, 3, 5, 7 – соответственно Самаровский, Тазовский, Зыръяновский и Сартанский ледниковые периоды; 2,4,6 – Ширтинское, Казанцевское и Каргинское межледниковье.


В Самаровский и Зырьяновский периоды климат был менее суровым в сравнение Тазовским и Сартанским и поэтому, мощность и площадь распространения криолитозоны были менее значительны.

В географическом аспекте, существенное изменение площади развития криолитозоны можно проследить по динамике южной границы ее распространения в периоды Самаровского –47˚-48˚, Тазовского –42˚-41˚; Зырьяновского 48˚-49˚, Сартанского –40˚-41˚ оледениний и в межледниковье: Ширтинское –52˚-53˚, Казанцевское –53˚-54˚, Каргинское –52˚-53˚.

Приведенные выше результаты исследований были получены с учетом анализа косвенных источников информации.

В России, экспериментальным регулярным климатическим наблюдениям не более 2-х веков. Накопленные за этот период данные свидетельствуют о том, что интенсивное потепления климата, начало которых отмечается в 50-70 годах ХХ столетия и характерно для средне- и короткопериодных ритмов изменения климата для всей ее территории.

В Забайкалье история регулярных климатических наблюдений насчитывает боле 150 лет. Обработка этих данных показала, что на этой территории характерны 5-6, 10-и и 33-летние ритмы изменения климата. По-видимому, здесь существую 90 и 300 летние ритмы, характерные для Якутии.

В Центральном Забайкалье, начиная с 50-х годов прошлого столетия, как и в Южном Забайкалье (смотри рис. 1б), наблюдается прогрессирующее повышение среднемноголетних температур воздуха (рис. 3).

Из приведенных на рис. 3 данных следует, что начиная с конца XIX столетия до начала 20-х годов ХХ столетия в Центральном Забайкалье наблюдалось интенсивное повышение среднемноголетних значений температур воздуха, в последующем, до начала 60-х годов этого же столетия их значения практически не изменялись и были равны –3,2°С. В дальнейшем рост температуры был столь существенным, что к началу ХХI века ее значения стали колебаться преимущественно от –0,5 до –1,5°С. В 2007 году, среднегодовая температура воздуха впервые за весь период наблюдений была положительной и составила +0,5°С.

Существенное повышение температур воздуха характерно и для Северного Забайкалья. При среднемноголетнем значении температуры воздуха, равном –8,9°С, ее среднее значение за 8 лет ХХI века составляет -5,9°С.



Рис. 3. Ход изменений среднегодовой температуры воздуха в период с конца XIX


до начала XXI века и ее тренд (по данным метеостанции Чита за 1891-2007 гг.).

1 - изменение значений среднегодовых температур воздуха по экспериментальным значениям; 2 - полиномиальный тренд.


Изменение климата обусловило существенную трансформацию структуры криолитозоны в пределах южной зоны ее развития, значительную – в центральной и частичную - в арктической. Несомненно, на характер и интенсивность трансформации оказали воздействия региональные особенности природных условий.

В Южном Забайкалье, на примере анализа изменения мощности и глубин залегания сезонно- и многолетнемерзлых пород северных склонов территории Шерловогорского ГОКа, нами установлено, что с повышением температур воздуха (с небольшим запаздыванием по времени), происходило достаточно динамичное изменение глубин залегания и мощности многолетнемерзлых пород (табл. 1).

Данные, приведенные в таблице 1 свидетельствуют о том, что среднем глубина залегания Нв увеличилась от 3,3 до 4,7 м, Hн - от 22,4 до 6,3, а ее Нс - от 19,1 до 1,6 м.

К началу ХХI столетия криолитозона на этой территории практически полностью деградировала.

В Читино-Ингодинской впадине Центрального Забайкалья согласно изысканиям ЗабайкалТИСИЗа и результатам, полученным с использованием математических моделей в ИПРЭК СО РАН, она уменьшилась на 60 процентов, что само по себе является огромным показателем, носящим катастрофический характер.

