Лёд и Снег · 2022 · Т. 62 · № 1

УДК551.324

doi: 10.31857/S2076673422010113

Влияние землетрясения 1988 г. на оледенение и рельеф

массива Цамбагарав (Западная Монголия)

С.А. Грига³, И.Ю. Овчинников¹

^1*Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, Россия; ²Уральский федеральный университет,

Екатеринбург, Россия; ³Санкт-Петербургский государственный университет, Санкт-Петербург, Россия;

⁴Университет Ховда, Ховд, Монголия

^*agatr@mail.ru

Influence of the 1988 earthquake on glacierization and relief

of the Tsambagarav massif (Western Mongolia)

A.R. Agatova^1*,2, R.K. Nepop^1,2, D.A. Ganyushkin³, D. Otgonbayar⁴, S.A. Griga³, I.Yu. Ovchinnikov¹

^1*Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences, Novosibirsk, Russia; ²Ural Federal

University, Ekaterinburg, Russia; ³Saint-Petersburg State University, St. Petersburg, Russia; ⁴Khovd University, Khovd, Mongolia

^*agatr@mail.ru

Received June 1, 2021 / Revised August 24, 2021 / Accepted December 23, 2021

Keywords: Mongolian Altai, Tsambagarav massif, glaciation, seismicity, Tsambagarav earthquake, ice-stone avalanche, deglaciation, Zuslan valley.

Summary

Early documentation of the consequences of the Tsambagarav earthquake happened on July 23, 1988 (M = 6.4)

compiled by Soviet and Mongolian specialists allowed the authors, using the example of Tsambagarav (Mongo-

lian Altai), to assess the impact of the seismic process on the reduction of mountain glaciation and topography

of the trough valleys in the arid region of Central Asia. In 1988, in upper part of the Zuslan river valley, 13 days

after the earthquake, the release of a fragment of one of the glaciers gave rise to an ice-rock avalanche «on an

air cushion». Its deposits with a thickness of up to 30 m blocked the valley over a distance of 5 km. Analysis of

space images taken in different time together with field researches revealed that as a result of the earthquake the

glacier № 15 simultaneously lost 0.1 km² of its tongue (10.4% of total area), as the whole in 1988-2015 it lost

56% of its area, whereas neighboring glaciers № 16 and 17, similar in size and the same exposure, lost signifi-

cantly less - 35 and 15% of the area, respectively. Rapid shrinking of not only the glacier tongue, but also of its

accumulation zone; the established deficit of ice volume in the broken off ice fragment (in comparison with ini-

tial assessment), and the abnormally long path of the avalanche made it possible to clarify the factors and mech-

anism of its initiation: the fall of the ice-snow ledge from the accumulation zone could lead to the rapid release

of the broken ice fragment in the tongue part of the glacier. In 2004, 16 years after the avalanche, the buried

ice in its deposits was still partially preserved, having completely degraded by 2019. The long time of the ice

degradation process was caused by the high content (about half of the volume) of debris that armored the sur-

face of avalanche sediments. The debris material of the avalanche repeats the relief of the underlying Pleistocene

moraines, which may complicate the reconstruction of the number, scale and age of glacial events in avalanche-

hazardous areas. The relatively high rate of leveling of the avalanche traces and, as a consequence, the difficulties

of their subsequent identification in the relief allow us to assume a greater number of avalanche releases, includ-

ing seismic ones, in the recent geological past than it can be established at present in the Altai ridges.

Citation: Agatova A.R., Nepop R.K., Ganyushkin D.A., Otgonbayar D., Griga S.A., Ovchinnikov I.Yu. Influence of the 1988 earthquake on glacierization and relief

of the Tsambagarav massif (Western Mongolia). Led i Sneg. Ice and Snow. 2022, 62 (1): 17-34. [In Russian]. doi: 10.31857/S2076673422010113.

Поступила 1 июня 2021 г. / После доработки 24 августа 2021 г. / Принята к печати 23 декабря 2021 г.

Ключевые слова: Монгольский Алтай, хребет Цамбагарав, оледенение, сейсмичность, Цамбагаравское землетрясение, ледово-каменная

лавина, сокращение оледенения, долина р. Зуслан.

Ледник № 15 (по [3]), потерявший в результате Цамбагаравского землетрясения 1988 г. магниту-

дой М = 6,4 фрагмент языка (10,4% всей площади) и часть объёма в области аккумуляции, в период

1988-2015 гг. сократился на 56%, что больше сокращения соседних ледников (15-35%). Погребён-

ный лёд в отложениях ледово-каменной лавины, заполнивших долину р. Зуслан на протяжении

5 км, частично сохранялся и в 2004 г.; полностью он растаял к 2019 г. Обломочный материал лавины

повторяет рельеф подстилающих плейстоценовых морен, что может осложнить реконструкцию

ледниковых событий в регионе. Уточнены факторы, определившие возникновение лавины на «воз-

душной подушке».

 17 

Ледники и ледниковые покровы

Введение

рав. Самым заметным из сейсмогравитационных

явлений (обвалы, оползни) стала ледово-камен

Современное отступание ледников и ин

ная лавина, сошедшая на южном склоне хреб

тенсивная трансформация высокогорных ланд

та по долине р. Зуслан 9 августа 1988 г., через

шафтов в аридной Центральной Азии, как и в

13 дней после главного толчка. В верховьях бас

других горных регионах Земли, вызваны гло

сейна р. Зуслан на одном из ледников, спуска

бальным повышением температуры. Отступание

ющихся с наиболее высокой вершины хребта

ледников происходит с конца XIX в. и значи

горы Цаст-Ула (4208,4 м), в ходе землетрясения

тельно ускорилось в последнее время: по дан

образовались мощные трещины северо-запад

ным Всемирной метеорологической организа

ного простирания. Согласно заключению [6], в

ции период с 2011 по 2020 г. стал самым тёплым

результате комплекса факторов - уменьшения

десятилетием за всю историю метеорологиче

трения льда о ложе за счёт начавшегося интен

ских наблюдений, которые регулярно ведут

сивного таяния и поступления талой воды, пла

ся с 1891 г. Так, в Монголии, согласно данным

стических деформаций льда, афтершокового

IRIMHE (the Information and Research Institute

процесса - отколовшийся блок льда объёмом

of Meteorology, Hydrology and Environment of

около 6 млн м³ потерял устойчивость и обру

Mongolia), с 1940 г. среднегодовая температу

шился в долину р. Зуслан. Вызванная этим па

ра увеличилась на 2,1 °C, при этом усиливает

дением лавина прошла путь длиной около 5 км,

ся аридность - среднегодовое количество осад

ударяясь и перескакивая с одного склона доли

ков уменьшилось здесь на 7%. Такие изменения

ны на другой (см. рис. 1, б). Аномально большой

климата не способствуют сохранению оледе

путь лавины, более чем в 10 раз превысивший

нения в центре наиболее крупного континента

расчётный для таких условий [7], позволил ис

Земли: в пределах Монгольского Алтая площадь

следователям отнести её к уникальным явлени

ледников неуклонно сокращается [1-3]. Однако

ям - «обвалам на воздушной подушке». Общий

на скорость деградации ледников также влияют

объём аккумулированного в долине материала,

процессы, не всегда связанные с климатом на

по оценке [6], составил 12·10⁶ м³при равном со

прямую. Катастрофические сходы ледников и

отношении льда и каменного материала.

ледово-каменных лавин в нивально-гляциаль

Таким образом в результате сейсмической ак

ном поясе гор приводят к практически одномо

тивизации один из ледников хр. Цамбагарав од

ментному выносу на более низкие гипсометри

номоментно потерял значительный объём льда, а

ческие уровни больших объёмов льда, снега и

долина р. Зуслан на протяжении почти 5 км ока

обломков горных пород [4, 5]. В Монгольском

залась заполнена ледово-каменным материалом

Алтае, который характеризуется высокой сейс

на высоту до 30 м (см. рис. 1, в). Оперативность

мической активностью, один из триггеров этих

и детальность документации последствий Цаба

процессов - землетрясения.

гаравского землетрясения, проведённой совет

Массив Цамбагарав - второй по значимо

скими и монгольскими специалистами в 1988 г.,

сти центр оледенения Монгольского Алтая.

дали прекрасную возможность оценить влияние

В тектоническом плане он представляет собой

сейсмического процесса на сокращение горного

передовой хребет - крупный самостоятельный

оледенения и рельеф троговых долин в аридном

тектонический блок, отделённый от основной

районе Центральной Азии. Подобная оценка

горной системы активным региональным Коб

для Алтайского поднятия выполняется впервые,

динским разломом (рис. 1, а). С активизацией

что в условиях его высокой сейсмической актив

этого глубинного разлома в пределах Монголь

ности определяет актуальность настоящих ис

ского Алтая и связано Цамбагаравское землетря

следований. Кроме того, практический интерес

сение (М = 6,4), произошедшее 23 июля 1988 г.

представляет собой и анализ дополнительных

Главный толчок, эпицентр которого находился в

факторов, обусловивших аномальную протяжён

зоне Кобдинского разлома, сопровождался сери

ность пути ледово-каменной лавины, вынесен

ей афтершоков. По данным оперативных наблю

ной из нивально-гляциального пояса к подно

дений [6], максимальные сейсмические эффекты

жию хр. Цамбагарав, где обычно располагаются

были установлены в высокогорном хр. Цамбага

поселения скотоводов-кочевников.

 18 

Ледники и ледниковые покровы

Район исследований

ки занимают положение на их периферии, обра

зуя ледниковые комплексы.

Монголия находится в высокосейсмичной

Современное оледенение хр. Цамбагарав

области Центрально-Азиатского коллизионно

возникло в середине голоцена, около 6 тыс. лет

го пояса и подвержена частым и сильным зем

назад [11], и быстро сокращается в настоящее

летрясениям. Только в XX в. здесь произошло

время [1-3]. С максимума малого ледниково

более 60 землетрясений с магнитудой М > 5,5 и

го периода площадь оледенения уменьшилась

интенсивностью от 7 до 11-12 баллов. Десятки

на 47%, граница питания ледников поднялась

землетрясений сопровождались крупными нару

на 165 м, что на данном этапе привело к обо

шениями земной поверхности, а сейсмические

соблению семи ледниковых комплексов. В них

катастрофы с М > 8 (Болнайское в 1905 г., Фу

сгруппированы 67 ледников суммарной площа

юньское в 1931 г., Гоби-Алтайское в 1957 г.) вы

дью 68,41 км² (по состоянию на 2015 г.), в преде

звали сейсмотектонические деформации протя

лах которых средневзвешенная высота фирно

жённостью до нескольких сотен километров [8].

вой границы составляет 3748 м [3]. Крупнейший

Ведущую роль в сейсмическом режиме террито

из ледниковых комплексов приурочен к наибо

рии Монголии играют глубинные долгоживущие

лее высокой вершине хребта - горе Цаст-Ула.

разломы [9, 10], в том числе связанные с новей

На её южном склоне в верховьях р. Зуслан пре

шим тектоническим поднятием на западе стра

обладают висячие и карово-долинные ледники,

ны - Монгольским Алтаем, представляющим

среди которых минимальный размер имеет ка

собой часть горной системы Большого Алтая.

ровый ледник (№ 15, по [3]), который дал нача

Хр. Цамбагарав - один из передовых хреб

ло ледово-каменной лавине 1988 г. и стал объек

тов Монгольского Алтая - отделён от основного

том наших исследований.

поднятия активным региональным Кобдинским

Климат хр. Цамбагарав характеризуется низ

разломом (см. рис. 1). Хребет имеет сложное

ким годовым количеством осадков, что связано

строение и состоит из трёх сближенных текто

с его положением в центральной части Евразии.

нических блоков. В рельефе разломные грани

По данным ближайших (35 км) гидрометеостан

цы хребта и блоков в его структуре представлены

ций (ГМС) Баяннур (период измерений 1995-

уступами высотой до 1 км, цепочками характер

2004 гг.) и Эрдэнбурен (1962-2002 гг.), располо

ных тектоногенных фасет треугольной и трапе

женных в предгорьях на высотах 1364 и 1250 м

циевидной форм, а также сквозными долинами

соответственно, среднегодовая температу

и прямолинейными участками долин; зоны пере

ра воздуха составляет -5,6 °С, средняя зимняя

сечения разломов подчёркиваются резкими, до

-22,3 °С, средняя летняя 16,5 и 16,6 °С; среднее

90°, поворотами долин. Такой коленообразный

годовое количество осадков - 87 и 78 мм соот

изгиб при пересечении Кобдинским разломом

ветственно при преобладании северо-западного

имеет и долина р. Зуслан. Следы неоднократ

направления влагопереноса [2]. Рост количества

ных землетрясений в виде уступов в основании

осадков с высотой, положение главного водо

тектоногенных фасет, сейсморвов, смещающих

раздела выше снеговой линии, преобладание

эрозионно-осыпные лотки и русла водотоков,

уплощённых вершин, а также высокая роль экс

наблюдаются преимущественно вдоль границ

позиции и метелевого переноса - основные оро

тектонических блоков разного ранга.

климатические факторы оледенения хр. Цамба

Крупнейший из блоков хребта, имеющий

гарав в данных аридных условиях.

треугольную в плане форму, - наиболее высок.

Его уплощённый водораздел с основными вер

шинами 4208,4 (гора Цаст-Ула), 4102 и 4025 м

Методика исследований

над ур. моря (все высоты в статье даны над уров

нем моря) поднимается выше снеговой линии.

Для анализа происходящих с 1988 г. изме

Это определило широкое развитие плосковер

нений в состоянии «пострадавшего» ледни

шинных ледников в его пределах - их доля в

ка № 15 и ледово-каменной лавины в долине

суммарной площади оледенения хребта состав

р. Зуслан, а также уточнения факторов, опре

ляет почти 40% [3]. Долинные и каровые ледни

деливших возникновение лавины на «воздуш

 20 

А.Р. Агатова и др.

Таблица 1. Космические снимки, использованные в исследовании

Пространственное

Индекс (ID)

Режим

Дата съёмки

Спутник

разрешение, м

DS1104-1055

Панхроматический

11.08.1968 г.

Corona

1,8

LT51410261988174BJC00

22.06.1988 г.

LT51420261989215BJC00

03.08.1989 г.

Landsat-5

30,0

LT51410261996196BJC00

Мультиспектральный

14.07.1996 г.

LE71420262002195SGS00

14.07.2002 г.

Landsat-7

15,0

LT51410262006207IKR00

26.07.2006 г.

Landsat-5

30,0

1030010048939200

Панхроматический

19.08.2015 г.

WV02

0,48

ной подушке», мы использовали комплекс

ем данных базовой ГМС о температуре воздуха и

методов, предусматривающих как полевые ис

осадках, а также высоты фирновой границы. При

следования, так и дистанционное зондирова

расчёте абляции применялась региональная фор

ние. Сравнение скоростей сокращения ледника

мула, полученная в результате измерения баланса

№ 15 и соседних ледников в долине р. Зуслан до

массы ледников горных массивов Монгун-Тайга,

и после Цамбагаравского землетрясения выпол

Тургени-Нуру и Хархира [17]. Высотный темпе

нено на основе дешифрирования космических

ратурный градиент принят равным 0,65 °C/100 м,

снимков 1968, 1988, 1989, 1996, 2002, 2006, 2015,

а высотный градиент годового количества осад

2019 гг. (табл. 1). Дешифрирование проводилось

ков - 7,7 мм/100 м. Оба градиента были опреде

в программной среде GIS - Mapinfo и ArcGIS.

лены для массива Цамбагарав ранее [3].

При дешифрировании и реконструкции оледе

Полевые исследования долины р. Зуслан про

нения в качестве минимальной принята пло

водили дважды: в июне 2004 и августе 2019 гг., со

щадь картирования 0,01 км².

ответственно через 16 лет и 31 год после Цамбага

Для реконструкции возможного механиз

равского землетрясения 1988 г. В ходе маршрутов

ма отрыва ледяного блока в теле ледника объём

вели фотофиксацию и определяли координа

этого блока был оценён разными способами с

ты новообразованных форм рельефа с помощью

целью последующего сравнения с объёмом ледо

GPS-приёмника (точность 2-4 м). Границы ла

вой составляющей отложений лавины. Средняя

винных отложений устанавливали как непосред

толщина ледника, давшего начало лавине, рас

ственно на местности, так и на основе дешиф

считана с использованием региональной эмпи

рирования космоснимков. Для подтверждения

рической зависимости для каровых и карово-ви

эрозионного воздействия лавины были прове

сячих ледников Алтая [12]

дены датирование, спорово-пыльцевой анализ

и комплексный групповой биологический ана

V = 0,0487F ^1,244,

лиз по методике Кордэ-Успенской [18] образцов

где V - объём; F - площадь ледника.

торфянистой почвы, вскрытой шурфом в 2019 г.

При определении толщины ледника в от

под лавинными отложениями. Радиоуглерод

дельных точках была задействована модель

ное датирование почвы выполнено в Институ

GlabTop (Glacier bed Topography) [13]. Величина

те геологии и минералогии СО РАН (г. Новоси

напряжения сдвига на ложе τ рассчитывалась с

бирск). ¹⁴С дата калибрована с доверительным

помощью эмпирической зависимости от разни

интервалом 2σ в программе CALIB Rev 7.1 (http://

цы высот ΔH между высшей и низшей точками

calib.qub.ac.uk/calib/) с использованием кали

ледника [14]:

бровочной базы IntCal13 [19]. Спорово-пыльце

вой анализ выполнен О.Б. Кузьминой (Институт

τ = 0,005 + 1,598ΔH - 0,435ΔH ².

нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Тро

Средняя высота границы питания ледника

фимука СО РАН, г. Новосибирск), комплексный

рассчитывалась по модифицированной форму

групповой биоанализ - О.Н. Успенской (Все

ле Кренке-Ходакова [15], а баланс массы - по

российский научно-исследовательский институт

методике Г.Е. Глазырина [16] с использовани

овощеводства РАСХН, г. Верея).

 21 

Ледники и ледниковые покровы

Результаты исследований

в 2000 г., и ~26° согласно топографической карте

масштаба 1:100 000, несмотря на мелкий масштаб,

Сокращение ледника № 15. До Цамбагарав

лучше отражающей состояние ледника на момент

ского землетрясения 1988 г. ледник № 15 пред

Цамбагаравского землетрясения). На основании

ставлял собой каровый ледник с выводным ви

анализа космических снимков от 22.06.1988 г. и

сячим языком, составлявшим менее 1/3 длины

03.08.1989 г. сокращение площади ледника № 15

всего ледника - переходный тип между каровым

в результате одномоментной потери части языка

и карово-долинным. Уклон языка составлял до

09.08.1988 г. после Цамбагаравского землетрясе

25° (в среднем ~11° согласно SRTM, построенной

ния оценивается в ~0,1 км², или 10,4% (рис. 2).

Рис. 2. Сокращение нарушенного в результате Цамбагаравского землетрясения ледника № 15 по данным

дистанционного зондирования:

1 - реки (безымянные правые притоки р. Зуслан); 2, 3 - изогипсы: 2 - через 50 м, 3 - через 250 м; 4 - ледник в макси

мум малого ледникового периода; 5-11 - участки сокращения площади ледника в периоды: 5 - с 11.08.1968 г. по

22.06.1988 г., 6 - с 22.06.1988 г. по 03.08.1989 г., 7 - с 03.08.1989 г. по 14.07.1996 г., 8 - с 14.07.1996 г. по 14.07.2002 г., 9 - с

14.07.2002 г. по 26.07.2006 г., 10 - с 26.07.2006 г. по 15.08.2015 г., 11 - с 15.08.2015 г. по 02.08.2019 г.; 12 - ледник по со

стоянию на 02.08.2019 г.; 13 - граница ледника до Цамбагаравского землетрясения (22.06.1988 г.); 14 - граница ледника

после Цамбагаравского землетрясения (03.08.1989 г.); 15 - рассчитанные по модели GlabTop значения толщин ледни

ка, м. Изогипсы проведены на основе цифровой модели рельефа SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1

arcsecond). На врезке - сокращение ледникового комплекса вершины Цаст-Ула с 1968 г.

Fig. 2. Reduction of the glacier No. 15 as a result of the Tsambagarav earthquake according to remote sensing data.

1 - rivers (nameless right tributaries of Zuslan river); 2, 3 - elevation lines: 2 - every 50 m, 3 - every 250 m; 4 - glacier at the max

imum of the Little Ice Age (LIA); 5 - 11 - areas of glacier reduction based on the results of space imagery interpretation in the pe

riods: 5 - from 11.08.1968 to 22.06.1988, 6 - from 22.06.1988 to 03.08.1989, 7 - from 03.08.1989 to 14.07.1996, 8 - from 14.07.1996

to 14.07.2002, 9 - from 14.07.2002 to 26.07.2006, 10 - from 26.07.2006 to 15.08.2015, 11 - from 15.08.2015 to 02.08.2019; 12 -

glacier as of 02.08.2019; 13 - the boundary of the glacier shortly before the Tsambagarav earthquake (22.06.1988); 14 - the bound

ary of the glacier after the Tsambagarav earthquake (08.03.1989); 15 - glacier thickness (m) according to the GlabTop model. Ele

vation lines were drawn based on the SRTM 3 digital elevation model (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1 arc second). The in

set shows the reduction of the glacial complex of the Tsast-Ula peak since 1968

 22 

А.Р. Агатова и др.

Рис. 3. Динамика ледника № 15.

а - изменение площади ледника с

максимума малого ледникового

периода по 2019 г. по данным де

шифрирования космоснимков; б -

колебания баланса массы ледника

на высоте границы питания по со

стоянию на 1988 г. (3900 м) за пе

риод 1961-2019 гг. Красная линия

отмечает 1988 г., когда произошло

Цамбагаравское землетрясение

Fig. 3. Change of the glacier № 15.

а - change in the glacier area from

the maximum of the Little Ice Age to

2019 according to the interpretation of

satellite images; б - fluctuations in

the mass balance index of the glacier

at the equilibrium line altitude as of

1988 (3900 m) for the period of 1961-

2019. Red line indicates the 1988

Tsambagarav earthquake

Анализ разновременных спутниковых снимков

в течение непродолжительного периода стабили

показывает, что после отрыва блока льда ложе лед

зировалось. Тем не менее, восстановление ледни

ника обнажилось в западной части языка. Отко

ка не произошло. После 1996 г. начинается его ин

ловшийся фрагмент отделился не от самого края

тенсивное отступание (рис. 3, а). С этого времени

языка (см. рис. 1, б, в), но уже в 1989 г. тонкая за

продолжается не только деградация ледяного вы

падная перемычка растаяла, тогда как на восточ

ступа в нижней части ледника, но и увеличивается

ной периферии бывшего языка сохранился уча

площадь обнажающихся скальных выходов на вы

сток льда шириной около 100-130 м и длиной

сотах около 3800-3850 м. Эти процессы отражают

около 600 м (см. рис. 2). В своей нижней части он

быстрое уменьшение толщины льда.

вплоть до 2019 г. перегораживал долину. В течение

В 2004 г., через 16 лет после землетрясения,

семи лет после землетрясения и схода ледово-ка

при нашем посещении долины р. Зуслан ещё со

менной лавины площадь ледника сокращалась в

хранялся крутой уступ в теле ледника - стенка

основном за счёт таяния этого узкого блока. Боль

отрыва блока, падение которого инициирова

шая часть ледника при этом находилась в области

ло сход лавины; в самом уступе была отчётливо

аккумуляции, поэтому положение конца ледника

видна слоистая структура льда (рис. 4, а). Стен

 23 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 4. Вид ледника № 15 через 16 лет и 31 год после сейсмособытия 1988 г.

а - 20 июля 2004 г.; б - 30 августа 2019 г. Фото А.Р. Агатовой

Fig. 4. View of glacier No. 15 16 years after and 31 years after the 1988 seismic event.

а - on July 20, 2004; б - on August 30, 2019. Photo by A.R. Agatova

ки кара всё ещё были покрыты фирном, хотя его

шение размеров, ещё сохранялся под чехлом об

толщина стала заметно меньше, чем в 1988 г.,

ломочного материала. Сток воды проходил под

при этом склон юго-западной экспозиции пол

блоком. Анализ разновременных космосним

ностью потерял ледово-фирновый покров.

ков показывает, что за период с 1988 по 2015 г.,

К 2006 г. блок льда в нижней части ледника пре

в начале которого в результате Цамбагаравского

вратился в узкий клин забронированного мёрт

землетрясения ледник № 15 утратил фрагмент

вого льда, не связанного с ледником. В даль

языка, площадь этого ледника уменьшилась

нейшем продолжилось быстрое сокращение

на 56% (см. рис. 2 и 3, а). За тот же период пло

площади, занятой льдом на стенке кара на уров

щадь соседних ледников № 16 и 17 сократилась

не около 3800 м, а уже к 2015 г. в пределах кара

на 35 и 15% соответственно. Интересно, что с

наметилось разделение ледника на каровую и

1989 г., т.е. уже после схода фрагмента языковой

висячую составляющие.

части и уменьшения области абляции, ледник

В ходе посещения ледника 2 августа 2019 г.

№ 15 сокращался быстрее, чем соседние ледни

отмечено его окончательное разделение на две

ки: потеря его площади в 1989-2015 гг. состави

части - каровую и висячую (см. рис. 2). Толщи

ла 49% по сравнению с теми же 35 и 15% у лед

на ледника заметно уменьшилась, обнажились

ников № 16 и 17 соответственно.

выступы его ложа. Уступ (стенка отрыва) был

Баланс массы ледника № 15 до и после Цам-

полностью нивелирован. Фирн на стенках кара

багаравского землетрясения. На основе дан

практически отсутствовал (см. рис. 4, б). Перего

ных ближайшей длиннорядной ГМС Улгий

раживающий долину блок, несмотря на умень

рассчитано изменение баланса массы лед

 24 

А.Р. Агатова и др.

ника на уровне 3900 м - высоте границы пи

ника, начала формироваться на высоте около

тания по состоянию на 1988 г. перед Цамбага

3400 м и прошла путь длиной 5 км до отметки

равским землетрясением (см. рис. 3, б). Расчёты

2840 м (высотные отметки и измерения длин

выполнены для периода 1961-2019 гг. Баланс

приведены по 3D-модели рельефа программы

массы был стабильным до 1998 г., после чего

GoogleEarth) (рис. 5).Таким образом, перепад

испытал скачкообразное уменьшение (более

высот составил 560 м, при этом на первом кило

500 мм в.э.) и определялся значениями в интер

метре пути, где уклон склона достигает 20-25°,

вале -400 ÷ -600 мм в.э., т.е. в неблагоприят

он был максимальным - около 320 м, как и от

ных климатических условиях ледник продолжал

мечено в работе [6]. Это обеспечило быстрый

быстро сокращаться (см. рис. 3, а). В 1988 г. со

набор скорости ледово-каменной брекчией.

отношение площадей областей аккумуляции и

Роль трамплина для разгонявшейся лавины в

абляции изменилось в результате резкого сокра

конце первого километра пути выполнил по

щения области абляции при отрыве части лед

перечный её ходу склон водораздельного греб

ника, что на фоне стабильных климатических

ня высотой 70 м. Удар в склон привёл к прыжку

условий, казалось бы, могло вызвать частичное

через гребень, а наличие трёх крутых (около 90°)

восстановление ледника в последующее деся

поворотов долины по пути следования лави

тилетие. Однако этого не произошло и ледник

ны (через 1, 1,6 и 3,5 км от места зарождения)

в 1988-1998 гг. продолжал сокращаться. Веро

обусловило её перекидывание с одного скло

ятно, в 1988 г. уменьшилась в размерах не толь

на на другой с затуханием амплитуды заплесков

ко область абляции (за счёт отрыва блока от лед

по высоте от 120 м до 70 и 30 м. Сохранность

никового языка), но и область аккумуляции, где

почвенного покрова в месте перепрыгивания

потеря значительного объёма льда за счёт обвала

водораздельного гребня, а также амплитуда и

произошла без видимого на снимках изменения

протяжённость заплесков задокументированы

площади этой зоны.

непосредственно после схода лавины [6], что

Оценка толщины ледника № 15. Оценку тол

важно для понимания масштаба и механизма

щины провели в разных точках ледника с ис

этого природного явления, так как следы лави

пользованием модели GlabTop, которая пред

ны в рельефе достаточно быстро преобразуются

полагает несущественное влияние ледника на

и нивелируются последующими геоморфологи

изменение рельефа подстилающего ложа (что

ческими процессами.

соответствует действительности при рассмотре

Изменения в области аккумуляции ледово-ка-

нии современных ледников на историческом

менной лавины после 1988 г. В 2004 г., т.е. через

этапе их развития) и сглаженный характер по

16 лет после схода лавины, основная масса льда

следнего. Толщину льда оценивали вдоль линий

в ледово-каменных отложениях уже растаяла

тока ледника и далее интерполировали между

и обломочная составляющая на большем про

этими точками и границами ледника с нулевой

тяжении долины была спроецирована на дно и

толщиной льда. При моделировании использо

склоны долины. На более крутых участках скло

вана топографическая карта масштаба 1:100 000,

нов было отмечено смещение лавинных отло

так как все известные нам цифровые модели на

жений вниз по склону. Река проделала новое

район исследований создавались позже 1988 г.

русло, преимущественно сместившись к право

Результаты расчётов приведены на рис. 2. Рас

му, более прогреваемому склону долины юго-

считанная таким образом толщина льда для со

восточной экспозиции. Русло во многих местах

шедшей в 1988 г. части ледника находится в пре

распадалось на рукава, огибая сгруженный об

делах 14-31 м. Объём ледника по состоянию на

ломочный материал. Уже были разрушены кот

22 июня 1988 г., рассчитанный с использовани

ловины временных озёр, образовавшихся в

ем эмпирической зависимости для каровых и

1988 г. [6], мелкозернистые отложения этих озёр

карово-висячих ледников Алтая [12], составил

также оказались спроецированы на дно доли

0,046 км³, что соответствует средней толщине

ны. Тем не менее, в верхней (северо-восточно

льда для всего ледника около 48 м.

го простирания) части долины, где лавина была

Параметры ледово-каменной лавины 1988 г.

насыщена ледовым материалом в большей сте

Лавина, инициированная сходом фрагмента лед

пени, на левобережье ещё продолжалась дегра

 25 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 5. Следы ледово-каменной лавины в рельефе долины р. Зуслан (хр. Цамбагарав) и продольный профиль

участка прохождения лавины:

1 - граница ледника на момент Цамбагаравского землетрясения и отколовшийся фрагмент языка, сход которого вызвал

лавину; 2 - отложения ледово-каменной лавины; 3 - склон с сохранившимся почвенным покровом, через который пе

релетела лавина; 4 - скопление расколотых обломков в месте удара лавины и вероятная граница её заплеска на левый

склон долины р. Зуслан; 5 - участок долины с инверсионным холмистым рельефом и следами спущенных подпрудных

озёр; 6 - гряды отложений сошедшей лавины; 7 - эрозионные каналы в скальных породах и рыхлых отложениях; 8 -

участок развития криогенных полигонов на поверхности лавинных отложений; 9 - точки наблюдения, обсуждаемые в

тексте; 10 - повороты долины на профиле. Основа схемы - космоснимокWorld-View-2, дата съёмки 19.08.2015 г.

Fig. 5. Traces of ice-rock avalanche in the topography of the Zuslan river valley (Tsambagarav Range) and the longi

tudinal profile of the avalanche path:

1 - glacier outline at the time of the Tsambagarav earthquake and detached fragment of the glacier tongue, which triggered ice-rock

avalanche; 2 - avalanche deposits; 3 - slope with preserved soil cover (the avalanche flew over this slope); 4 - conglomeration of

fractured debris at the place of the avalanche impact and the probable boundary of its splash on the left slope of the Zuslan valley;

5 - part of the valley with the inversion hilly topography and traces of drained dammed lakes; 6 - ramparts of avalanche deposits;

7 - erosion channels in rocks and loose sediments; 8 - area of cryogenic polygons on the surface of avalanche sediments; 9 - ob

servation points discussed in the text; 10 - bends of the valley on the longitudinal profile. The basis of the scheme is the World-

View-2 satellite image, image acquisition date 08.19.2015

 26 

А.Р. Агатова и др.

Рис. 6. Следы прохождения ледово-каменной лавины1988 г. на дне долины р. Зуслан:

а - в 2004 г., уступ на левобережье, образованный погребённым льдом; б - в 2019 г., стрелками показан участок долины

на фото а, овалом - оплывший со склона блок органоминерального субстрата высотой 3-4 м. Участок долины СВ-ЮЗ

простирания, вид вниз по долине. Фото А.Р. Агатовой

Fig. 6. Traces of the passage of the ice-rock avalanche in 1988 at the bottom of the Zuslan river valley:

а - in 2004, scarp on the left bank is formed by buried ice; б - in 2019, arrows show the part of the valley in photo а, oval - peat

block 3-4 m high sliding down the slope. The NE-SW-oriented part of the valley, view downstream. Photo by A.R. Agatova

дация погребённого льда - лёд обнажался под

значительно меньше крупных и окатанных, од

чехлом обломков во вдоль береговых уступах се

нако тонкозернистая составляющая в отложени

веро-западной экспозиции высотой до 1-1,5 м

ях лавинного чехла практически отсутствовала.

(точка 1 на рис. 5, рис. 6, а).

Повышенный объём и свежий вид обломочно

У подножий ледовых уступов шло форми

го чехла были отмечены на склонах и на дне мо

рование осыпей из каменных обломков. Особо

лодого эрозионного ущелья, врезанного здесь

подчеркнём, что возникшие при вытаивании

в долину. Фронтальная часть лавины, напро

льда валы были хорошо выражены в рельефе и

тив, не выделялась в рельефе, очевидно, из-за

напоминали боковые морены ледника. После

малой мощности спроецированного на дно до

поворота долины на 90° на участке её северо-

лины обломочного материала и его размыва в

западного простирания в отложениях лави

ходе последующих сезонных паводков. Лишь не

ны, как было отмечено в работе [6], преобла

большая «примазка» серого цвета в виде тонкого

дала уже каменная составляющая. В 2004 г. на

чехла крупных окатанных и неокатанных облом

этом участке лёд отсутствовал и на склонах, и

ков фиксируется в этом месте на поверхности

на дне долины. Сразу ниже поворота вынесен

правобережной скальной террасы.

ные обломки пород залегали на пологом левом

В 2019 г., через 31 год после события, на ле

склоне в виде лопасти длиной около 400 м и ши

вобережном участке долины, где в 2004 г. ещё со

риной до 150 м. Тонкий чехол лавинных отло

хранялся погребённый лёд, видимых обнажений

жений точно повторял здесь рельеф подстила

льда вдоль реки мы уже не отмечали, хотя не ис

ющих древних морен, но имел более свежую

ключено, что забронированный обломками лёд

поверхность - обломки были не задернованы,

частично сохраняется у подножия склона долины

не покрыты лишайниками, многие имели све

под возникшими осыпями. В то же время на этом

жие сколы и трещины. Обломочный чехол резко

участке были зафиксированы единичные круп

выделялся серым цветом на фоне задернован

ные, до 3 × 4 м площадью и толщиной до 2-4 м,

ных плейстоценовых морен. По сравнению с об

блоки органоминерального субстрата, вероятно,

ломками на поверхности морены, представлен

подрезанного лавиной на склоне в 1988 г. (точка 2

ными преимущественно крупными валунами и

на рис. 5, см. рис. 6, б). Блоки были поставлены

глыбами, среди обломков, вынесенных лавиной,

«на ребро» и развёрнуты либо перевёрнуты подо

 27 

Ледники и ледниковые покровы

швой вверх в результате деградации льда и интен

В области аккумуляции лавинных отложений

сивного оползания склона в 2004-2019 гг.

установлены также участки, где лавиной были сре

Характерная форма рельефа, указывающая

заны накопленные ранее отложения на склонах

на недавнее заполнение верхней части долины

и днище долины. Так, у подножия обоих склонов

массой льда и каменного материала, - много

долины эродированы основания осыпных и про

численные скопления, часто пирамидальные,

лювиальных конусов. На левом склоне в 2019 г.

обломков разной крупности (от валунов до песка

зафиксирован ров - маргинальный канал, отде

и суглинка), спроецированных на дно долины

ляющий отложения лавины и перекрытого ими

либо на отдельные крупные валуны при деграда

пролювиального конуса в устье крупного эрози

ции отдельных блоков льда. Высота этих скоп-

онного вреза (см. рис. 5). Здесь же обнажаются и

лений варьирует от нескольких сантиметров до

небольшие выступы сглаженных лавиной корен

2-3 м. Самые крупные «пирамиды» встречены

ных пород склона. Такой же набор эрозионных

на дне долины в верхней её части (см. рис. 5),

форм зафиксирован в скальных породах ниже по

где ранее отмечались холмы высотой до 5 м [6];

долине на правом берегу. Доказательством экзара

небольшие пирамиды, наряду с расколотыми

ции лавиной подстилающих отложений на участ

обломками, часто служат маркерами верхнего

ке поворота долины на северо-запад (точка 3 на

уровня лавинных отложений на склонах долины.

рис. 5) стала ¹⁴С дата 1621±201 кал. лет (1725±70

Огромное количество расколотых камней и об

СОАН-9838) горизонта торфянистой почвы тол

ломков со сколами фиксирует и место удара ла

щиной 20 см, залегающего на левобережной пой

вины о левый склон долины р. Зуслан. Удар при

менной террасе (2910 м ) под маломощными

шёлся на участок склона напротив устья долины

здесь - не более 20 см - отложениями лавины.

правого притока, из которой лавина вылетела,

Датирование показало, что верхняя часть почвен

уже набрав значительную скорость (см. рис. 5).

ного профиля либо перекрывающие палеопочву

Обломки сконцентрированы на высоте около

отложения на этом участке были срезаны. Дан

30 м над дном долины (3075 м). Следы выбро

ный вывод подтверждается присутствием в спо

са ледово-каменной массы дугой до 120 м высо

рово-пыльцевом спектре спор произрастающе

той, отмеченного в этом месте в 1988 г., мы не

го на влажных почвах папоротника-гроздовника

смогли уверенно идентифицировать ни в 2019,

(Botrychiumsp.) и результатами комплексного груп

ни в 2004 гг. Возможно, из-за малой мощно

пового биоанализа - биоостатки размерностью

сти отложений они оказались рассредоточены

>250 мк, помимо преобладающих (90%) травяни

на поверхности делювиально-осыпного шлей

стых растений, представлены также влаголюби

фа. Валообразные скопления у подножия этого

выми осокой (Carex) и дербенником (Lythrum), в

шлейфа могут представлять собой верхний уро

современных условиях в долинах массива Цамбага

вень заплеска (он отмечен на рис. 5), но без ин

рав не произрастающих. На поверхности поймен

формации о максимальной высоте лавины в

ной террасы на данном участке долины в 2019 г.

данном месте принять эти скопления за следы

были зафиксированы единичные термокарстовые

лавины по прошествии всего нескольких десят

западины до 1,5 м в диаметре, указывающие на от

ков лет уже проблематично.

носительно недавнюю деградацию льда, преобла

В целом же чехол лавинных отложений по-

давшего в теле лавины до поворота долины.

прежнему хорошо отличим на склонах долины

На участке долины северо-западного про

по ярко-серому цвету, но уже заметно ополза

стирания, ниже крутого поворота, в маломощ

ет и не имеет сплошного распространения, как

ном чехле обломков на левом пологом берегу

это было в 2004 г. Расчленённость рельефа, воз

прослеживаются контуры криогенных полиго

никшего при таянии льда в теле лавины, значи

нов (см. рис. 5). Отложения лавины уже освое

тельно снизилась. Появилось больше скальных

ны здесь травянистой растительностью, местами

участков, ранее присыпанных чехлом облом

сформировался бугристо-западинный микро

ков. При этом река, напротив, глубже врезалась

рельеф. В ущелье, врезанное в дно долины, со

в спроецированные на дно долины отложения и

склонов продолжает сгружаться спроецирован

на некоторых участках уже сформировала отчёт

ный обломочный материал преимущественно

ливую пойменную террасу.

крупного размера.

 28 

А.Р. Агатова и др.

Обсуждение результатов

тате Цамбагаравского землетрясения блок льда

в языковой части ледника был оторван от ос

Различия в скорости сокращения пострадавшего

новного тела и смещён на несколько метров в

ледника № 15 и соседних ледников в верховьях бас-

юго-восточном направлении; как следствие,

сейна р. Зуслан. Сопоставление типа, экспозиции,

в образовавшуюся трещину поступали талые

гипсометрического положения и уклонов поверх

воды, вызывая уменьшение трения между ото

ности ледников южного склона вершины Цаст-

рвавшимся блоком ледника и ложем, что, наря

Ула на 22.06.1988 г., т.е. незадолго до землетрясе

ду с пластическими деформациями льда и аф

ния (табл. 2), показывает, что все ледники имели

тершоковым процессом в очаге, через 13 дней

схожие параметры. Отличие ледника № 15 от дру

привело к движению блока и сходу лавины.

гих - более сложное строение: наличие хорошо

В работе [5] подчёркивается влияние на конфи

выраженного кара, из которого спускался висячий

гурацию отделившегося блока льда трещинова

язык. При этом ледник № 15 располагался в тот

тости, существовавшей ещё до сейсмического

момент даже несколько ниже висячих ледников

события 1988 г., - одна из трещин в теле лед

№ 16-18. Сравнение с весьма схожими соседни

ника фактически послужила стенкой отрыва.

ми ледниками позволяет максимально объектив

Формирование системы трещин - двух более

но выявить влияние сейсмически обусловленной

крупных поперечных и ряда концентрических,

потери фрагмента языка на скорость сокращения

очерчивающих контур центральной депрессии

пострадавшего ледника в условиях продолжающе

диаметром около 150 м на поверхности ледни

гося потепления климата. Отрыв и сход 9 августа

ка, - предположительно связывается с кон

1988 г. в результате Цамбагаравского землетрясе

центрацией подлёдного стока. На наш взгляд,

ния 0,1 км²языковой части (10,4% всей площади)

подобная трещиноватость отражала сложную

ледника № 15 повлияли на его сокращение корен

топографию ледникового ложа - ледник № 15

ным образом. Анализ космоснимков показал, что

имеет наиболее выраженный по сравнению с

с 1988 по 2015 г. его площадь уменьшилась на 56%

соседними ледниками глубокий кар. По сути,

(см. рис. 2), тогда как соседние ледники № 16 и 17,

эти трещины были бергшрундами - на сосед

схожие с ним по размерам, высотному положению

них висячих ледниках с более простой геомет-

и экспозиции (см. табл. 2), сократились не столь

рией подстилающей поверхности они практи

значительно: на 35 и 15% соответственно.

чески не выражены. Не исключая вероятность

Отметим, что в условиях прогрессирующего

подлёдного стока, отметим, по опыту наших по

потепления климата резкое сокращение площа

левых исследований, что для ледников рассмат-

ди области абляции в результате одномоментной

риваемого района он не характерен. За исклю

потери ледником нескольких миллионов кубиче

чением тоннелей в погребённом (мёртвом) льду

ских метров льда не привело к его восстановле

сток талых вод идёт вдоль или по поверхности

нию. Наличие глубоко врезанного кара, который

ледников. В целом же наличие системы трещин

при прочих равных условиях служит преиму

безусловно предопределило отрыв блока льда

ществом для сохранения ледника, способствуя

в 1988 г. именно в ослабленной части ледника.

его затенённости и повышенной концентрации

Бόльшая относительно соседей динамическая

снега, также не стало решающим фактором для

активность ледника № 15, выражавшаяся в его

восстановления. После кратковременной стаби

сниженном положении, и неравномерная ско

лизации, длившейся до 1997 г. (см. рис. 3), по

рость движения льда, ставшая следствием более

следовало сокращение пострадавшего ледника,

сложного подстилающего рельефа, могут объяс

значительно более быстрое по сравнению с со

нять, почему именно этот ледник отреагировал

седними. Сначала после окончательного стаива

на землетрясение 1988 г.

ния языка он стал каровым, а к моменту нашего

Пострадавший ледник сокращался быстрее

посещения в 2019 г. уже произошло его разделе

соседних, даже если за начало периода наблю

ние на два отдельных ледника внутри этого кара.

дений принимать не 1988, а 1989 г. Уже после

Вероятный механизм возникновения ледово-ка-

схода ледово-каменной лавины его площадь

менной лавины на «воздушной подушке». Согласно

уменьшилась на 49%, и это несмотря на то, что

версии В.А. Авдеева с соавторами [6], в резуль

сокращавшаяся после 1989 г. часть ледника № 15

 29 

Ледники и ледниковые покровы

Таблица 2. Гипсометрические параметры ледников южного склона вершины Цаст-Ула, хр. Цамбагарав*

Номер ледника,

Нижняя

Верхняя

Средняя

Средний уклон,

Средняя экспозиция,

Длина, км

Мода, м

по [3]

точка, м

высота, м

градусы

1,693

3412

4068

3768

3846

191

0,9745

3445

4090

3750

3649

192

0,8555

3514

4158

3850

4073

190

1,019

3464

4191

3870

4105

190

1,466

3525

4192

3840

3766

200

*Для измерений использована цифровая модель рельефа SRTM и контуры ледников на 22 июня 1988 г.

в основном находилась в высотном диапазоне,

ка объёма отколовшегося от ледникового языка

соответствующем области аккумуляции сосед

блока льда в 6 млн км³, приведённая в работе [6],

них ледников, и располагалась в глубоко вре

по всей видимости, завышена.

занном каре с большей площадью затенённости.

Вместе с тем, оценивая сразу после земле

Этот парадокс позволяет предположить, что де

трясения общий объём лавины в 12·10⁶ м³, ис

структивное воздействие сейсмической активи

следователи отмечали равное соотношение льда

зации на ледник не ограничилось лишь отры

и каменного материала [6], т.е. объём льда в де

вом и сходом фрагмента языка. Значительные

зинтегрированном виде составил не менее тех

потери снежно-ледовой массы могли произойти

же 6 млн м³. Очевидно, что при движении лави

также и в области аккумуляции - в пригребне

ны происходили как быстрая дезинтеграция ото

вой части кара, что привело в дальнейшем к бы

рванного ледяного блока и увеличение объёма

строму обнажению здесь ложа ледника.

льда, так и потеря части его объёма за счёт тая

На такой сценарий указывают и расчёты

ния в результате выделения тепла под действием

толщины отколовшегося блока льда, сход ко

силы трения. Учитывая установленный нами де

торого 9 августа 1988 г. послужил триггером

фицит объёма льда в блоке, сорвавшемся с язы

ледово-каменной лавины. В.А. Авдеев с соав

ковой части ледника, логично предположить,

торами оценивали объём отколовшегося блока

что восполняющий его дополнительный объём

в 6 млн км³ [6]. Площадь этого блока, по нашим

льда мог поступить на поверхность ледника, а

оценкам, полученным при анализе космо-

затем и в долину в результате обрушения снеж

снимков от 22.06.1988 и 03.08.1989 г., составила

но-ледяного карниза из области аккумуляции.

около 0,1 км². Таким образом, при предполага

Вероятно, 9 августа 1988 г. произошёл обвал

емом объёме блока 6 млн м³ его средняя толщи

снежно-ледяного карниза с высот около 3850-

на составляла бы около 60 м. Это значительно

3900 м. Сорвавшаяся масса снега и льда удари

больше, чем 14-31 м - толщина льда в языко

ла по уже расколотой части ледника на высо

вой части, рассчитанная нами с использовани

те около 3500-3600 м. Это событие, возможно,

ем модели GlabTop (см. рис. 2). Средняя толщи

вызванное одним из афтершоков, наряду с ин

на льда для всего ледника по состоянию на май

тенсивным поступлением талой воды на ложе

1988 г., рассчитанная с использованием эмпири

ледника, и послужило триггером для схода от

ческой зависимости для каровых и карово-вися

колотой части языка. Полученный импульс объ

чих ледников Алтая [12], составила около 48 м.

ясняет быстрый набор скорости и перепрыги

Однако толщина льда на языке может отличать

вание дробящейся ледово-каменной массой

ся от средней для ледника величины. Ледник

водораздельного гребня высотой 70 м в начале

№ 15, как уже подчёркивалось, имеет хорошо

пути, а также высокую скорость и аномальную

выраженный кар. За счёт центростремительно

дальность движения возникшей ледово-камен

го движения льда и его концентрации на поло

ной лавины, позволившие предполагать меха

гом днище кара толщина льда до сейсмособытия

низм её перемещения на воздушной подуш-

с большой долей вероятности в пределах кара

ке [6]. Едва ли такое быстрое и далёкое - на

была выше, чем на языке, имевшем более кру

5 км - продвижение ледово-каменной брекчии

тую поверхность - до 25°. Следовательно, и в

могло быть инициировано одним лишь спол

этом случае можно говорить о том, что оцен

занием фрагмента ледникового языка, хотя бы

 30 

А.Р. Агатова и др.

и с учётом наибольших крутизны склона (до

Скорость таяния льда и образования новых

20-25°) и перепада высот (320 м) на первом

форм рельефа в области аккумуляции лави-

километре пути. Поступление дополнительно

ны за прошедшие с её схода 30 лет. Как отмеча

го объёма льда из области аккумуляции объяс

ли В.А. Авдеев с коллегами [6], выполнившие

няет и отмеченное ранее несоответствие объёма

наблюдения вскоре после схода лавины, рас

льда, участвовавшего в лавине, объёму ледяного

пределение перемещённого материала в доли

блока, оторвавшегося от языка. Высокая ско

не р. Зуслан было неравномерным как по ве

рость деградации льда в области аккумуляции

щественному, так и по гранулометрическому

ледника № 15 после схода лавины - ещё один

составу. В верхней части погребённой долины

веский аргумент в пользу предложенного ме

преобладала ледово-снежная составляющая,

ханизма инициации лавины. На обвал снеж

в нижней - обломочная. Созданные лавиной

но-ледяного карниза, на наш взгляд, указыва

формы рельефа были разнообразны и распре

ет и информация очевидца, находившегося на

делены хаотично. Уже при первом осмотре в

значительном расстоянии от события: «...Мо

1988 г. вдоль тальвега ручья располагались вы

мент начала движения лавины был зафиксиро

полненные мелкозёмом котловины спущен

ван случайным наблюдателем. В 18 ч. местного

ных озёр. Положительные формы рельефа были

времени он увидел взметнувшееся белое облако

представлены линейными грядами, схожими с

в районе ледника, а затем донесся гул» [6].

боковыми и донными моренами, и отдельными

Блок льда в восточной части днища кара лед

возвышенностями до 5-8 м над средним уров

ника № 15, зафиксированный на снимках после

нем. Мощность ледово-каменных отложений в

Цамбагаравского землетрясения и сохраняв

верхней части долины составляла тогда около

шийся вплоть до нашего посещения ледника

20-25 м, в средней части увеличивалась до 30 м

в 2019 г., может быть оставшейся на месте ча

и ниже по долине постепенно уменьшалась.

стью самого ледникового языка, примёрзшего

Наблюдения 2004 и 2019 гг. показали, что та

к ложу. Однако с учётом рассмотренного меха

яние основного объёма льда и проецирование

низма инициации лавины более вероятно, что

каменной составляющей лавины произошли до

он представляет собой сохранившуюся тыловую

2004 г., однако и через 16 лет после катастрофы

часть отколовшегося фрагмента языка, которая

погребённый лёд частично сохранялся в верхней

во время движения остановилась при контакте

части долины, полностью деградировав к 2019 г.

со скальными выступами в юго-восточной части

Длительность таяния льда за пределами ниваль

долины. Дополнительное влияние на ускорение

но-гляциального пояса была обусловлена боль

движения ледово-каменной брекчии в начале

шим содержанием (около половины объёма) об

пути оказал склон водораздельного гребня. Он

ломков горных пород в отложениях лавины - лёд

фактически сыграл роль 70-метрового трампли

оказался плотно забронирован. Для сравнения

на: последовавший заплеск на противополож

приведём пример из наших полевых наблюдений

ный склон долины р. Зуслан стал максималь

в другой горной системе Центральной Азии: тая

ным по высоте, составив 120 м. Именно в момент

ние ледово-снежной лавины, сошедшей в индий

приземления лавины после прыжка могли про

ских Гималаях в верхней части бассейна р. Тиста в

изойти захват воздуха и образование воздушной

результате Сиккимского землетрясения (М = 6,9)

подушки. Такие случаи были неоднократно опи

18 сентября 2011 г., произошло за первые годы,

саны очевидцами в различных сейсмоактивных

т.е. на порядок быстрее. Лавина была меньше по

горных районах мира [20], а также реконструиро

объёму и практически не содержала скальных об

ваны при изучении плейстоценовых и голоцено

ломков. В феврале 2012 г. в ходе нашего осмотра

вых сейсмогенных обвалов на Алтае [21, 22]. На

её таяние ещё не началось, однако уже на космо-

возможное существование воздушной «смазки»

снимках 2013 г. (база данных GoogleEarth) о не

при движении лавины может указывать и то об

давнем прохождении лавины свидетельствова

стоятельство, что после деградации льда и прое

ли лишь подрезанные нижние участки склонов

цирования обломочного материала прежний ре

и тонкий чехол обломков в месте её остановки.

льеф днища долины, тем не менее, во многих

В хр. Цамбагарав после таяния льда в от

местах оказался вполне узнаваем.

ложениях лавины её следы в рельефе начина

 31 

Ледники и ледниковые покровы

ют относительно быстро затушевываться. Уже

уменьшилась на 56%, а в 2019 г. он уже разде

через 30 лет даже в условиях аридного климата

лился на две составляющие.

Монголии происходит освоение обломочного

2. Ключевую роль в быстром наборе скорости

чехла травяной растительностью, заметно его

отколовшимся блоком в языковой части ледни

оползание на склонах, уменьшаются высота и

ка могло сыграть поступление дополнительной

чёткость положительных форм рельефа (валов,

снежно-ледовой массы в результате обвала од

холмов), формируется пойменная терраса. От

ного из карнизов из области аккумуляции. Этот

носительно высокая скорость нивелирования

сценарий подтверждают аномальная протяжён

следов лавины и трудности их последующей

ность пройденного лавиной пути, быстрая де

идентификации в рельефе позволяют предпо

градация льда в области аккумуляции и установ

лагать большее количество сходов лавин, в том

ленный дефицит льда в сошедшей части языка

числе сейсмической природы, в недавнем гео

по сравнению с первоначальной оценкой [6].

логическом прошлом, чем это можно устано

3. В климатических условиях Монгольско

вить сейчас в хребтах Алтая.

го Алтая таяние забронированного льда в теле

В процессе наших исследований 2004 и

ледово-каменной лавины за пределами ниваль

2019 гг., т.е. уже после таяния основной части

но-гляциального пояса произошло в основном

льда в отложениях лавины, мы, как и В.А. Ав

в первые 10-15 лет после события (к 2004 г.), но

деев с коллегами в 1988 г., отмечали сходство

полностью лёд вытаял через 30 лет (возможно,

новообразованных положительных линейных

несколько раньше). Подобная длительность тая

форм рельефа и участков бугристо-западинного

ния объясняется большим содержанием камен

микрорельефа с моренами. У подножия хр. Цам

ного материала - около половины объёма.

багарав обломочный материал лавины, вынесен

4. Отложения и формы рельефа, возникшие в

ный по долине р. Зуслан, повторяет рельеф под

результате таяния льда в ледово-каменной лави

стилающих плейстоценовых морен. Это создаёт

не, напоминают ледниковые отложения и формы

иллюзию морфологически свежих морен, отно

рельефа, а сформировавшийся обломочный

сительно недавно выдвинутых из горной части

чехол в нижней части долины полностью повто

долины. Без знания о сходе лавин такая конвер

ряет рельеф подстилающих морен, что при незна

генция может осложнить корреляцию моренных

нии лавинного происхождения данных отложе

комплексов в разных долинах хребта, а также ре

ний может привести к неверной интерпретации

конструкцию количества, масштаба и возраста

возраста ледниковых событий в хр. Цамбагарав.

ледниковых событий в лавиноопасных районах

5. Цамбагаравское землетрясение проде

в целом. Информация о сходе столь протяжён

монстрировало реальную возможность ката

ных лавин сейсмической природы должна при

строфического поступления большого объёма

ниматься во внимание в ходе палеогляциологи

ледово-каменного материала из верхнего ни

ческих реконструкций.

вально-гляциального пояса к подножию высо

когорных хребтов Алтая, что необходимо учи

тывать в хозяйственной деятельности. Быстрое

Выводы

затушевывание следов лавин последующими

геоморфологическими процессами позволяет

Результаты дистанционных исследований и

предполагать, что сходы крупных лавин, в том

маршрутных наблюдений 2004 и 2019 гг. в доли

числе сейсмической природы, происходили в

не р. Зуслан хр. Цамбагарав позволили сделать

хребтах Алтая чаще, чем можно установить сей

ряд выводов.

час в рельефе.

1. Ледник, подвергшийся сейсмогенной де

формации в ходе Цамбагаравского землетрясе

Благодарности. Исследования проведены в рам

ния 1988 г. и одномоментно потерявший зна

ках госзадания ИГМ СО РАН при частичной

чительный объём льда и 10% своей площади,

поддержке РФФИ (грант № 19-05-00535).

деградировал значительно быстрее остальных

Acknowledgments.The study was supported by State As

схожих по размерам ледников на склоне той

signment of IGM SB RAS and partly funded by Rus

же экспозиции. С 1988 по 2015 г. его площадь

sian Foundation for Basic Research (19-05-00535).

 32 

А.Р. Агатова и др.

Литература

References

1. Kadota T., Gombo D. Recent glacier variations in Mon

golia. Annals of Glaciology. 2007, 46: 185-188.

golia // Annals of Glaciology. 2007. V. 46. P. 185-188.

2. Otgonbayar D. Sovremennoe oledenenie Mongolskogo Al-

2. Отгонбаяр Д. Современное оледенение Монголь

taya (na primere hrebtov Munhhairhan, Sutai, gornogo

ского Алтая (на примере хребтов Мунххайрхан,

uzla Tsambagarav). Modern glaciation of the Mongo

Сутай, горного узла Цамбагарав). Барнаул: Биз

lian Altai (by the example of the Munhkhairkhan and

несс-Коннект, 2013. 156 c.

Sutai ranges, the Tsambagarav mountain knot). Bar

3. Ганюшкин Д.А., Отгонбаяр Д., Чистяков К.В., Ку-

naul: Business Connect, 2013: 156 p. [In Russian].

наева Е.П., Волков И.В. Современное оледене

3. Ganyushkin D.A., Otgonbayar D., Chistyakov K.V., Ku-

ние хребта Цамбагарав (северо-западная Мон

naeva E.P., Volkov I.V. Recent glacierization of the

голия) и его изменение с максимума малого лед

Tsambagarav ridge (North-Western Mongolia) and its

никового периода // Лёд и Снег. 2016. Т. 56. № 4.

changes since the Little Ice Age maximum. Led I Sneg.

С. 437-452.

Ice and Snow. 2016, 56 (4): 437-452. [In Russian].

4. Schneider D., Huggel C., Haeberli W., Kaitna R. Unrav

eling driving factors for large rock-ice avalanche mo

bility // Earth Surface Processes and Landforms. 2011.

bility. Earth Surface Processes and Landforms. 2011,

V. 36. № 14. P. 1948-1966.

36 (14): 1948-1966.

5. Kääb A., Jacquemart M., Gilbert A., Leinss S., Girod L.,

Huggel C., Falaschi D., Ugalde F., Petrakov D., Cherno-

morets S., Dokukin M., Paul F., Gascoin S., Berthier E.,

Kargel J. Sudden large-volume detachments of low-

Kargel J. Sudden large-volume detachments of low-an

angle mountain glaciers-more frequent than thought.

gle mountain glaciers-more frequent than thought //

Cryosphere. 2021, 15 (4): 1751-1785.

The Cryosphere. 2021. V. 15. № 4. P. 1751-1785.

6. Avdeev V.A., Nartov S.V., Balzhinnyam I., Monhoo D.,

6. Авдеев В.А., Нартов С.В., Балжинням И., Монхоо Д.,

Erdenbileg B. Tsambagarav earthquake July 23, 1988

Эрдэнбилэг Б. Цамбагаравское землетрясение

(Western Mongolia). Geologiya i Geofizika. Geology

23 июля 1988 г. (Западная Монголия) // Геология

and Geophysics. 1989, 11: 118-124. [In Russian].

и геофизика. 1989. № 11. С. 118-124.

7. Scheidegger A.E. Physical aspects of natural catastro

7. Шейдеггер А.Е. Физические аспекты природных ка

phes. Amsterdam:Elsevier, 1975: 289 p.

тастроф. М.: Недра, 1981. 224 с.

8. Khilko S.D., Kurushin R.A., Kochetkov V.M., Misharina L.A.,

8. Хилько С.Д., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Миша-

Melnikova V.I., Gileva N.A., Lastochkin S.V., Balzhinny-

am I., Monhoo D. Earthquakes and the Fundamentals

рина Л.А., Мельникова В.И., Гилева Н.А., Ласточ-

of Seismic Zoning of Mongolia. Tr. sovmestnoj sovetsko-

кин С.В., Балжинням И., Монхоо Д. Землетрясения

mongol'skoj nauch.-isled. geol. ekspedicii. Vyp. 41. Proc. of

и основы сейсмического районирования Монго

the Joint Soviet-Mongolian Research Geological Expedi

лии // Тр. совместной советско-монгольской на

tion. Is. 41. Moscow: Science, 1985: 224 p. [In Russian].

уч.-ислед. геол. экспедиции. Вып. 41. М.: Наука,

9. Tapponnier P., Molnar P. Active faulting and Cenozoic

1985. 224 с.

tectonics of the Tien Shan, Mongolia, and Baykal re

9. Tapponnier P., Molnar P. Active faulting and Cenozoic

gions. Journ.of Geophys. Research. Solid Earth. 1979,

tectonics of the Tien Shan, Mongolia, and Baykal re

84 (B7): 3425-3459.

gions // Journ. of Geophys. Research: Solid Earth.

10. Demianovich M.G., Kljuchevskiy A.V., Demianov-

1979. V. 84. № B7. P. 3425-3459.

ich V.M. The main faults of Mongolia and their role

10. Демьянович М.Г., Ключевский А.В., Демьянович В.М.

in the seismic zoning of the territory. Litosfera. Litho

Основные разломы Монголии и их роль при сейс

sphere. 2008, 3: 3-13. [In Russian].

11. Herren P.A., Eichler A., Machguth H., Papina T., To-

мическом районировании территории // Литосфе

bler L., Zapf A., Schwikowski M. The onset of Neogla

ра. 2008. № 3. С. 3-13.

ciation 6000 years ago in western Mongolia revealed

11. Herren P.A., Eichler A., Machguth H., Papina T., To-

by an ice core from the Tsambagarav mountain range.

bler L., Zapf A., Schwikowski M. The onset of Neogla

Quaternary Science Reviews. 2013, 69: 59-68.

ciation 6000 years ago in western Mongolia revealed by

12. Nikitin S.A. Regularities in the distribution of glacial ice

an ice core from the Tsambagarav mountain range //

in the Russian Altai, assessment of reserves and dynam

Quaternary Science Reviews. 2013. V. 69. P. 59-68.

ics. Materialy Glyatsiologicheskikh Issledovaniy. Data of

12. Никитин С.А. Закономерности распределения

Glaciological Studies. 2009, 107: 87-96. [In Russian].

ледниковых льдов в Русском Алтае, оценка их за

13. Paul F., Linsbauer A. Modeling of glacier bed topog

пасов и динамики // МГИ. 2009. № 107. С. 87-96.

raphy from glacier outlines, central branch lines and

13. Paul F., Linsbauer A. Modeling of glacier bed topog

a DEM. Intern. Journ .of Geographical Information

raphy from glacier outlines, central branch lines and a

Science. 2012, 26 (7): 1173-1190.

 33 

Ледники и ледниковые покровы

DEM // Intern. Journ. of Geographical Information

14. Haeberli W., Hölzle M. Application of inventory data for

Science. 2012. V. 26. № 7. P. 1173-1190.

estimating characteristics of and regional climate-change

14. Haeberli W., Hölzle M. Application of inventory data

effects on mountain glaciers: a pilot study with the Euro

for estimating characteristics of and regional climate-

pean Alps. Annals of Glaciology. 1995, 21: 206-212.

change effects on mountain glaciers: a pilot study with

15. Koreisha M.M. Oledenenie Verhojano-Kolymskoj oblasti.

Glaciation of the Verkhoyansk-Kolyma region. Moscow:

the European Alps // Annals of Glaciology. 1995.

Russian Academy of Sciences, 1991: 144 p. [In Russian].

V. 21. P. 206-212.

16. Glazyrin G.E. Raspredelenie I rezhim gornyh lednikov.

15. Корейша М.М. Оледенение Верхояно-Колымской

Distribution and regime of mountain glaciers. Lenin

области. М.: Изд-во РАН, 1991. 144 с.

grad: Gidrometeoizdat, 1985: 181 p. [In Russian].

16. Глазырин Г.Е. Распределение и режим горных лед

17. Ganyushkin D.A. Würm and Holocene evolution of

ников. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 181 с.

climate and glaciation of the Mongun-Taiga massif

17. Ганюшкин Д.А. Эволюция климата и оледенения

(Southwestern Tuva). PhD. Saint-Petersburg: SPbU,

массива Монгун-Тайга (Юго-Западная Тува) в

2001: 195 p. [In Russian].

вюрме и голоцене. Дис. на соиск. уч. степ. канд.

18. Uspenskaya O.N. Other algae. Obshchie zakonomernosti

геогр. наук. СПбГУ, 2001. 195 с.

vozniknoveniya i razvitiya ozyor. Metody izucheniya istorii

18. Успенская О.Н. Другие водоросли // Общие зако

ozyor (Seriya: Istoriya ozyor SSSR). General regularities of

номерности возникновения и развития озёр. Ме

formation and development of lakes. Methods for study

тоды изучения истории озёр (Серия: История озёр

ing the history of lakes. (Series: History of the lakes of the

СССР). Л.: Наука, 1986. С. 146-151.

USSR). Leningrad: Science, 1986: 146-151. [In Russian].

19. Reimer P.J., Bard, E., Bayliss A., Beck J.W., Black-

19. Reimer P.J., Bard, E., Bayliss A., Beck J.W., Blackwell P.G.,

well P.G., Bronk Ramsey C., Buck C.E., Cheng H., Ed-

Bronk Ramsey C., Buck C.E., Cheng H., Edwards R.L.,

wards R.L., Friedrich M., Grootes P.M., Guilderson T.P.,

Friedrich M., Grootes P.M., Guilderson T.P., Haflidason H.,

Haflidason H., Hajdas I., Hatté C., Heaton T.J.,

Hajdas I., Hatté C., Heaton T.J., Hogg A.G., Hughen K.A.,

Hogg A.G., Hughen K.A., Kaiser K.F., Kromer B.,

Kaiser K.F., Kromer B., Manning S.W., Niu M., Re-

imer R.W., Richards D.A., Scott E.M., Southon J.R., Tur-

Manning S.W., Niu M., Reimer R.W., Richards D.A.,

ney C.S.M., Van der Plicht J. IntCal13 and MARINE13

Scott E.M., Southon J.R., Turney C.S.M., Van der Pli-

radiocarbon age calibration curves 0-50000 years calBP.

cht J. IntCal13 and MARINE13 radiocarbon age cali

Radiocarbon. 2013, 55 (4): 1869-1887.

bration curves 0-50000 years calBP // Radiocarbon.

20. Khromovskih V.S. Kamennyj drakon. Stone dragon.

2013. V. 55. № 4. P. 1869-1887.

Moscow: Idea, 1984:156 p. [In Russian].

20. Хромовских В.С. Каменный дракон. М.: Мысль,

21. Butvilovsky V.V. Paleogeografija poslednego oledenenija I

1984. 156 с.

golocena Altaja: sobytijno-katastroficheskaja model’. Pa

21. Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего

leogeography of the Last Glaciation and the Holocene

оледенения и голоцена Алтая: событийно-ката

of Altai: a Catastrophic Events Model). Tomsk: Tomsk

строфическая модель. Томск: Изд-во Томского

University Press, 1993: 253 p. [In Russian].

ун-та, 1993. 253 с.

22. Rogozhin E.A., Platonova S.G. Ochagovye zony sil’nyh

22. Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны

zemletrjasenij Gornogo Altaja v golocene. Strong earth

сильных землетрясений Горного Алтая в голоце

quake source zones of Gorny Altai in the Holocene.

не. М.: ОИФЗ РАН, 2002. 130 с.

Moscow: UIPE RAS, 2002: 130 p. [In Russian].

 34 