Лёд и Снег · 2021 · Т. 61 · № 1

УДК 551.324.

doi: 1031857/S2076673421010070

Состояние Шапшальского центра оледенения (Восточный Алтай) в 2015 году

Д.В. Банцев¹, А.В. Терехов², Е.П. Кунаева^1,3, Ю.Н. Курочкин¹

¹Санкт-Петербургский государственный университет, Cанкт-Петербург, Россия; ²Арктический и Антарктическийинсти

тут, Санкт-Петербург, Россия; ³Ленинградский государственный университет имени А.С. Пушкина, Пушкин, Россия

*d.ganyushkin@spbu.ru

The state of the Shapshalsky glacierization center (Eastern Altai) in 2015

D.A. Ganyushkin^1*, O.S. Konkova¹, К.V. Chistyakov¹, A.A. Ekaykin^1,2, I.V. Volkov¹, D.V. Bantcev¹,

A.V. Terekhov², E.P. Kunaeva^1,3, Yu.N. Kurochkin¹

¹Saint-Petersburg State University, St.Petersburg, Russia; ²Arctic and Antarctic Research Institute, St.Petersburg, Russia;

³Pushkin Leningrad State University, Pushkin, Russia

d.ganyushkin@spbu.ru

Received May 19, 2020 / Revised July13, 2020 / Accepted December 22, 2020

Keywords: recent glaciation, small glaciers, Altai-Sayan mountain region, dispersed glacierization.

Summary

Catalogues and maps of glaciers (for 2015) of Shapshal Glacier Center, located in the eastern part of the Rus-

sian Altai, have been created based on the first field glaciological observations and space images interpreta-

tion. In total 123 glaciers with the total area of 14.07 km² have been allocated. In comparison with the data

from the Glacier Inventory of the USSR (1955-1965), the total area of the glaciers has decreased by more

than 2 times. The lower limit of glacier development is 2475 m, to the south-east of the region it rises by

1 km, the height of the firm line rises from 2860 m to 3460 m, respectively. Small glaciers prevail (70% of gla-

ciers have an area less than 0.1 km², the area of the largest glacier is 0.9 km²). In terms of quantity and area,

cirque glaciers predominate, there are no valley glaciers. The largest numbers of glaciers have northern and

northeastern exposure, with the largest areas of glaciers concentrated on the north-eastern slopes. The high-

est glaciation intensity has been detected on the eastern slope of the Skalistiy Ridge and the northeastern

slope of the southern part of the Shapshalsky Ridge in the upper reaches of the Chon-Khem River, which are

optimal for glaciers by a combination of mountain heights and position relative to moisture-bearing atmo-

spheric flows. To the west of these areas, intensity of glacierization decreases due to lower mountain heights,

to the east - due to lower precipitation. In general, with low (0.1 km^-1 and less) intensity of glacierization, the

Shapshal Centre is an area of dispersed glaciation, most glaciers of which are on the verge of disappearance.

Citation: Ganyushkin D.A., Konkova O.S., Chistyakov К.V., Ekaykin A.A., Volkov I.V., Bantcev D.V., Terekhov A.V., Kunaeva E.P., Kurochkin Yu.N. The state of the

Shapshalsky glacierization center (Eastern Altai) in 2015. Led i Sneg. Ice and Snow. 2021. 61 (1): 38-57. [In Russian]. doi: 1031857/S2076673421010070.

Поступила 19 мая 2020 г. / После доработки 13 июля 2020 г. / Принята к печати 22 декабря 2020 г.

Ключевые слова: современное оледенение, малые ледники, Алтае-Саянская горная страна, дисперсное оледенение.

Получены новые карты и каталог ледников мало исследованного Шапшальского центра оледене-

ния на Восточном Алтае. По состоянию на 2015 г. здесь насчитывалось 123 ледника суммарной пло-

щадью 14,07 км². По сравнению с данными 1955-1965 гг. суммарная площадь ледников сократилась

более чем вдвое. Преобладают малые каровые ледники северо-восточной и северной экспозиций.

Площади ледников и интенсивность оледенения убывают с северо-запада на юго-восток.

Введение

лагаясь в самом центра Алтае-Саянской горной

страны, они находятся на стыке систем горных

Под Шапшальским центром оледенения мы

хребтов Алтая и Саян, представляя собой свое

понимаем ледники собственно Шапшальско

образный мост между ними: субмеридиональ

го хребта, хребтов Цаган-Шибэту и Скалистый,

ный Шапшальский хребет относится к Алтаю,

а также их отрогов. Географическое положение

а субширотный хр. Цаган-Шибэту - к системе

Шапшальского горного хребта и его юго-восточ

Саян-Танну-Ола. Во-вторых, они служат водо

ного продолжения - хр. Цаган-Шибэту - при

разделом между бассейнами рек Оби (верховья

мечательно по ряду причин. Во-первых, распо

р. Чулышман), Енисея (верховья р. Хемчик) и

 38 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 1. Положение района исследования:

1 - реки; 2 - озёра; 3 - вершины; 4 - ближайшие метеостанции; 5 - границы территории, показанной на рис. 2

Fig. 1. The position of the study area:

1 - rivers; 2 - lakes; 3 - peaks; 4 - nearest weather stations; 5 - borders of the territory shown in Fig. 2

бессточными котловинами Монголии (р. Каргы,

260 км общего протяжения водораздела прихо

бассейн оз. Урэг-Нур). В-третьих, они распола

дятся на долю Шапшальского хребта, который

гаются на стыке западно-сибирского типа кли

начинается на стыке Абаканского хребта и За

мата (согласно М.В. Тронову [1]), при кото

падного Саяна и протягивается в южном, а затем

ром значительное количество осадков выпадает

в юго-восточном направлении вплоть до перева

в условиях западного переноса на протяжении

ла Шапшал (3109 м). Максимальная высота се

всего года, и монгольского климата, для которо

верной части хребта - в пределах 2500-3200 м, в

го характерна повышенная континентальность,

южной части наиболее высокие вершины дости

малое количество осадков с чётко выраженным

гают высоты 3400-3500 м (высшая точка 3507 м).

летним максимумом.

Ещё более высокие отметки (до 3613,5 м, гора

Служащее водоразделом между бассейном

Ак-Оюк) имеют отдельные отроги, протягива

р. Енисей с северо-востока, бассейном р. Обь

ющиеся от южной части хребта на северо-вос

с запада и зоной внутреннего стока с южной

ток. Субширотное продолжение Шапшаль

стороны возвышение Шапшальского хребта и

ского хребта - хр. Цаган-Шибэту - в западной

хр. Цаган-Шибэту представляет собой вытяну

части превышает высоту 3400 м, к востоку вы

тую с северо-запада на юго-восток дугу протя

сотные отметки вершин постепенно снижаются

жённостью около 260 км, обращённую выпуклой

до 3200-3000 м. Как и на Шапшальском хребте,

стороной на юго-запад (рис. 1). Юго-западные

с севера к нему примыкают отроги и отдельные

склоны хребтов крутые и короткие, слабо рас

горные массивы, местами превышающие высо

членённые речными долинами, напротив, се

ты основного водораздела.