Таблица 1

Изменение средних значений глубин залегания верхней Нв и нижней Hн границ
криолитозоны и ее мощности Нс на территории Шерловогорского ГОКа


Годы

Морфометрические и статистические параметры криолитозоны

Нв

Hн

Н с

Vс

N

1898

3,3

22,4

19,1

25

12

1928

3,6

14,8

11,2

35

42

1934

3,8

14,4

10,6

45

30

1940

3,9

13,9

10,0

44

12

1984

4,2

11,3

7,1

33

13

2000

4,7

6.3

1.6

44

15

Примечание: количество скважин N, коэффициент изменчивости мощности криолитозоны V,%.
Обращает на себя внимание то, что сокращение мощности криолитозоны в большей мере происходит вследствие поднятия нижней границы ее залегания (рис. 4).

В Северном Забайкалье, где запас холода достаточно высок визуально это наблюдается только по изменению параметров ледников и наледей, по увеличению мощности слоя сезонного оттаивания и промерзания.

Например, в результате исследований по программе ИНТАС удалось установить, что мощность ледника Азаровой сократилась в среднем до 30%, а его отступление от конечной морены достигло 40-50 м, в сравнение с 1975 годом. Многолетние наледи в долинах рек Ингамакит и ср. Сакукан в настоящее время трансформировались в наледи сезонного типа, а их мощность уменьшилась практически вдвое.

Рис. 4. Изменение мощности - h (3) и глубин залегания верхней (1) и нижней (2)


границ криолитозоны (h) в Южном Забайкалье - 50°23`, в ХХ столетии.

Выводы

Потепление климата обусловлено преимущественно естественным ходом изменения природных условий. На формирование микроклимата оказывает влияние техногенная нагрузка, величина которой определяется видами и интенсивностью хозяйственной деятельности.

В условиях глобального изменения климата эксплуатация инженерных сооружений построенных в пределах криолитозоны показала, что их проектная надежность часто недостаточна для обеспечения безаварийной работы.

Необходимое качество проектирования сооружений высокого класса ответственности, и особенно линейных сооружений может быть достигнуто при наличии перспективного прогноза изменения климата и трансформации состояния и строения пород криолитозоны на период, равный длительности периода их эксплуатации.

Эффективные управленческие решения по развитию Забайкальского края в целом и отдельных видов хозяйственной деятельности в его пределах может быть обеспечено при проведении глубоких, целенаправленных и комплексных исследований взаимосвязи динамики климата и криолитозоны.
Литература
Балобаев В.Т. О реконструкции палеотемператур многолетнемерзлых пород / Развитие криолитозоны Евразии в верхнем кайнозое. – М.: Наука, 1985. – С. 129-136.

Балобаев В.Т., Шепелев В.В. Терморезонансный эффект в колебаниях глобального климата // Наука и техника в Якутии. 2003, № 2(5). – С. 7-10.

Некрасов И.А. Криолитозона северо-востока и юга Сибири и закономерности ее развития. – Якутск: Книжн. изд-во, 1976. – 247 с.

Фотиев С.М. Криохроны и термохроны юга Сибири за последние 5 миллионов лет // Криосфера Земли, 2005а, том.IX, – С. 13-27.

Фотиев С.М. Современные представления об эволюции криогенной области Западной и Восточной Сибири в плейстоцен и голоцене // Криосфера Земли, 2005б, том. IX. – С. 13-27.

Шестернев Д.М. Криолитозона Забайкалья / Энциклопедия Забайкалья. Читинская область. – Новосибирск: Наука, 2006. – С. 340.

Обязов В.М. Вековые тенденции изменений климата на юго-востоке Забайкалья и в сопредельных районах Китая и Монголии // Метеорология и гидрогеология. № 10, 1999. – С. 33-40.

Скрябин П.Н., Скачков Ю.Б., Варламов С.П. Потепление климата и мониторинг теплового состояния грунтов в Центральной Якутии / Проблемы геокриологии. Под ред. д.т.н. Р.М. Каменского, к.г.м. В.В. Куницкого, д.г.-м.н. Б.А. Оловина, д.г.-м.н. В.В. Шепелева. – Якутск: Изд-во СО РАН. 1998. – С. 31-40.

Криогляциальные системы хребта Кодар (Забайкалье) в условиях
изменения климата


Шестернев Д.М., *Шейнкман В.С., Чупрова А.А., **Сергеев Д.О., ***Шахгеданова М.В.

Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, e-mail: lok@mail.gin.su

*Институт географии СО РАН, e-mail: vlad.sheinkman@mail.ru

**Институт геоэкологии РАН, г. Москва,

***Институт географии, г. Рединг, Великобритания
The glaciers of the Kodar Range (Transbaikalia) form a part of the cryoglacial systems (CGS) by cold type which characterizes the most of the mountain framing that spans Siberia from South and East. As a result the icings become thinner and have transformed from perennial to seasonal modes. In nearest tens of years, as the data approximation shows, the trend of decrease in glaciation and permafrost warming will be continued.
Введение

Первые сведения о ледниках хребта Кодар встречаются в записках французского исследователя Сибири, члена Русского географического общества Жозефа Мартена. В 1883 г. в поисках прямого пути от Ленских приисков к верховьям Амура, он пересек хребты Кодар и Удокан и расположенную между ними долину реки Чары [11]. Большую часть собранных материалов Ж. Мартен отправил во Францию, и поэтому долгое время в России они были малоизвестны, что порождало различные споры. В.А. Обручев, анализируя путевые записи Мартена, скептически относился к возможности их существования в данном районе. Тем более что несколько ранее А.И. Воейковым уже была опубликована быстро ставшая известной работа [3], в которой он, обосновав закономерности формирования резко континентальном климате в глубине Евразии и господства здесь Монголо-Сибирского антициклона (определяющих малое количество атмосферных осадков), сделал вывод о невозможности формирования ледников в данном регионе.

В середине прошлого века, после проведения II Международного геофизического года (МГГ) получила развитие новая, не противоречащая ранее обоснованными А.И. Воейковым климатическим закономерностям [7], теория существования ледников в горах Сибири. Согласно этой теории ледники существуют не только за счет снегонакопления, обеспечивающего превышение аккумуляции снежной массы над его таянием (часто – не столько), но и за счет использования ими огромного запаса холода, накапливаемого ледниковой толщей в течение длительного зимнего периода[4].

В продолжение работ II МГГ была проведена каталогизация ледников, завершившаяся созданием Каталога ледников СССР [2]. Отдельный том в этом фундаментальном издании был посвящен Кодарским ледникам – в его основу легли работы, проведенные в 1958-62 гг. под руководством В.С. Преображенского [5]

В середине 1980-х гг. к изучению КГС хребта Кодар подключились и авторы настоящей работы. В данное время начатые тогда исследования продолжаются, и на сегодня уже выявлено, что на фоне сохраняющегося глубокого промерзания горных пород в регионе фиксируется заметное растепление криогенных элементов КГС и идет активное сокращение ледников. С 2007 года эти работы расширены и выполняются в рамках Проекта INTAS 06-1000013-8593 «Evaluating the Recent and Future Climate Change and Glacier Dynamics in the Mountains of Southern Siberia».

Результаты исследований и их обсуждение

Район исследований расположен в глубине Евразии и приурочен к территории Кодаро-Удоканской геоструктурной зоны Северного Забайкалья.

Кодар – единственный в Забайкалье хребет, в пределах которого получило развитие современное оледенение. Ледники Кодара сравнительно невелики. Их площадь практически не превышает 1 км2. Протяженность ледников достигает 1-2 км, ширина – до 1,3 км. Согласно «Каталогу ледников СССР», количество ледников в Кодаре более 30, и их общая площадь 19 км2.

Ледники хребта Кодар по своим параметрам входят в состав КГС холодного типа. Они питаются наложенным льдом, и их развитие накладывается на формирование низкотемпературной криолитозоны сплошного типа. Измерения на леднике Нины Азаровой в 2008 зафиксировали температуру льда на подошве слоя годовых колебаний около –7˚С, а ММП в долине ниже ледника – –5-–8˚С. Низкая температура ледников – следствие холодного резко континентального климата в регионе, когда при малом увлажнении (атмосферной влаги выпадает здесь 600-700 мм) и длинной холодной зиме период абляции составляет всего 2-2,5 месяца (с последней декады июня по конец августа – начало сентября). Летнее таяние льда вдоль тела ледника ниже границы питания характеризует низкую энергию оледенения и составляет 1,0-1,5 м. Тем не менее, ледники очень чувствительны к количеству приходящего к ним солнечного тепла и в основном приурочены к склонам северной экспозиции.

Ледники, отражая ход современного этапа глобального потепления климата, за время наблюдений (с середины 1980 гг.) изменили свой объем и морфометрические параметры. Несмотря на большое охлаждение всех элементов КГС, по площади почти наполовину, и значительная часть их находится на грани исчезновения.

Весьма своеобразно отреагировали на потепление климата и наледи. С одной стороны, будучи непосредственно продуктом глубокого многолетнего промерзания, они регулярно формируются на удобных для них участках трогов, отражая сохраняющиеся условия низкотемпературной криолитозоны. С другой стороны – ввиду увеличения мощности деятельного слоя понизилась высота барражей, подпруживающих в трогах, на участках конечно-моренных комплексов, коллекторы подземных вод. В результате значительная часть наледеобразующего потока теперь проходит вниз по долинам транзитом. Мощность и площадь распространения многолетних наледей год от года уменьшается и в настоящее время большинство из них, стаивают в конце теплого периода года, что позволяет их отнести к сезонному типу (рис. 1).

Причина на наш взгляд состоит в том, что на фоне сохраняющихся условий существования низкотемпературной криолитозоны, отмечается тенденция к повышению температур пород в слое годовых их колебаний. Так, за отмеченный период температура на подошве деятельного слоя, сложенного глинистыми грунтами, повысилась в области отрицательных значений в среднем на 0,2, песчаными – на 0,5˚С, соответственно увеличилась мощность деятельного слоя на 15-20% и 25-30%. Причем аппроксимация всех этих данных показывает, что тренд сокращения оледенения и повышение температур ММП будет проявляться и в ближайшие десятилетия.


Рис. 1. Наледные поляны на месте стаивающих ныне к концу лета бывших
многолетних наледей в долине р. Средний Сакукан.
В прямой генетической связи с современными ледниками находятся каменные глетчеры, широко представленные и в хребте Кодар. Длина их достигает 1,5-2,0 км. С поверхности они сложены крупнообломочным остроугольным материалом, вниз по разрезу материал становится тоньше, и в основании данных образований залегает обломочный материал, сцементированный льдом – с ледяными горизонтами мощностью 5-10 м или с ядром из чистого льда. Характерной особенностью каменных глетчеров является своеобразный микрорельеф поверхности. В их верхней части наблюдаются параллельные продольные гряды, повторяющие изгибы каменного глетчера, которые ниже сопряжены с поперечными грядами в виде концентрических дуг, обращенных выпуклостью вниз по уклону. Заканчиваются каменные глетчеры фронтальными уступами, высота которых порой превышает 100 м. Каменные глетчеры могут формироваться параллельно с отступлением ледников, и разделить такие формы, друг от друга, бывает трудно, ибо современные ледники интенсивно отступают и в процессе такого сокращения тело ледников достаточно быстро бронируется поверхностной мореной (рис. 2).

Значительная часть ледниковой массы при этом становится мертвым льдом, и в таком виде эти образования, благодаря нахождению в условиях существующей низкотемпературной криолитозоны, еще долго не только сохраняются, но и проявляют элементы течения. Природа, динамика и закономерности каменных глетчеров, как полигенетических образований, в регионе мало изучены и поэтому требуют глубоких и всесторонних исследований.

Характерным элементом КГС в хребте Кодар являются подземные, в том числе и залежеобразующие, льды. Наиболее интересны повторно-жильные льды (ПЖЛ) в устье ручья Беленький, впадающего в реку Чару в 7 км (вверх по течению) от станции Новая Чара. Эти ПЖЛ небольшой мощности – до 5-6 м по вертикали, 1,5-2 м (иногда – до 3-4 м) по горизонтали. По форме они представляют собой типичные сингенетические образования – в виде перевернутой елочки, и входят в состав толщи II надпойменной 6-8-метровой террасы реки Чары в той части ее долины, которая примыкает непосредственно к моренам максимальной стадии плейстоценового оледенения. (По нашим данным [18, 19] оно имело место в начале позднего квартера – в MIS 5).