веро-восточные склоны - относительно протя

В северной части исследуемой территории

жённые и сильно изрезанные; здесь к основному

расположено относительно изолированное гор

водоразделу причленяются хребты и горные мас

ное поднятие - Скалистый хребет и его отроги,

сивы меньшего порядка. Примерно 160 из

отделённые от системы Шапшальского хребта

 39 

Ледники и ледниковые покровы

глубокой долиной рек Хемчик, Малый Хемчик и

Постановка проблемы

Таштухоль. Высоты здесь достигают 3485 м (гора

Менгулек) (см. рис. 1). В гидрологическом отно

Первые наблюдения ледников Шапшальско

шении бóльшая часть исследуемого района (98%

го хребта связаны с исследованиями В.В. Са

современных ледников) относится к бассей

пожникова, впервые закартировавшего два лед

ну р. Енисей (бассейны верховьев р. Хемчик и

ника к востоку от перевала Шапшал [6]. Начало

Алаш), хотя захватывает и бассейн р. Обь (верхо

работ по обзору оледенения, основанному на

вья р. Чулышман), а также бассейн внутреннего

анализе топографических карт и аэрофотосним

стока (верховья р. Каргы, текущей в бессточное

ков, относится к началу 1960-х годов [7, 8]. В ра

оз. Урэг-Нур; современные ледники здесь от

боте Е.Д. Донченко было проанализировано

сутствуют, хотя они существовали здесь в малый

сокращение ледников с максимума малого лед

ледниковый период.

никового периода. Наиболее детальное иссле

Климатические условия данной территории из

дование современного оледенения - это рабо

учены слабо. Ближайшие метеостанции (ГМС) -

та, посвящённая бассейну р. Хемчик в одном из

Тээли (абсолютная высота 983 м) и Мугур-Аксы

разделов Каталога ледников СССР [2], содержа

(абсолютная высота 1830 м) расположены в Хем

щего информацию о ледниках за 1955-1965 гг.

чикской котловине и в долине р. Каргы соответст

Новые материалы о ледниках этого региона

венно. Отметим, что, располагаясь на расстоянии

появились в последние годы благодаря попол

40-60 км от ледниковых высокогорий и находясь

нению базы данных GLIMS и Глобального ката

в их орографической тени, они дают лишь при

лога ледников RGI [9, 10]. Глобальный каталог

ближённое представление о климатических усло

ледников RGI-6 содержит данные по состоянию

виях существования ледников. Исходя из данных

на 2011 г. Тем не менее, со времён публикации

ГМС, климат территории можно характеризовать

Е.Д. Донченко в 1962 г. не появилось никаких

как холодный и аридный. Среднегодовая темпера

работ, посвящённых анализу состояния оледене

тура за весь период наблюдений (с 1966 по 2018 г.)

ния региона, несмотря на произошедшие за пол

для ГМС Мугур-Аксы составила -2,3 °С, для ГМС

века значительные изменения ледников Алтае-

Тээли - -1,5 °С (1961-2018 гг.). Зимой преобла

Саянского региона [11, 12]. Так, никакого анализа

дает юго-западное направление атмосферного пе

данных в RGI-6 по этому району нет. Кроме того,

реноса, летом - западное и северо-западное, при

сами данные были получены по снимкам Landsat с

этом с высотой повторяемость юго-западных вет-

разрешением 30 м, что для идентификации малых

ров растёт [2]. Среднегодовое количество осадков

ледников (площади ледников региона не превы

невелико - 144 и 196 мм соответственно. Увели

шают 0,9 км²) недостаточно и приводит к суще

чение количества осадков на ГМС Тээли по срав

ственным неточностям. Отметим, что использова

нению с ГМС Мугур-Аксы, несмотря на бóльшую

ние современных снимков высокого разрешения

относительную высоту последней, отражает общий

позволяет в настоящее время с большей точностью

рост количества осадков с юга на север, что соот

определить новейшее состояние ледников и даже

ветствует переходу от монгольского к западно-си

дополнить Каталог современных ледников новы

бирскому типам климата. В западно-северо-запад

ми, ранее не обнаруженными ледниками.

ном направлении, откуда идёт основной приток

Современное оледенение Шапшальско

влагонесущих потоков через долину р. Чулышман,

го центра пока изучено недостаточно. В то же

увеличение осадков должно быть выражено лучше,

время малые ледники служат надёжным индика

но, к сожалению, для этого участка практически

тором климатических изменений, о которых для

полностью отсутствуют метеоданные. Существу

данной территории информации весьма мало

ют оценки количества осадков на западном скло

из-за недостаточного числа ГМС и их располо

не Шапшальского хребта по гидрологическим дан

жения в котловинах. Велика и гидрологическая

ным. Согласно им, количество осадков здесь равно

роль ледников, которые питают большое число

800-1000 мм [3, 4]. По гляциоклиматическим рас

рек в истоках Енисея и Оби. Наконец, сокраще

чётам, на территории Шапшальского хребта годо

ние ледников вызывает активизацию экзоген

вое количество осадков на высоте границы питания

ных процессов, а также образование и прорывы

ледников достигает 1020 мм [5].

приледниковых озёр. Информация о современ

 40 

Д.А. Ганюшкин и др.

Таблица 1. Спутниковые снимки, использованные в работе

Индекс (ID); режим: П - панхроматический;

Пространственное

Дата съёмки

Спутник

М - мультиспектральный

разрешение, м

201509110426017_E090N51_06742_7933; П

1,5

201509110426017_E090N51_06742_7933; М

6,0

201509110426017_E090N51_06742_7934; П

1,5

11.09.2015 г.

SPOT 6

201509110426017_E090N51_06742_7934; М

6,0

201509110427276_E090N50_02602; П

1,5

201509110427276_E090N50_02602; М

6,0

5 218-248 14/07/21 04:20:49 1 J; М

21.07.2014 г.

5 218-247 12/09/02 05:07:47 1 T; П

SPOT 5

5 217-248 12/09/02 05:07:55 1 T; П

02.09.2012 г.

5 216-247 12/09/12 05:15:09 1 T; П

1030010043AA2F00; М

26.06.2015 г.

1,8

World View-2

10300100469CBE00; М

28.07.2015 г.

1,8

101001000FD0B800; М

18.07.2012 г.

Quick Bird

2,4

L4143025_02519890919; М

19.09.1989 г.

Landsat-4

L71143025_02520010904; М

04.09.2001 г.

L71143025_02520100828; М

28.08.2010 г.

Landsat-7

LE71430242015206NPA00; М

25.07.2015 г.

30, 15

LE71440242015213NPA00; М

01.08.2015 г.

30, 15

LC81430252015214LGN01; М

02.08.2015 г.

Landsat-8

30, 15

LE71420252015215EDC00; М

03.08.2015 г.

Landsat-7

30, 15

LC81440242015221LGN01; М

09.08.2015 г.

Landsat-8

30, 15

LE71430252015222NPA00; М

10.08.2015 г.

Landsat-7

30, 15

LC81420252015223LGN01; М

11.08.2015 г.

30, 15

Landsat-8

LC81430252015230LGN01; М

18.08.2015 г.

30, 15

LE71420252015231EDC00; М

19.08.2015 г.

Landsat-7

30, 15

LC81420252015239LGN01; М

27.08.2015 г.

30, 15

LC81430252015246LGN01; М

03.09.2015 г.

Landsat-8

30, 15

LC81440242015253LGN01; М

10.09.2015 г.

30, 15

LE71430252015254NPA00; М

11.09.2015 г.

Landsat-7

30, 15

LC81420252015255LGN01; М

12.09.2015 г.

30, 15

LC81430252015262LGN01; М

19.09.2015 г.

Landsat-8

30, 15

LC81430252015278LGN02; М

05.10.2015 г.

30, 15

ных ледниках необходима для исследований в

снимков SPOT 6 от 11.09.2015 г. (табл. 1), ко

каждом из перечисленных направлений. Наша

торые обеспечивали полное покрытие иссле

работа призвана заполнить отмеченные пробе

дуемой территории. Остальные снимки игра

лы в изученности ледников данной территории.

ли вспомогательную роль (определение высоты

фирновой границы, правильная интерпрета

ция участков, сильно затенённых, закрытых об

Материалы и методы

лачностью или сезонным снежным покровом

на снимках SPOT 6). Снимки SPOT 6 получе

Основой работы послужило дешифрирова

ны от компании Сканекс с первичной радио

ние в ручном режиме космических снимков и

метрической коррекцией и ортотрансформа

аэрофотоснимков, а также результаты полевых

цией по SRTM 90 м. Далее авторы настоящей

работ 2016 г., которые были проведены на вто

статьи использовали программный комплекс

ром по величине леднике данной территории -

ScanEx Image Processor для фотограмметриче

№ 54. Площади ледников определяли на основе

ской и тематической обработки изображений.

 41 

Ледники и ледниковые покровы

Были выполнены: радиометрическая обработ

моменты времени и с другим углом падения сол

ка изображений; улучшение пространственно

нечных лучей.

го разрешения (Pan-sharpening); фильтрация

Для составления Каталога ледников исполь

изображений; автоматическая систематическая

зовалась глобальная цифровая модель рельефа

геометрическая коррекция растровых данных;

SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1

ортотрансформирование по цифровой модели

arc second) [15]. Минимальные, максимальные

рельефа SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM

высоты, средние уклоны, экспозиции ледни

Global 1 arc second). Кроме того, определена и

ков определяли автоматически на основе ЦМР

установлена проекция UTM WGS 84 с автомати

в программе Global Mapper v.18.0 (digitizer tool).

ческим определением зоны.

С целью верификации данных, полученных по

Дешифрирование проводилось в программ

дистанционным материалам, применяли полевые

ной среде GIS - Mapinfo и ArcGIS. При де

материалы от 21.07.2016 г., когда мы посещали

шифрировании ледников была принята мини

ледник № 78 - второй по площади ледник иссле

мальная площадь для картирования 0,01 км².

дуемой территории. Именно тогда были проведе

Систематическая ошибка составляла ±1 пиксел

ны GPS-привязка языка ледника и закладка ре

(1,5 м). Она вычислялась по формуле [13]

перов, а также сделано GPS-маркирование его

границы питания. Выполняли также наземно-

A_er = 100%(nm)/A_gl,

(1)

визуальные наблюдения и фотографирование со

где A_er - ошибка, %; n - число пикселей; m -

седних ледников (№ 79, 80). Вспомогательную

пространственное разрешение снимка, выра

роль при составлении Каталога играли топогра

женное в виде площади пикселя, м²; A_gl - пло

фические карты масштаба 1:100 000 (определе

щадь ледника, м².

ние бассейновой принадлежности ледников). На

По результатам расчётов с помощью базовых

базовых снимках SPOT 6 значительная часть об

снимков, использовавшихся для дешифрирова

ласти абляции ледников покрыта нерастаявшим

ния (SPOT 6, панхроматические), максимальная

свежим снегом (хотя на неледниковых поверхно

ошибка равна 16,0%, средняя - 4,2%. На участ

стях снег не сохранился, вероятно, снимки были

ках, где не велись полевые наблюдения, грани

сделаны через 1-2 дня после снегопада), что не

ца между ледниками и мёртвым льдом находи

позволяет определить на них высоты фирновой

лась при помощи индикаторов, определённых

линии. Для этого мы использовали спутниковые

в работе [14]: 1) индикаторы активного льда -

снимки Landsat-7 и -8, сделанные в 2015 г.

сглаженный характер скоплений обломочного

Согласно нашим наблюдениям, на тер

материала на его поверхности, его линейная вы

ритории расположенного поблизости горного

тянутость в плане, связанная с движением, об

массива Монгун-Тайга сезон абляции закан

текание его водотоками, как правило, сходящи

чивается в третьей декаде июля или в первой по

мися к нижней точке ледника; 2) индикаторы

ловине августа [16]. Это справедливо и для усло

мёртвого льда - неровная поверхность скопле

вий 2015 г. Были проанализированы доступные

ний обломочного материала, термокарстовые

снимки Landsat. На снимках от 25 июля фир

водоёмы на его поверхности, несходимость во

новая линия достаточно чётко прослеживается

дотоков и наличие пионерной растительности.

на относительно крупных ледниках. На снимке

Добавим ещё один признак мёртвого льда - уход

Landsat-7 от 1 августа видны некоторые ледни

водотоков в тоннели с последующим выходом

ки хр. Скалистый, однако они находятся на пе

ниже по склону [10]. Часто при дешифрирова

риферии снимка и изображение испорчено де

нии космических снимков возникают ошибки,

фектами съёмки (пропуски). На снимках от 2, 3,

связанные с наличием смежных с ледниками за

9, 10 и 11 августа ледники закрыты облачностью.

снеженных поверхностей и участков затенения.

На снимках от 18 августа и последующих (19 и

Чтобы избежать их, использовали снимки, сде

27 августа, 11 и 12 сентября) ледники почти пол

ланные в конце сезона абляции, в период наи

ностью или полностью покрыты свежим снегом,

меньшей заснеженности. Кроме того, в качестве

на некоторых снимках они не видны из-за об

вспомогательного средства рассматривались

лачности (3, 19 сентября), на снимке от 5 октяб-

снимки тех же территорий, полученные в другие

ря снег лежит уже по краям горных котловин.

 42 

Д.А. Ганюшкин и др.

Поскольку фирновая граница хорошо просле

стигает 70% (табл. 3), т.е. они не были бы вклю

живается на снимке WorldView-2 от 28.07.2015 г.,

чены, например, в Каталог ледников СССР, где

но не видна на снимке SPOT 6 от 9 сентября

учитывались ледники размером более 0,1 км².

2015 г., сезон абляции, видимо, закончился между

Отметим, что суммарная площадь данных лед

28 июля и 18 августа. Причём, со 2 августа пре

ников равна 3,56 км², что составляет четверть

обладали облачная погода и снегопады, которые

всей площади ледников исследуемой террито

и обусловили раннее окончание сезона абляции,

рии. По суммарной площади доминируют лед

поэтому этот интервал можно сократить до пери

ники с площадями в диапазоне 0,1-0,5 км².

ода с 28 июля по 2 августа. Дешифрирование кос

Нижний предел распространения ледников ме

мических снимков Landsat-7 от 25 июля позво

няется от 2475 м на крайнем северо-западе до

лило выявить положение фирновой границы на

3468 м на крайнем юго-востоке.

30 ледниках. Для большинства малых ледников де

Два основных очага оледенения рассматри

шифрировать фирновую границу не удалось, по

ваемой территории - восточный склон Скали-

этому для полноты информации о её положении

стого хребта и северо-восточный склон южной

также использовался метод Куровского, согласно

части Шапшальского хребта в верховьях р. Чон-

которому высота фирновой границы соответству

Хем (табл. 4, рис. 2). В первом случае это связа

ет средневзвешенной по площади высоте ледни

но с большой высотой горных сооружений, наи

ка [17, 18]. Средняя величина разности между вы

высшие отметки которых приближаются к 3500 м.

сотой фирновой границы, полученной по снимку,

Кроме того, Скалистый хребет выдвинут к севе

и высотой, полученной методом Куровского, со

ру (51° с.ш.) и не экранирован другими горны

ставила +2 м, максимальное отличие не превыси

ми хребтами с северной стороны, попадая в зону

ло 100 м. При дальнейшем статистическом анализе

более активного воздействия циклонов. Улучше

на основе данных Каталога мы использовали дан

ние условий питания ледников здесь диктуется

ные, полученные методом Куровского.

сниженным положением границы питания лед

Для характеристики оледенения использова

ников (средневзвешенная высота 2980 м). Отрезок

лось понятие об интенсивности оледенения R, ко

Шапшальского хребта в верховьях р. Чон-Хем на

торая представляет собой отношение площади

ходится примерно в 40 км южнее, высота гор здесь

ледников на участке F к длине основного греб

на 50-100 м меньше, однако именно здесь оле

ня L, лежащего в пределах участка. Впервые оно

денение наиболее интенсивно, а ледники имеют

было введено Е.В. Максимовым [19]. При этом

максимальную среднюю площадь (0,24 км²). Это

использовался методический подход Г.Е. Гла

связано, вероятно, с открытостью хребта с запада,

зырина [18], согласно которому L определяется

со стороны Джулукульской котловины; причём

от первого ледника на боковом гребне до его со

хребет здесь располагается перпендикулярно за

единения с основным, а далее - по основному

падным и юго-западным влагонесущим потокам.

гребню и по следующему боковому гребню до по

Определённую роль играет и наличие в непосред

следнего ледника. Учитывалась и такая характе

ственной близости крупных озёр - Джулукуль и

ристика условий существования ледников, как

Хиндиктиг-Холь, которые служат местными ис

положительная разность оледенения, т.е. разность

точниками влаги. Кроме того, из-за несколько

отметок горных вершин и снеговой линии [20].

иной ориентировки водораздела ледники здесь

занимают более выгодное положение, оказываясь

на затенённых участках склона.

Результаты

Наличие двух упомянутых здесь очагов оледе

нения, находящихся примерно на одной долготе,

Согласно нашим данным, современное оле

но разнесённых примерно на 0,3° по долготе, до

денение Шапшальского хребта и прилегающих к

вольно чётко видно на рис. 3, а. К западу и вос

нему горных сооружений представлено 123 лед

току от указанных участков размеры ледников и

никами суммарной площадью 14,07 км²(табл. 2).

интенсивность оледенения убывают до предельно

Преобладают малые ледники, самый крупный

низких значений (см. рис. 3, б, см. табл. 4). В пер

ледник (№ 33) имеет площадь всего 0,96 км². Ко

вом случае это связано с уменьшением высоты

личество ледников с площадью менее 0,1 км² до

орографической базы оледенения, во втором, в

 43 

Ледники и ледниковые покровы

Таблица 3. Распределение ледников по площадным диапазонам.

Площадь, км²

Число ледников

% от общего числа

Суммарная площадь, км²

% от общей площади

Менее 0,1

69,9

3,56

25,3

0,1-0,5

26,8

7,56

53,7

0,5-1

3,3

2,95

21,0

Таблица 4. Распределение ледников по участкам горных хребтов и речным бассейнам

Экспозиция

Площадь

Положитель

Интенсивность

Число

Горный хребет

Бассейн

склона

оледенения,

ная разность

оледенения R*,

ледников

хребта

км²

оледенения, м

км^-1

Притоки р. Чуль-Ча

1,38±0,039

329

0,05

(Казер, Таштухоль).

Р. Чон-Хем

СВ

3,17±0,052

429

0,12

Правобережные притоки

1,71±0,036

384

0,07

Шапшальский

р. Шуй (Узун-Хем и др.)

Р. Шагпай

ЮВ

0,32±0,009

263

Малый Хемчик

СВ

0,1±0,004

223

0,01

Приток р. Ары-Хем

0,04±0,003

170

0,01

Р. Туту-Оюк

CЗ

0,09±0,004

232

0,01

Р. Улуг-Оруг

0,56±0,018

272

0,08

Р. Чиндозыл

3,43±0,086

460

0,09

Скалистый

Р. Эрдиг-Оюк

0,04±0,002

260

Р. Шагпай

СЗ

0,27±0,014

490

0,04

Мозур-Тайга

Р. Чинге-Хем

СЗ

0,79±0,023

282

0,08

(отрог Шапшаль

Левобережные притоки

0,88±0,026

308

0,06

ского хребта)

р. Шуй (Алды-Мешту-Хем)

Р. Сайлы-Хем

СВ

0,64±0,013

302

0,04

Р. Маганатты

0,52±0,016

304

0,03

Цаган-Шибэту

Р. Барлык

СВ

0,04±0,002

Р. Талалйлык

ЮВ

0,09±0,002

*Для участков, представленных одним ледником, интенсивность оледенения не вычислялась.

первую очередь, с уменьшением количества вы

ков в этом направлении. Вместе с тем довольно

падающих осадков, вызванным не только оро

большие значения широтного градиента в поло

графической тенью Шапшальского хребта, но и

жении границы питания нельзя объяснить ис

невыгодной для перехвата влагонесущих потоков

ключительно термическими различиями: если

субширотной ориентировкой хр. Цаган-Шибэту.

исходить из высотного термического градиента

Этот вывод хорошо иллюстрируется поло

0,6 °С/100 м в летнее время, то это означало бы

жением границы питания, а именно: при сред

разность средних летних температур примерно

невзвешенной по площади высоте границы пи

в 2,6 °С для точек, разнесённых по широте на 1°.

тания 3110 м для всего ледникового центра,

Средние многолетние температуры летнего пе

на западной периферии территории, в бассей

риода на ГМС Мугур-Аксы и Тээли составля

не р. Чуль-Ча, она составляет 2860 м (средне

ют 12,9 и 17,1 °С соответственно. При разности

взвешенное значение), а на крайнем востоке

высот между ГМС в 847 м, приведённая к высо

(бассейн р. Барлык) достигает средней высо

те ГМС Мугур-Аксы средняя летняя температу

ты 3460 м (рис. 4). При этом в высоте фирно

ра на ГМС Тээли составит 12,0 °С. При широт

вой границы долготный градиент проявляется в

ном различии положения примерно в 0°38′ это

большей степени, чем широтный (491 м на 1° и

означает широтный термический градиент всего

428 м на 1° соответственно), что отражает клю

лишь 1,4 °С на 1° широты. Очевидно, что на по

чевую роль в ослаблении влияния западных вла

вышении фирновой границы в направлении с

гонесущих потоков в направление с запада на

севера на юг влияет не только повышение тем

восток и в ухудшении условий питания ледни

пературы, но и сокращение количества осадков.

 48 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 3. Пространственное распределение площадей ледников, км²:

а - по широте; б - по долготе

Fig. 3. Spatial distribution of glacier areas, km2:

a - latitude; б - longitude

Интегральной характеристикой, отражающей

ровые ледники (табл. 5), долинные ледники, на

возможность существования ледников, может

против, отсутствуют, а за счёт сильного расчле

служить положительная разность оледенения (см.

нения рельефа плосковершинные и склоновые

табл. 4). При наибольших для изучаемого райо

ледники распространены незначительно.

на значениях (свыше 400 м) ледники на северных

Наше исследование Шапшальского центра

и северо-восточных склонах достигают средней

оледенения - не первое. Так, на основе дешиф

площади около 0,25 км², а площади крупнейших

рирования аэрофотоснимков 1955 г. Н.И. Ми

из них приближаются к 1 км². В экспозиционном

хайлов обнаружил 27 ледников площадью

отношении в районе исследования количествен

10,85 км² [8], а Е.Д. Донченко выделил 58 ледни

но доминируют ледники северных и северо-вос

ков суммарной площадью 19,8 км² [7]. Обе рабо

точных склонов (рис. 5). Ледники наибольших

ты охватывают не всю территорию нашего иссле

площадей приурочены к северо-восточным скло

дования, к тому же с 1950-х годов ледники сильно

нам, что объясняется их положением по отноше

изменились, что не позволяет сопоставить дан

нию к влагонесущим юго-западным потокам воз

ные этих авторов с нашими. Наиболее детальное

духа - снег переметается с наветренных склонов

исследование оледенения было проведено при

на подветренные, где и создаются наилучшие ус

составлении Каталога ледников СССР [2], когда

ловия для формирования ледников. Распреде

данные о ледниках получали на основе аэрофото

ление ледников по морфологическим типам от

снимков 1955, 1959, 1964, 1965 гг.

ражает преобладание малых ледников на фоне

По данным Каталога [2], в пределах Шап

развитого альпийского рельефа. Преобладают ка шальского центра оледенения было 128 ледни

 50 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 4. Пространственное распределение высоты фирновой границы ледников, м:

а - по широте; б - по долготе

Fig. 4. Spatial distribution of the firn line altitude, m:

a - latitude; б - longitude

ков суммарной площадью 30,3 км². При этом от

никам площадью менее 0,1 км², однако опреде

мечено наличие 25 ледников площадью менее

лить, так ли это - невозможно. Но даже если из

0,1 км², которые были учтены в общей статисти

32-х обнаруженных нами ледников 25 уже выде

ке по суммарному числу ледников и их суммар

ляли при составлении Каталога [2], то остальные

ной площади. Однако такие ледники не были

12 обнаружены впервые. Например, ледники в

обозначены на схемах оледенения, им не при

бассейне р. Туту-Оюк, относящейся к бассейну

своены номера, а в таблице Каталога по ним нет

р. Чулышман (в Каталоге [2] все ледники Шап

никаких данных, что не позволяет установить

шальского центра отнесены к бассейну р. Хем

их локализацию. При дешифрировании мы об

чик). Кроме того, девять ледников, включённых

наружили 32 ледника, отсутствующих в основ

в Каталог [2], к 2015 г. исчезли.

ной таблице Каталога [2]. Возможно, некоторые

Поскольку нами установлено наличие не

из них соответствуют упомянутым ранее 25 лед менее 12 ледников, не учтённых в Каталоге [2],

 51 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 5. Экспозиционное распределения

количества (% от суммарного) (1) и пло

щади (% от суммарной) (2) ледников

Fig. 5. Aspect distribution of numbers (%

from the sum) (1) and areas (% from the

sum) (2) of the glaciers

вероятно, реальная суммарная площадь ледни

некорректна и лишь при сравнении суммарных

ков в 1950-60-е годы была больше 30,3 км². По

площадей мы можем допустить, что погрешно

этому, исходя из установленной нами на 2015-

сти, связанные с округлением, будут компенси

2016 гг. суммарной площади ледников 14,07 км²,

ровать друг друга ввиду своего несистематиче

можно предположить чуть более чем двукратное

ского характера.

сокращение площади оледенения, хотя по от

меченным здесь причинам трудно дать более

точную оценку произошедших изменений. Не

Обсуждение

посредственно сопоставить полученные нами

данные с данными Каталога [2] трудно не толь

Сопоставление выявленного нами двукрат

ко из-за отсутствия в Каталоге [2] некоторых

ного сокращения площади оледенения в период

выделенных нами ледников, но и из-за разной

с 1955-1965 по 2015 г. с данными по соседним

точности измерений. В Каталоге [2] площади

ледниковым центрам позволяет считать такую

ледников даны с точностью до 0,1 км², что, с

оценку реалистичной. Например, в работе [12]

учётом преобладания ледников малой площа

установлено, что в период с 1952 г. (данные Ка

ди, является довольно грубым округлением.

талога [2]) по 2008 г. площадь ледниковой си

Так, если ледник имеет в Каталоге [2] площадь

стемы Катунского хребта сократилась на 26,1%.

0,2 км², то его неокруглённая площадь может

Меньшее, чем в случае Шапшальского центра,

составлять от 0,15 до 0,24 км², т.е. почти 50%

сокращение ледниковой системы можно объ

от заявленной в Каталоге [2] цифры. Если мы в

яснить преобладанием в Катунском хребте от

своём каталоге от 2015-2016 гг. устанавливаем

носительно крупных ледников, более устойчи

для данного ледника площадь 0,15 км², то это

вых к климатическим изменениям. Этот вывод

может означать как то, что ледник сократился

подтверждается взятым из той же работы ана

на 0,09 км² (т.е. на 38%), так и то, что ледник не

лизом сокращения ледников разных размеров:

сокращался совсем. Поэтому оценка изменения

ледники Катунского хребта, относящиеся к

площадей конкретных ледников статистически

группе с площадью менее 0,5 км², сократились

 52 

Д.А. Ганюшкин и др.

на 43,5%, т.е. почти вдвое. Более крупные лед

Таблица 5. Морфологические типы современных ледников

ники региона сократились в меньшей степени.

Морфологический

Число

% от общего

% от общей

Так, для 126 ледников Северо-Чуйского и Юж

тип

ледников

числа

площади

но-Чуйского хребтов площадью более 0,5 км²

Карово-долинные

4,1

18,6

сокращение за период с 1952 по 2004 г. соста

Каровые

32,5

45,9

вило 19,7±5,8% [11]. Отчётливая связь степе

Карово-висячие

15,4

11,5

ни сокращения ледников с их средними раз

Висячие

27,6

13,2

мерами прослеживается в оценках изменения

Склоновые

17,9

9,7

площади ледников Русского Алтая за период с

Присклоновые

1,6

0,4

1952 по 2008 г. [21]. В районах с преобладанием

Плосковершинные

0,8

0,6

относительно крупных ледников сокращение

составило, %: Катунский хребет - 9,1; Южно-

Чуйский хребет - 9,5; Северо-Чуйский хребет -

в том числе и Шапшальского центра оледене

10,4; Южный Алтай - 11,5; массив Таван-Бог

ния, вошедшего в RGI, начиная с пятой вер

до-Ола - 11,9%. Напротив, в районах развития

сии [10]. Согласно данным RGI, по состоянию

малых ледников сокращение было существен

на 2011 г. в пределах Шапшальского центра на

нее: для хребтов Сайлюгем и Чихачева - 20,5%;

считывалось 98 ледников суммарной площадью

для бассейна р. Бия - 26,9%.

14,336 км². Эти данные хорошо согласуются с

Оледенение северного склона массива Та

нашими данными по площади (14,07 км²), одна

ван-Богдо-Ола с 1962 по 2015 г. сократилось на

ко мы на этой территории выделили на 25 лед

24,3% [22], оледенение непосредственно при

ников больше. Это позволяет констатировать

мыкающего к Шапшальскому хребту массива

существенное несовпадение наших данных с

Монгун-Тайга за период 1966-2011 гг. умень

результатами каталогизации в рамках RGI. Оче

шилось на 31% [23]. В обоих случаях ледники

видно, что отличия вызваны разными методи

этих массивов существенно крупнее, чем лед

ками работы и разным исходным материалом.

ники Шапшальского центра, что и объясняет

Авторы каталога в рамках RGI использовали

их меньшее сокращение. Для территории Мон

полуавтоматический подход к дешифрирова

гольского Алтая известны оценки отсутствия

нию, при котором первичным источником ин

изменения площадей ледников массива Цам

формации были снимки Landsat-5, -7 и -8 (раз

багарав в период с 1963 по 2000 г., а для мас

решение 30 м), в некоторых случаях (например,

сивов Таван-Богдо-Ола, Турген и Хархира - в

участки сезонного снега) полученные первич

период с 1987 по 2000 г. [24]. Согласно другим

ные контуры подвергались ручной корректи

данным, ледники массива Цамбагарав с 1968 по

ровке, иногда использовались доступные на от

2006 г. сократились на 14%, а с 1968 по 2015 г. -

дельные участки снимки высокого разрешения

на 17% [25]; ледники массива Таван-Богдо-Ола

(но это не относится к району нашего иссле

потеряли 17,6% [26]. Для массива Таван-Богдо-

дования). Очевидно, что при таком большом

Ола в работе [26] проведены расчёты сокраще

охвате территории и использовании снимков

ния оледенения различных речных бассейнов

низкого разрешения дешифрирование малых

параллельно с расчётами интенсивности оле

ледников неизбежно связано с ошибками и не

денения. Оледенение речных бассейнов на пе

точностями, как-то: выделение крупных снеж

риферии массива, обладающего сейчас интен

ников в качестве ледников; неточности в опре

сивностью оледенения в пределах 0,07-0,12,

делении края ледника при его бронировании

что сопоставимо с интенсивностью оледенения

моренным материалом, наличии снежного по

Шапшальского центра, уменьшилось на 31-

крова и сильной затенённости. Использова

55%. Это близко к нашей оценке сокращения

ние снимков высокого разрешения и ручное

ледников Шапшальского центра.

дешифрирование в большинстве случаев позво

В последние годы в рамках проекта GLIMS

ляют решить эти проблемы, хотя и представляет

и составления Глобального каталога ледников

собой довольно трудоёмкий процесс.

Randolph Glacier Inventory (RGI) была прове

В качестве примера приведём фрагмент кос

дена каталогизация ледников северной Азии,

мического снимка QuickBird-2 от 18.07.2012 г.,

 53 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 6. Сопоставление результатов дешифрирования космических снимков согласно RGI-6 (1) и по нашим

данным (2) на фоне фрагмента космического снимка QuickBird-2 от 18.07.2012 г.

Fig. 6. Comparison of the results of the interpretation of satellite images according to RGI-6 (1) and according to our

data (2) against the background of a fragment of the QuickBird-2 satellite image from 18.07.2012

пространственное разрешение которого со

оледенения точнее отражает современное состоя

ставляет 2,4 м (рис. 6). На снимок наложены

ние оледенения этого района. Выполненные рас

контуры ледников согласно RGI-6 (красным)

чёты интенсивности оледенения R позволяют оха

и нашему дешифрированию (синим). Хорошо

рактеризовать данный центр оледенения с точки

видно, что в RGI-6 на данном участке содер

зрения его развитости и пространственного раз

жатся существенные пробелы и неточности: не

мещения. Согласно В.Г. Ходакову [27], выделяют

выделен ледник (№ 122) площадью 0,03 км²;

четыре типа оледенения: а) районы дисперсного

неправильно определён край ледника № 74

оледенения; здесь ледники и снежники не состав

(RGI60-10.02278) - в качестве края ледника

ляют единого массива, а представляют собой лишь

принято приледниковое озеро; не полностью уч

полосы и очаги сосредоточения; относительная

тены забронированные участки ледников № 73

и абсолютная площади ледников малы; б) райо

(RGI60-10.02276) и № 74 (RGI60-10.02278). По

ны среднего полудисперсного горного оледене

скольку погрешности в RGI носят противопо

ния - ледники в них связаны в цепочку или гроз

ложный знак, они во многом компенсируют

дья, отходящие от компактных массивов, площадь

друг друга при рассмотрении суммарных площа

их значительна; в) районы крупного полукомпакт

дей, но при анализе индивидуальных ледников

ного горного оледенения, они отличаются от пре

очевидно, что реальные отличия нашего Катало

дыдущего типа почти полным отсутствием узких

га и данных RGI существенно больше.

ледово-фирновых перешейков, мелких пятен и

Есть основания полагать, что составленный

общей массивностью контура оледенения; г) рай

нами Каталог ледников Шапшальского центра оны компактного или покровного оледенения.

 54 

Д.А. Ганюшкин и др.

Г.Е. Глазырин [18] выделил значение R = 0,8

темпы сокращения связаны с преобладанием

в качестве рубежа между двумя первыми типа

малых ледников.

ми (а и б), поскольку при развитии оледенения,

3. В экспозиционном отношении здесь до

вплоть до значения 0,8, число ледников увели

минируют ледники северных и северо-восточ

чивается, а далее их слияние преобладает над

ных склонов, самые крупные ледники находятся

процессом появления новых ледников. Напри

на северо-восточных склонах. Приуроченность

мер, для массива Таван-Богдо-Ола значения R

основных площадей ледников к подветренным

достигают величины 1,1 [26]. Таким образом,

склонам указывает на значительную роль в их

Шапшальский центр оледенения, где интен

питании метелевого переноса снега.

сивность оледенения не превышает 0,12, можно

4. В морфологическом отношении доминируют

считать районом дисперсного оледенения, при

каровые ледники, а долинные ледники отсутству

чём далёким от перехода к другому типу.

ют. В настоящее время в Шапшальском центре до

минирует дисперсное оледенение и большинство

ледников близко к полному исчезновению.

Выводы

Благодарности. Исследование проведено при под

1. По состоянию на 2015 г. в Шапшальском

держке Российского фонда фундаментальных ис

центре оледенения установлено 123 ледника

следований, проект № 19-05-00535 А «Природные

суммарной площадью 14,07 км². Впервые в вер

катастрофы и трансформация ландшафтов юго-

ховьях р. Чулышман обнаружены малые ледни

восточного Алтая и северо-западной Монголии в

ки. В структуре оледенения доминируют малые

период с максимума последнего оледенения».

ледники - площадь 70% ледников не превыша

ет 0,1 км².

Acknowledgments. The study was supported by the

2. По сравнению с данными Каталога лед

Russian Foundation for Basic Research, project

ников СССР [2] с 1955-1965 гг. площадь лед

№ 19-05-00535 A «Natural catastrophes and trans

ников сократилась к настоящему времени более

formation of the landscapes of the southeastern Altai

чем в 2 раза, что в превышает сокращение лед

and northwestern Mongolia in the period from the

ников в соседних центрах оледенения. Высокие

maximum of the last glaciations».

Литература

References

1. Тронов М.В. Очерки оледенения Алтая. М.: Гео

1. Tronov M.V. Ocherki oledeneniya Altaya. Essays of the

графгиз, 1949. 373 с.

Altai glacierization. Moscow: Geografgiz, 1949: 373 p.

2. Каталог ледников СССР. Т. 16. Ангаро-Енисей

[In Russian].

ский район. Вып. 1. Енисей. Ч. 4. Бассейн р. Кем

2. Katalog lednikov SSSR. USSR Glacier Inventory. V. 16.

Is. 1. Pt. 4. Leningrad: Hydrometeoizdat, 1973: 63 p.

чика. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. 63 с.

[In Russian].

3. Скорняков В.А. Сток на территории бассейна Верх

3. Skornyakov V.A. Runoff over the Upper Yenisei basin.

него Енисея // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1957.

Izvestiya AN SSSR, Ser. Geographicheskaya. Bulletin of

№ 6. С. 15-23.

the Russian Academy of Sciences: Geography. 1957, 6:

4. Скорняков В.А. Распределение средних многолет

15-23. [In Russian].

них модулей стока в бассейне верхнего Енисея //

4. Skornyakov V.A. Distribution of average long-term runoff

Метеорология и гидрология. 1957. № 8. С. 43-44.

modules in the Upper Yenisei basin. Meteorologiya i gi-

5. Севастьянов В.В., Шантыкова Л.Н. Характеристи

drologiya. Meteorology and Hydrology. 1957, 8: 43-44.

ка поля годовых сумм осадков в Горном Алтае по

[In Russian].

гляциоклиматическим показателям // Вестн. Том

5. Sevast’yanov V.V., Shantykova L.N. Characteristics of an

ского гос. ун-та. 2001. Т. 274. С. 63-68.

nual precipitation field in the Mountain Altai according

6. Сапожников В.В. Монгольский Алтай в истоках

to glaciological parameters. Vestnik TGU. Herald of the

Иртыша и Кобдо. Путешествия 1906-1911 гг.

Tomsk State University. 2001, 274: 63-68. [In Russian].

Томск, 1911. 416 с.

6. SapozhnikovV.V. Mongolskiy Altai v istokakh Irtysha i

7. Донченко Е.Д. Оледенение Шапшальского хребта и

Khobdo. Mongolian Altai in Irtysh and Khobdo head

его динамика в историческое время (по результа

waters. Tomsk, 1911: 416 p. [In Russian].

 55 

Ледники и ледниковые покровы

там аэрофотосъемки) // Гляциология Алтая. 1962.

7. Donchenko E.D. Glacierization of the Shapshalsky

№ 2. С. 146-172.

Range and its dynamics in historical time (based on

8. Михайлов Н.И. Современное оледенение Шап

aerial photography results). Glyatsiologiya Altaya. Gla

шальского хребта (Восточный Алтай) // Изв. АН

ciology of Altai. 1962, 2: 146-172. [In Russian].

8. Mikhailov N.I. Modern Glaciation of the Shapshalskiy

СССР. Сер. геогр. 1961. № 3. С. 67-68.

Range (Eastern Altai). Izvestiya AN SSSR. Ser. Geo-

9. Cogley G. (submitter), Kienholz C., Miles E., Sharp M.,

graphicheskaya. Bulletin of the Russian Academy of

Wyatt F. GLIMS Glacier Database. National Snow

Sciences: Geography. 1961, 3: 67-78. [In Russian].

and Ice Data Center, 2015.

9. Cogley G. (submitter), Kienholz C., Miles E., Sharp M.,

10. Earl L., Gardner A. A satellite-derived glacier invento

Wyatt F. GLIMS Glacier Database. 2015.

ry for North Asia // Annals of Glaciology 2016. Т. 57.

10. Earl L., Gardner A. A satellite-derived glacier inventory for

№ 71. С. 50-60.

North Asia. Annals of Glaciology. 2016, 57 (71): 50-60.

11. Shahgedanova M., Nosenko G., Khromova T., Muraveyev A.

11. Shahgedanova M., Nosenko G., Khromova T., Muraveyev

Glacier shrinkage and climatic change in the Russian Altai

A. Glacier shrinkage and climatic change in the Russian

from the mid 20th century : An assessment using remote

Altai from the mid 20th century : An assessment using

sensing and PRECIS regional climate model // Journ. of

remote sensing and PRECIS regional climate model.

Geophys. Research. 2010. V. 115. С. 1-12.

Journ. of Geophys. Research. 2010, 115: 1-12.

12. Носенко Г.А., Никитин С.А., Хромова Т.Е. Изме

12. Nosenko G.A., Nikitin S.A., Khromova T.E. Glacier area

and volume changes in the Mountain Altai (Russia) since

нение площади и объёма ледников Горного Алтая

the mid-twentieth century from space imagery data. Led i

(Россия) с середины ХХ в. по данным космиче

Sneg. Ice and Snow. 2014, 2: 5-13. [In Russian].

ских съёмок // Лёд и Снег. 2014. № 2. С. 5-13.

13. Krumwiede B.S., Kamp U., Leonard G.J., Kargel J.S.,

Dashtseren A., Walther M. Recent Glacier Changes in

Dashtseren A., Walther M. Recent Glacier Changes

the Mongolian Altai Mountains: Case Studies from

in the Mongolian Altai Mountains: Case Studies from

Munkh Khairkhan and Tavan Bogd. Global Land Ice

Munkh Khairkhan and Tavan Bogd // Global Land

Measurements from Space. Eds.: Kargel J., Leon

Ice Measurements from Space / Ed. Kargel J., Leon

ard G., Bishop M., Kääb A., Raup B. Berlin, Heidel

berg: Springer Berlin Heidelberg, 2014: 481-508.

berg: Springer Berlin Heidelberg, 2014. S. 481-508.

14. Loibl D., Lehmkuhl F., Grießinger J. Reconstructing

glacier retreat since the Little Ice Age in SE Tibet by

glacier mapping and equilibrium line altitude calcula

tion. Geomorphology. 2014, 214: 22-39.

tion // Geomorphology. 2014. V. 214. P. 22-39.

15. Earth Resources Observation and Science (EROS) Center

[online resource]. URL: https://www.usgs.gov/centers/

15. Earth Resources Observation and Science (EROS) Cen

eros/science/usgs-eros-archive-digital-elevation-shuttle-

ter [Электронный ресурс]. URL: https://www.usgs.gov/

radar-topography-mission-srtm-1-arc?qt-science_center_

centers/eros/science/usgs-eros-archive-digital-elevation-

objects=0#qt-science_center_objects (Retrieved 03.04.2018).

shuttle-radar-topography-mission-srtm-1-arc?qt-science_

16. Chistyakov R.V., Seliverstov Yu.P., Moskalen-

center_objects=0#qt-science_center_objects (дата обра

ko I.G., Sevast’yanov D.V. Problemy ustojchivosti

щения: 03.04.2018 г.).

vnutrikontinental'nykh gornykh landshaftov v izmenjajush-

16. Чистяков К.В., Селиверстов Ю.П., Москаленко И.Г.,

hemsja mire. Problems of stability of intra-continental

Новиков С.А., Севастьянов Д.В. Проблемы устойчи

mountain landscapes in a changing world. St. Petersburg:

вости внутриконтинентальных горных ландшафтов в

St. Petersburg State University, 1994: 94 p. [In Russian].

изменяющемся мире. СПб.: СПб гос. ун-т, 1994. 94 с.

17. Kurowsky L. Die Hohe der Schneegrenze mit beson

17. Kurowsky L. Die Hohe der Schneegrenze mit besonder

derer Berucksichtigung der Finsteraargorngruppe.

er Berucksichtigung der Finsteraargorngruppe // Pencks

Pencks Geogr. Abhandlungen. 1891, 5: 115-160.

Geogr. Abhandlungen. 1891. Bd. 5. S. 115-160.

18. Glazyrin G.E. Raspredelenie i rezhim gornykh lednikov.

Distribution and regime of mountain glaciers. Lenin

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

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

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

19. Maksimov E. V. Main patterns of modern glaciationof the

19. Максимов Е.В. Основные закономерности совре

Kirgiz Alatau Range. Sovremenny`e voprosy` glyaciologii i

менного оледенения в Киргизском Алатау // Со

paleoglyaciologii. Modern issues of glaciology and paleo

врем. вопросы гляциологии и палеогляциологии.

glaciology. Leningrad: Nauka, 1964: 51-71. [In Russian].

№ 17. Л.: Наука, 1964. С. 51-71.

20. Glyatsiologicheskiy slovar'. Glaciological Dictionary.

20. Гляциологический словарь / Под ред. В.М. Кот

Ed. V.M. Kotlyakov. L.: Gidrometeoizdat, 1984: 528 р.

лякова Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 528 с.

[In Russian].

21. Narozhniy Y., Zemtsov V. Current State of the Altai Glaciers

21. Narozhniy Y., Zemtsov V. Current state of the Altai gla

(Russia and trends over the period of instrumental observa

ciers (Russia) and trends over the period of instrumental

tions 1952-2008) // Ambio. 2011. V. 40. № 6. P. 575-588.

observations 1952-2008. Ambio. 2011, 40 (6): 575-588.

 56 

Д.А. Ганюшкин и др.

22. Ганюшкин Д.А., Чистяков К.В., Волков И.В., Бан-

22. Ganyushkin D.A., Chistyakov K.V., Volkov I.V., Bantsev D.V.,

цев Д.В., Кунаева Е.П., Харламова Н.Ф. Новейшие дан

Kunaeva E.P., Kharlamova N.F. Modern data on glacia

ные об оледенении северного склона массива Таван-

tion of the northern slope of Tavan-Bogdo-Ola massif

(Altai). Led i Sneg. Ice and Snow. 2017, 57 (3): 307-325.

Богдо-Ола. // Лёд и Снег. 2017. Т. 57. № 3. С. 307-325.

[In Russian].

23. Чистяков К.В., Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г., Зе-

23. Chistyakov K.V., Ganyushkin, D. A., Moskalenko I. G.,

лепукина Е.С., Амосов М.И., Волков И.В., Глебова А.Б,

Zelepukina E.S., Amosov M.I., Volkov I.V, Glebova A.B,

Гузель Н.И.., Журавлев С.А., Прудников Т.Н., Пря-

Guzjel' N.I., Zhuravlev S.А., Prudnikova T.N, Prjahi-

хина Г.В. Горный массив Монгун-Тайга / Под ред.

na G.V.. Gornyj massiv Mongun-Tajga. Mongun-Taiga

К.В. Чистякова. СПб.: Арт-Экспресс, 2012. 310 с.

mountain massif. St.Petersburg: Art-Express, 2012:

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

310 p. [In Russian].

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

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

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

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

наева Е.П., Волков И.В. Современное оледенение

25. Ganyushkin D.A., Otgonbayar D., Chistyakov K.V.,

хребта Цамбагарав (Северо-Западная Монголия)

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

и его изменение с максимума малого ледникового

Tsambagarav ridge (North-Western Mongolia) and its

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

периода // Лёд и Снег. 2016. Т. 56. № 4. С. 437-452.

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

26. Ganyushkin D. A.,ChistyakovK. V., Volkov I.V., Bant-

26. Ganyushkin D.A.,Chistyakov K.V., Volkov I.V., Bant-

cev D.V., Kunaeva E.P., Andreeva T.A., Terekhov A.V.,

Otgonbayar D. Present Glaciers of Tavan Bogd Massif in

the Altai Mountains, Central Asia, and Their Changes

since the Little Ice Age // Geosciences. Multidisciplinary

since the Little Ice Age. Geosciences. 2018, 8 (11): 414.

Digital Publishing Institute. 2018. V. 8. № 11. P. 414.

27. Khodakov V.G. Vodno-ledovyi balans rayonov sovremen-

27. Ходаков В.Г. Водно-ледниковый баланс районов

nogo i drevnego oledeneniya SSSR. Ice and water balance

современного и древнего оледенения СССР. М.:

in regions of the present-day and former glaciation of

Наука, 1978. 194 с.

the USSR. Moscow: Nauka, 1978: 194 p. [In Russian].

 57 