Рис. 2. Ледник Нины Азаровой: I – спускающийся к приледниковому озеру в 1986 г.;


II – с превратившимся в мертвый лед бронированным мореной лбом в 2006 г.
Характерно, что отмеченные ПЖЛ своими корнями уходят в сартанский аллювий (MIS 2), а основное тело жил рассекает толщу непрерывно сменяемых друг друга голоценовых отложений [13]. Причем ПЖЛ продолжают расти и в современную эпоху, о чем ясно говорят хорошо выраженные ростки ПЖЛ. Это доказывает, что и в период глобального потепления климата, локально могут формироваться условия, где подземное льдообразование развивается по агградационному типу. Иными словами, КГС в хребте Кодар на протяжении позднего плейстоцена существовали и продолжают существовать сегодня в условиях холодного резко континентального климата. Ибо только такой климат обеспечивает непрерывное развитие отмеченных ПЖЛ.

Заключение

Текущее глобальное потепление климата оказывает существенное влияние на строение и температурный режим ММП, приводя к частичной или полной деградации КГС. Так отражая ход современного этапа потепления климата только с середины 1980 гг. ледники, наиболее чутко реагирующие на увеличенный приход солнечного тепла, несмотря на существование низких отрицательных температур ММП, сократились по площади почти наполовину, и значительная часть их находится почти на грани исчезновения. Существенно отразилось потепление и на состоянии ММП в регионе: за тот же период наблюдений заметно увеличилась толщина деятельного слоя (на 15-30%, в зависимости от состава грунтов); при этом, сохраняя характеристики глубокого промерзания горных пород, среднегодовая температура на подошве деятельного слоя повысилась на 0,2˚С-0,5˚С.

Многолетние наледи – типичные представители КГС в ледниковых долинах гор Сибири, в большинстве случаев трансформировались в наледи сезонного типа.

Аппроксимация предварительно полученных данных показывает, что тренд сокращения оледенения, при повышении среднегодовых температур воздуха и ММП будет проявляться и в ближайшие десятилетия.


Литература
1. Атлас Забайкалья (Бурятская АССР и Читинская область). Институт географии Сибири и Дальнего Востока. – Москва-Иркутск, 1967. – 176 с.

2. Виноградов О.Н. (Ред.). Каталог ледников СССР. – Ленинград: Гидрометеоиздат, 1966-1981.

3. Воейков А.И. Климатические условия ледниковых явлений, настоящих и прошедших // Записки Минералогического общества, 1881, сер. 2, часть 16. – С. 21-90.

4. Котляков В.М. Мир снега и льда.– М.: Наука, 1994. – 286 с.

5. Преображенский В.С. Исследование Кодарского ледникового района // Материалы гляциологических исследований. – М., 1962. Вып. 4. – С. 244-264.

6. Шейнкман В.С. Наледи ледниковых долин // Гляциология Сибири, вып. 3. – Томск: Изд-во Томского ун-та, 1986. – С. 105-117.

7. Шейнкман В.С., Антипов А.Н. Байкальская палеоклиматическая летопись: дискуссионные вопросы возможной корреляции с древними оледенениями гор Сибири. // География и природные ресурсы, 2007, № 1. – С. 5-13.

8. Шестернев Д.М. Криогенные процессы Забайкалья. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. – 266 c.

9. Шестернев Д.М., Верхотуров А.Г. Наледи Забайкалья. – Чита: ИПРЭК, 2006. – 212 с.

10. Шестернев Д.М., Ядрищенский Г.Е. Строение и свойства пород криолитозоны Удокана. – Новосибирск: Наука, 1990. – 126 с.

11. Штюрмер Ю.А. Кодар, Чара, Удокан. Северное Забайкалье. – М.: Физкультура и спорт, 1969. – 110 с.





Каталог: files -> meropriatia
files -> Падение Трои Пьеса в 5-ти действиях
files -> Қазақстан Республикасы Қорғаныс министрінің 2016 жылғы 22 қаңтардағы №35 бұйрығымен бекітілген тиісті деңгейдегі білім беру бағдарламаларын іске асыратын Қазақстан
files -> График предоставления респондентами первичных статистических данных по общегосударственным статистическим наблюдениям в июне 2013 года
meropriatia -> 2. влияние изменения климата на природные системы ихтиофауна некоторых озер Монголии


Достарыңызбен бөлісу:
1   2   3   4   5   6


©kzref.org 2019
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет