Лёд и Снег · 2021 · Т. 61 · № 4

УДК 551.324

doi: 10.31857/S2076673421040104

Сокращение ледников Восточного Алтая (Шапшальский центр) после максимума

малого ледникового периода

Е.П. Кунаева^1,4, Ю.Н. Курочкин¹, Т.А. Андреева¹, Д.Д. Волкова¹

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

но-исследовательский институт, Cанкт-Петербург, Россия; ³Институт озероведения РАН, Cанкт-Петербург, Россия;

⁴Ленинградский государственный университет имени А.С. Пушкина, Cанкт-Петербург, Россия

*d.ganyushkin@spbu.ru

Shrinking of the glaciers of East Altai (Shapshal Center)

after the maximum of the Little Ice Age

D.A. Ganyushkin^1*, O.S. Konkova¹, К.V. Chistyakov¹, D.V. Bantcev¹, A.V. Terekhov^2,3,

E.P. Kunaeva^1,4, Yu.N. Kurochkin¹, T.A. Andreeva¹, D.D.Volkova¹

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

³Institute of Limnology, Russian Academy of Sciences; ⁴Pushkin Leningrad State University, St.Petersburg, Russia

*d.ganyushkin@spbu.ru

Received March 21, 2021 / Revised July 3, 2021 / Accepted October 4, 2021

Keywords: small glaciers, dynamics of the glaciers, Little Ice Age, Altai-Sayan mountain region, Shapshal ridge.

Summary

Based on the analysis of remote data and field observations, we reconstructed the glaciation of the Shapshal

Center (Eastern Altai) for the maximum of the Little Ice Age (LIA) and by the state of the glaciers as of 2001.

At the maximum of the LIA, glaciation was represented by 358 glaciers with a total area of 84.43 km². It was

found 87% reduction of the total area of glaciers in the interval from the LIA maximum to 2015. During the

reduction, valley glaciers disintegrated and glaciers in the Kargy River basin disappeared. The moraines of the

LIA have low lake coverage (0.17% of area), therefore a probability of their breakthrough is low. We obtained

data on the retreat of the Mushtuk Glacier (№ 78), the largest one of the Shapshal center, in five time slices

from the LIA maximum. The highest retreat rates were reconstructed in the interval 1989-2001, but in the

interval 2010-2016 the average rates decreased to 5 m/year. Changes in the mass balance index of the Mush-

tuk Glacier between from 1961 to 2018 were calculated. A sharp decrease in the mass balance in the 1990s

and stabilization of values at a low level after 2001 were found. According to the calculations, the response

time of the Mushtuk Glacier was about 9 years. If the current climatic conditions persist, there is reason to

assume stabilization of glaciers in the coming years.

Citation: Ganyushkin D.A., Konkova O.S., Chistyakov К.V., Bantcev D.V., Terekhov A.V., Kunaeva E.P., Kurochkin Yu.N., Andreeva T.A., Volkova D.D.

Shrinking of the glaciers of East Altai (Shapshal Center) after the maximum of the Little Ice Age. Led i Sneg. Ice and Snow. 2021, 61 (4): 500-520.

[In Russian]. doi: 10.31857/S2076673421040104.

Поступила 21 марта 2021 г. / После доработки 3 июля 2021 г. / Принята к печати 4 октября 2021 г.

Ключевые слова: малые ледники, динамика ледников, малый ледниковый период, Алтае-Саянская горная страна, Шапшальский хребет.

Реконструированы ледники малоисследованного Шапшальского центра оледенения на Восточ-

ном Алтае в максимум малого ледникового периода, проанализирован характер их последующего

сокращения. Детально рассмотрено сокращение крупнейшего ледника Шапшальского хребта по

пяти временным срезам c 1955 по 2019 г. Проведены расчёты индекса баланса массы ледника и

времени его климатического отклика.

Введение

лышман) и зоны внутреннего стока (бассейн

р. Каргы, впадающей в бессточное озеро Урэг-

Шапшальский центр оледенения содержит

Нур). Хребты Шапшальский и Цаган-Шибэту

ледники Шапшальского хребта, хребтов Цаган-

представляют собой единое дугообразное горное

Шибэту и Скалистый, а также их отрогов, рас

сооружение, вытянутое с северо-запада на юго-

положенных на стыке бассейнов рек Енисей

восток. Выпуклый юго-западный склон резко

(р. Хемчик и её притоки), Обь (верховья р. Чу

обрывается в сторону Джулукулской котловины

 500 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 1. Положение района исследования:

1 - реки; 2 - озёра; 3 - вершины; 4 - ближайшие метеостанции; 5 - участки, показанные на рис. 2

Fig. 1. The position of the study area:

1 - rivers; 2 - lakes; 3 - mountain peaks; 4 - nearest weather stations; 5 - areas shown in Fig. 2

с одноимённым озером и Каргинской впадины;

падного и северо-западного переноса летом, при

вогнутый северо-восточный склон осложнён си

этом с высотой растёт повторяемость юго-за

стемой отрогов. Наибольшая высота характерна

падных ветров [1]. В то же время на высокогор

для зоны сочленения хребтов (до 3400-3500 м),

ных участках, особенно на наветренных склонах

к северо-западу и юго-востоку оба хребта в осе

западных экспозиций, осадков выпадает суще

вой части постепенно снижаются до отметок

ственно больше: до 800-1020 мм [2, 3].

менее 3200 м. При этом боковые отроги хребтов

Каталогизация ледников Шапшальского

достигают большей высоты (до 3613,5 м, гора

центра впервые была проведена только в нача

Ак-Оюк). В северной части района исследова

ле 1960-х годов [4, 5], при этом полностью Шап

ний находится относительно изолированный от

шальский центр оледенения работами Е.Д. Дон

прочих возвышений Скалистый хребет, дости

ченко и Н.И. Михайлова не охватывался.

гающий высоты 3485 м (гора Менгулек) (рис. 1).

Полная информация о ледниках Шапшальско

Согласно данным ближайших метеорологи

го центра по состоянию на 1955-1965 гг. впер

ческих станций (ГМС) Тээли (высота 983 м, в

вые была приведена в разделе Каталога ледников

статье везде приводится абсолютная высота) и

СССР, посвящённом бассейну р. Хемчик [1]. В

Мугур-Аксы (высота 1830 м), для данной тер

нашей недавней публикации [6] приведён Ка

ритории характерны отрицательные среднего

талог ледников по состоянию на 2015 г. и вы

довые температуры, малое годовое количество

полнен анализ территориального, высотного и

осадков (менее 200 мм) с выраженным летним

экспозиционного распределения ледников и их

максимумом, преобладание юго-западного на

морфологических особенностей. На основании

правления атмосферного переноса зимой и за

этих исследований сделан вывод о более чем

 501 

Ледники и ледниковые покровы

двукратном сокращении суммарной площади

дешифрирование в ручном режиме космичес-

ледников в период с 1955-1965 гг. по 2015 г. На

ких снимков и аэрофотоснимков, а также мо

Алтае подобное сокращение согласуется с гло

делирование толщины и временнóй изменчи

бальным трендом, проявляющимся с максимума

вости ледника Муштук. Полевые исследования

малого ледникового периода (МЛП). На терри

из-за труднодоступности территории прово

тории района нашего исследования часть ледни

дили в ограниченном объёме. При посещении

ков в максимум МЛП была реконструирована в

ледника Муштук 21.07.2016 г. были проведены:

работе Е.Д. Донченко [5].

GPS-привязка языка ледника и закладка репе

ров; GPS-маркирование его границы питания;

наблюдение и фотографирование моренного

Постановка задачи

комплекса МЛП. Также выполнены наземно-

визуальные наблюдения и фотографирование

С максимума МЛП, как показывают разные

соседних ледников (№ 79 и 80). Снимки сред

исследования, ледники Алтае-Саянского ре

него и высокого разрешения за 2012-2015 гг.

гиона существенно изменились, однако сокра

(табл. 1) использовали для выделения геомор

щение ледников Шапшальского центра в этот

фологических признаков положения ледни

период изучено недостаточно. Реконструкции

ков в максимум МЛП с целью их последующей

и оценки сокращения ледников после МЛП в

реконструкции. Снимки Landsat 1989, 2001 и

статье Е.Д. Донченко охватывают только часть

2010 гг. применяли для дешифрирования кон

исследуемой территории. Использование со

туров ледников в соответствующие временные

временных снимков среднего и высокого разре

срезы. Для реконструкции ледникового ком

шения позволяет точнее реконструировать мо

плекса Муштук использовали аэрофотоснимок

рены ледников максимума МЛП, охватив при

от 17.08.1955 г.

этом весь центр оледенения, а также определить

Снимки SPOT 6 получены от компании

скорости сокращения ледников за последние

СКАНЕКС с первичной радиометрической кор

20 лет. Кроме того, знание динамики ледников

рекцией и ортотрансформацией по SRTM 90 м.

и уточнение их современных параметров позво

Для фотограмметрической и тематической обра

ляют определить ближайшие тенденции их из

ботки изображений мы использовали программ

менения. Исходя из доступности космических

ный комплекс Scan ExImage Processor. Были

снимков и недавно полученных данных об оле

выполнены: а) радиометрическая обработка

денении по состоянию на 2015 г. [6], мы поста

изображений; б) улучшение пространственно

вили следующие задачи:

го разрешения (Pan-sharpening); в) фильтрация

1) реконструировать ледники Шапшальского

изображений; г) автоматическая систематиче

центра оледенения в максимум МЛП, проанали

ская геометрическая коррекция растровых дан

зировать структуру оледенения в этот период;

ных; д) ортотрансформирование по цифровой

2) выполнить картирование ледников по со

модели рельефа SRTM 3 (The NASA Version 3.0

стоянию на 2001 г.;

SRTM Global 1 arcsecond) [7]. Кроме того, опре

3) рассмотреть характер сокращения ледни

делена и установлена проекция UTM WGS 84 с

ков с максимума МЛП по 2015 г.;

автоматическим определением зоны. Для сним

4) исследовать динамику ледника Муштук

ков Landsat-4, Landsat-7 и Sentinel-2 применяли

по нескольким временным срезам (максимум

комбинирование каналов (543, 543 и 753, 432 со

МЛП, 1955, 1989, 2001, 2010, 2016, 2019 годы)

ответственно); для снимков Landsat-7 проводи

для прогноза его будущего поведения.

ли улучшение пространственного разрешения

(Pan-sharpening). Аэрофотоснимок также геогра

фически привязывался с использованием точек

Материалы и методы

наземной привязки и переводился в Междуна

родную систему координат (UTM/WGS 84).

Основой работы послужили результаты поле

Дешифрирование велось в программной

вых работ 2016 г. на втором по площади ледни

среде GIS - Mapinfo и ArcGIS. При дешифриро

ке данной территории (ледник Муштук, № 54),

вании или реконструкции ледников минималь

 502 

Ледники и ледниковые покровы

пятен с отчётливыми границами. Малая задер

Таблица 2. Оценка субъективной ошибки дешифрирова-

ния для разных диапазонов площадей ледников

нованность морен МЛП на мультиспектраль

Диапазон

Число ледников

Средняя

ных снимках выражается серым или коричневым

площадей, км²

в выборке

ошибка, %

цветом, резко контрастируя с зеленоватым цве

2-3

1,75

том тундр и более древних задернованных морен.

1-2

3,89

Для смежного с районом исследования горного

0,1-1

5,48

массива Монгун-Тайга ранее были разработа

Менее 0,1

6,20

ны эталоны дешифрирования морен [10], кото

рые мы использовали при работе над настоящей

ная площадь для картирования была принята

статьей. Для реконструкции висячих ледников

равной 0,01 км². Систематическая ошибка со

применяли нивальные ниши с чёткими очерта

ставляла ±1 пиксел (1,5 м для снимков SPOT 6 и

ниями, маркирующими положение недавно ис

15 м для Landsat-7). Она вычислялась по формуле

чезнувших ледников данного типа, как правило,

с остаточными многолетними снежниками, за

A_er = 100%(nm)/A_gl,

нимающими часть ниши.

где A_er - ошибка, %; n - число пикселей по пе

Одна из сложностей при дешифрировании -

риметру ледника; m - пространственное разре

определение границы между активным ледни

шение снимка, выраженное в виде площади

ком и мёртвым льдом. Для этого использовали

пикселя, м²; A_gl - площадь ледника, м².

подход, предложенный в работе [11], в которой к

По результатам расчётов с помощью базовых

индикаторам активного льда относят: сглажен

снимков, использовавшихся для дешифрирова

ный характер скоплений обломочного материала

ния (SPOT 6, панхроматические), для ледников

на его поверхности; его линейную вытянутость в

МЛП максимальная ошибка определения пло

плане, связанную с движением; обтекание его

щадей составила 9,5%, средняя - 2,6%. При ра

водотоками, как правило, сходящимися к ниж

боте со снимками Landsat-7 2001 г. с разрешени

ней точке ледника; индикаторы мёртвого льда -

ем 15 м максимальная ошибка равна 104,4% (для

неровную поверхность скоплений обломочного

ледника площадью 0,01 км²), средняя ошиб

материала, термокарстовые водоёмы на его по

ка составляет 33,9%. Для оценки субъектив

верхности, несходимость водотоков и наличие

ной «ошибки картографа» мы взяли выборку из

пионерной растительности. Мы к этим призна

64 ледников, при этом внутри выборки площа

кам добавили также уход водотоков в тоннели с

ди ледников распределялись соответственно об

последующим выходом ниже по склону [8].

щему распределению реконструированных лед

Для составления Каталогов ледников исполь

ников МЛП по площадям. В рамках выборки

зовалась глобальная цифровая модель рельефа

выполнили повторное картирование ледников

SRTM 3 (The NASA Version 3.0 SRTM Global 1

МЛП. Ошибку определяли путём сравнения с

arcsecond) [7]. Минимальные и максимальные

площадями ледников, полученными в ходе ка

высоты, средние уклоны, экспозиции ледни

талогизации (табл. 2). Средняя ошибка для всей

ков определяли автоматически на основе ЦМР

выборки составила 5,91%.

в программе GlobalMapper v.18.0 (digitizertool).

При диагностике морен МЛП мы использо

Для верификации данных, полученных по дис

вали следующие признаки: незадернованность;

танционным материалам, применяли полевые

чёткость в плане; большую крутизну по внешне

материалы от 21.07.2016 г., когда мы посещали

му периметру; малую степень перемытости и зна

ледник № 78 - второй по площади на исследуе

чительную мощность по сравнению с более древ

мой территории. Высота фирновой границы для

ними моренами [8]. Для региона исследования

ледников максимума МЛП и 2001 г. определя

характерная особенность морен МЛП - наличие

лась методом Куровского, согласно которому

ледяного ядра (погребённых льдов) и связанных

высота фирновой границы соответствует средне

с ним термокарстовых процессов, широко раз

взвешенной по площади высоте ледника [12]. В

витых в регионе в последние годы [9].Термокар

нашей работе по современному состоянию лед

стовые формы чётко выделяются на снимках с

ников Шапшальского центра [6] расчёты по дан

разрешением выше 15 м в виде тёмных полос и

ному методу для 30 ледников дали результаты,

 504 

Д.А. Ганюшкин и др.

близкие к полученным дистанционным данным

температуре воздуха и осадках на базовой ГМС,

(средняя величина разности составила +2 м).

а также высота фирновой границы:

Для характеристики оледенения использо

= А_k - А_b,

вали понятие об интенсивности оледенения R,

представляющей собой отношение площади

где I_b - индекс баланса массы; А_k - аккумуля

ледников на участке F к длине основного греб

ция; А_b - абляция; все расчёты этих величин сде

ня L. Применяли методический подход Г.Е. Гла

ланы в мм в.э.

зырина [13], при котором L определяется от

Для расчёта абляции в какой-либо точке лед

первого ледника на боковом гребне до его со-

ника необходимо вычислить среднюю летнюю

единения с основным гребнем, далее по основ

температуру t_iна соответствующей высоте z_i с

ному гребню, по следующему боковому греб

помощью вертикального температурного гра

ню до последнего ледника. Для более детальных

диента, высоты расположения ГМСz_m, средней

оценок динамики оледенения, расчётов тенден

летней температуры на ГМСt_m и высоты точки,

ций изменений баланса массы и оценок возмож

для которой выполняется расчёт z_i. При перехо

ного поведения в будущем мы выбрали ледник

де на ледник следует учитывать температурный

Муштук, расположенный в верховьях р. Чон-

скачок ∆t, принятый по аналогии с ледниками

Хем. Выбор данного ледника обусловлен не

близко расположенного массива Монгун-Тайга

сколькими причинами:

равным -0,4 °С. В итоге получаем:

1) это - крупнейший ледник Шапшальского

= t_m - G_t(z_i - z_m) - ∆t.

центра оледенения в настоящее время, поэтому

его динамика должна в меньшей степени, чем у

После вычисления t_i определяется абляция.

других ледников, определяться локальными гео

Для этого мы использовали региональную фор

морфологическими особенностями территории.

мулу, полученную по результатам балансовых

Относительно большие размеры ледника упро

исследований на ледниках горных массивов

щают его дешифрирование по дистанционным

Монгун-Тайга, Тургени-Нуру и Хархира [14]:

материалам;

А_b = 36,14(t_i)² + 294,6t_i + 511,6.

(1)

2) это - ледник, на котором при его посеще

нии авторы настоящей статьи проводили наблю

Необходимое условие проведения расчётов

дения, есть GPS-привязки характерных точек,

индекса баланса массы - знание вертикальных

фотоматериал по результатам посещения; уста

градиентов температуры и осадков. Значение

новлен репер у края ледника;

вертикального (склонового) градиента темпера

3) был найден и привязан аэрофотоснимок

туры мы вычисляли на основе региональной за

ледника от 17.08.1955 г., что расширило времен

висимости высотного склонового градиента от

ные рамки его исследования.

количества осадков, полученной нами по дан

Как уже отмечалось, до сих пор Шапшаль

ным ГМС Алтае-Саянского региона [15]:

ский центр оледенения не был охвачен масс-

G_t = 1,264p^-0,1297,

(2)

балансовыми наблюдениями (да и полевыми

гляциологическими исследованиями в целом).

где p - среднегодовое количество осадков (по

Поэтому для определения тенденций измене

парам ГМС).

ний баланса массы ледника Муштук проводи

При расчётах по формуле (2) в качестве вели

ли такие расчёты индекса баланса массы, когда

чины мы использовали среднее годовое количе

при отсутствии прямых наблюдений за балан

ство осадков, полученное по трём ближайшим к

сом массы выполняется экстраполяция метеоро

Шапшальскому центру оледенения ГМС: рас

логических параметров для определённой точки

положенной западнее ГМС Усть-Улаган (1242 м

или высотного уровня ледника с целью его вы

над ур. моря - 316 мм), расположенной севе

числения на основе эмпирических зависимостей

ро-восточнее ГМС Тээли (983 м - 196 мм) и на

абляции и аккумуляции от экстраполированных

ходящейся юго-восточнее ГМС Мугур-Аксы

параметров. Для расчёта индекса баланса массы

(1850 м - 16 мм). Полученное значение состави

использовалась методика Г.Е. Глазырина [13], в

ло 0,63/100 м. Для определения высотного гра

которой для вычисления необходимы данные о

диента осадков на основе полученного значения

 505 

Ледники и ледниковые покровы

по формуле (1) рассчитывались величины абля

Мы проводили расчёт времени отклика по

ции на границе питания модельного ледника

формуле (3), так как в ней учтены особенности

Муштук (№ 78 по Каталогу 2016 г.). Поскольку

топографии ледника. Для определения толщины

на высоте средней многолетней границы пита

модельного ледника использовали расчёт тол

ния средняя многолетняя абляция и аккумуля

щины льда вдоль осевой линии ледника с учётом

ция равны, полученное таким образом значение

рельефа. В этом случае применяли формулу мо

средней многолетней аккумуляции делилось на

дели GlabTop (Glacierbed Topography) [19]:

коэффициент концентрации (для каровых лед

h = τ/fρg sinα;

ников принято 1,6 [16]) и получалось количество

τ = 0,005 + 1,598∆H - 0,435H²,

осадков на фирновой границе:

где h - толщина льда, м; τ - напряжение сдвига на

Pf 0 = К/Akf 0,

ложе, кПа; f - коэффициент формы поперечного

где Pf 0 - среднее многолетнее годовое количе

сечения ледника; ρ - плотность льда (900 кг/м³);

ство осадков на фирновой границе; К - коэффи

g - ускорение свободного падения (9,81 м/с²); α -

циент концентрации; Akf 0 - средняя многолет

угол наклона поверхности вдоль центральной

няя аккумуляция на фирновой границе.

линии ледника, градусы; ∆H - высота ледника

Далее вычислялся высотный градиент годо

(разница высот между высшей и низшей точками).

вого количества осадков G_p по формуле

Коэффициент формы f связан с сопротив

лением, возникающим на краях ледника в ре

G_p = (Pf 0 - Pm0)/(Z_f - Z_m),

зультате трения о борта долины. Он может

где Pm0 - количество осадков на метеостан

изменяться от 0,5 до 0,9 [20]. Выбор значения ко

ции, мм; Z_f - высота фирновой границы; Z_m -

эффициента f определяется формой долины (па

высота расположения метеостанции, м; значе

рабола, полуэллипс или квадрат), а также соот

ние параметра G_p составило 33,86 мм/100 м.

ношением толщины ледника и ширины долины.

После этого индекс баланса массы рассчиты

Например, для горных ледников в работе [21] ис

вался для конкретных лет на высоте границы пи

пользовалось значение 0,7 для ледниковых язы

тания ледника (для оценки тенденций изменения

ков в области абляции и 0,9 для более широкой

условий питания ледников) и на языках ледни

области аккумуляции. В случае с модельным лед

ков. Для оценки современного состояния и буду

ником Муштук мы выбрали значение коэффи

щего поведения ледников мы провели вычисле

циента 0,9, что продиктовано большой шириной

ния времени отклика ледника (response time), т.е.

вмещающего ледник сложного двухкамерного

времени, необходимого леднику, чтобы прийти

цирка и коротким языком ледника.

в соответствие с новыми климатическими усло

виями. Мы использовали упрощенный подход,

учитывающий параметры климата и геометрию

Результаты

ледника, предложенный в работе [17] и позднее

дополненный в исследовании [18]. Время откли

Ледники Шапшальского центра оледенения в

ка t рассчитывается на основе данных о толщине

максимум МЛП. Согласно нашей реконструк

ледника H и балансе массы на языке ледника b_t:

ции, в максимум МЛП в Шапшальском цен

тре оледенения находилось 358 ледников сум

t = H/-b_t.

марной площадью 84,43 км². Как и в настоящее

В дополненном варианте расчёт выполняется

время, основными центрами оледенения были

следующим образом:

восточный склон хр. Скалистый и северный

t_RB = t_JRW/η,

(3)

склон хр. Шапшальский в верховьях р. Чон-Хем

(рис. 2). В максимум МЛП здесь существова

где t_RB - время отклика по дополненной методи

ли долинные ледники, причём три крупнейших

ке; t_JRW - время отклика, рассчитанное по фор

из них по площади превышали 2,5 км², здесь

муле (3); η - коэффициент связи высотного диа

же наибольших значений (0,24-0,28) достига

пазона ледника R и площади F:

ла интенсивность оледенения (табл. 3). Вместе

R ~ F ^η.

с тем по макроэкспозициям ледники распреде

 506 

Ледники и ледниковые покровы

Таблица 3. Распределение ледников максимума МЛП по речным бассейнам и участкам горных хребтов

Суммарная

Интен

Высота

Изменение

Экспозиция

Число

площадь

сивность

фирновой

высоты

Горный хребет

Бассейн

ледника

ледников

ледников,

оледене

границы,

фирновой

км²

ния, км^-1

границы, м

Шапшальский

Чуль-Ча (Казер, Таштухоль)

8,92

0,10

2842

Улуг-Оруг

3,65

0,21

2957

104

Чиндозын

13,75

0,24

2985

Скалистый

Хемчик

0,37

0,06

2929

Шагпай

2,17

0,16

2873

Шагпай

ЮВ

0,88

0,09

2930

Малый Хемчик

2,43

0,09

2815

Шапшальский

Хемчик

1,92

0,06

2793

Ары-хем

0,62

0,03

2860

36,5

Чон-Хем

СВ

16,33

0,28

2919

113

Мозур-Тайга

Чинге-Хем

СЗ

2,48

0,22

3083

110

(отрог Шапшаль

Левобережные притоки

6,43

0,24

3110

ского хр.)

р. Шуй (Алды-Мешту-Хем)

Правобережные притоки

Шапшальский хр.

8,56

0,11

3120

р. Шуй (УзунХем и др.)

Сайлы-Хем

СВ

4,51

0,18

3139

138

Маганаты

4,42

0,14

3113

160

Цаган-Шибэту

Барлык

СВ

0,74

0,14

3100

362

Талайлык

ЮВ

1,69

0,05

3305

Каргы

1,55

0,05

3051

Чулышман

0,32

0,04

3108

Тоту-Оюк

CЗ

1,75

0,09

2918

141

Шапшальский

Оин-Ору

0,01

2736

Озун-Оюк

ЮЗ

0,8

0,04

268

Сай-Гоныш

ЮЗ

0,08

0,02

2741

*Недостаточное число ледников для определения интенсивности оледенения. **В настоящее время ледники в данных

бассейнах отсутствуют.

лялись более равномерно по сравнению с на

зиций, можно предположить, что в максимум

стоящим временем, поскольку большее, чем в

МЛП имело место некоторое увеличение коли

настоящее время, число ледников существова

чества твёрдых осадков, за счёт которого этот

ло на южных и западных склонах Шапшальско

процесс активизировался. В количественном от

го хребта. Кроме того, имелись ледники и в бас

ношении среди ледников максимума МЛП, как

сейне р. Каргы, т.е. оледенение Шапшальского

и в настоящее время, преобладали каровые и ви

центра в этот период относилось не только к

сячие ледники (табл. 4). В то же время по сум

бассейну Северного Ледовитого океана, но и к

марной площади относительно крупные долин

бассейну внутреннего стока (оз. Урэг-Нур).

ные и карово-долинные ледники в совокупности

Распределение ледников Шапшальского

даже несколько превосходили каровые. После

центра по экспозициям в максимум МЛП суще

максимума МЛП происходил их интенсивный

ственно не отличалось от современного (рис. 3).

распад, который привёл к полному исчезнове

Единственное отличие - несколько большее

нию долинных ледников и усилению доминиро

развитие ледников на восточных склонах. По

вания малых форм оледенения.

скольку существование ледников на восточных

Средневзвешенная высота границы пита

склонах преимущественно связано с переносом

ния в максимум МЛП, по нашим вычислениям,

снега с наветренных склонов западных экспо

равна 2993 м. Таким образом, депрессия фирно

 508 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 3. Сравнение распределения площадей ледников (км²) по экспозициям в максимум малого ледникового

периода (1) и в настоящее время (2)

Fig. 3. Comparison of the aspect distribution of glacier areas (km2) in the Little Ice Age maximum (1) and at present (2)

вой границы составила 117 м. Однако при этом,

Таблица 4. Морфологические типы ледников в максимум МЛП

как и в настоящее время, имела место бόльшая

Морфологические типы

Число/Площадь,

пространственная неоднородность в положении

ледников

% от суммарного

фирновой границы: с северо-запада на юго-вос

Долинные

3,1/16,7

ток фирновая граница поднималась на 460 м, что

Карово-долинные

9,8/26,6

в случае приблизительно одинаковой высоты

Каровые

42,7/40,2

орографической базы оледенения соответству

Карово-висячие

9,8/3,1

ет резкому ухудшению условий питания ледни

Висячие

23,1/5,6

ков в этом направлении. Очевидно, преобладали

Склоновые

5,9/7,0

влагонесущие потоки западных румбов, за счёт

Плосковершинные

0,5/0,5

чего хр. Цаган-Шибэту оказывался в орографи

Присклоновые

0,2/0,2

ческой тени и имел место дефицит осадков, от

мечаемый и в настоящее время.

Поэтапное сокращение ледников после мак-

го хребта, а также в прилегающей к ней наиболее

симума МЛП. Согласно Каталогу ледников [1],

высокой западной части хр. Цаган-Шибэту (вер

по состоянию на 1955-1965 гг. в пределах Шап

ховья рек Чон-Хем, Чинге-Хем, Шуй). Напро

шальского центра оледенения было 128 ледни

тив, в условиях дисперсного оледенения и малой

ков суммарной площадью 30,3 км², т.е. с мак

положительной разности оледенения ледники

симума МЛП площадь оледенения сократилась

наименее устойчивы к изменениям климата и

приблизительно на 64%. Сокращение ледников

испытывают особенно резкие сокращения пло

по речным бассейнам и участкам горных хребтов

щади при подъёме границы питания.

происходило неравномерно (см. рис. 2, табл. 5).

При сопоставлении наших данных с данными

Наименьшее сокращение ледников имело место

Каталога ледников следует учесть методические

в южной, наиболее высокой части Шапшальско

различия: в Каталоге учтены ледники площадью

 509 

Ледники и ледниковые покровы

Таблица 5. Абсолютное (км²) и относительное (%) изменение суммарной площади ледников (∆F), числа ледников (∆N)

и интенсивности оледенения (∆R) в период с максимума МЛП по 2015 г. по речным бассейнам и участкам горных

хребтов разной экспозиции

∆F, км² (%)

∆N

∆F, км²

∆R, км²/км

Горный

Экспо

период времени

Бассейн, река

хребет

зиция

МЛП -

1955-1965 гг. -

2001-2015 гг.

МЛП - 2015 г.

1955-1965 гг.

2001 г.

Шапшальс-

Чуль-Ча

6,9 (77%)

0,2 (9%)

0,44 (24%)

16 (44%)

7,54 (85%)

0,05 (50%)

кий

(Казер, Таштухоль)

Улуг-Оруг

2,8 (77%)

0,2 (22%)

0,14 (20%)

7 (47%)

3,09 (85%)

0,13 (62%)

Чиндозын

10,3 (75%)

1,5 (27%)

0,51 (13%)

7 (25%)

10,32 (75%)

0,15 (63%)

Скалистый

Хемчик

3 (75%)

0,33 (89%)

Шагпай

5 (50%)

1,90 (88%)

0,12 (75%)

Шагпай

ЮВ

2 (66%)

0,56 (64%)

6,9 (82%)

0,2 (13%)

0,54 (41%)

Малый Хемчик

7 (70%)

2,33 (96%)

0,08 (89%)

Шапшальс-

Хемчик

16 (100%)

1,92 (100%)

0,06 (100%)

кий

Ары-хем

9 (75%)

0,58 (94%)

0,02 (66%)

Чон-Хем.

СВ

9,53 (58%)

2,6 (38%)

1,02 (24%)

47 (78%)

13,16 (81%)

0,16 (57%)

Мозур-Тай

Чинге-Хем

СЗ

1,08 (44%)

0,4 (26%)

0,25 (24%)

1 (17%)

1,69 (68%)

0,14(64%)

га (отрог

Левобережные притоки

Шапшальс-

р. Шуй

15 (63%)

5,55 (86%)

0,18 (75%)

кого хр.)

(Алды-Мешту-Хем

Шапшальс-

Правобережные притоки

12,3 (55%)

5,7 (49%)

2,18 (37%)

37 (80%)

6,85 (80%)

0,04 (36%)

кий хр.

р. Шуй (УзунХем и др.)

Р. Сайлы-Хем

СВ

12 (71%)

3,87(86%)

0,14(78%)

Цаган-Ши

Р. Маганаты

9 (53%)

3,90(88%)

0,11 (79%)

бэту

Р. Барлык

СВ

3 (75%)

0,70 (95%)

1,7 (71%)

0,2 (35%)

0,26 (67%)

Р. Талайлык

ЮВ

10 (91%)

1,6 (95%)

Каргы

0 (0%)***

8 (100%)

1,55 (100%)

0,05 (100%)

Чулышман

0 (0%)***

4 (100%)

0,32 (100%)

0,04 (100%)

Шапшальс-

Р. Тоту-Оюк

CЗ

0,07 (44%)

9 (75%)

1,66 (95%)

0,08 (89%)

кий

Оин-Ору

0 (0%)***

1 (100%)

0,01 (100%)

Озун-Оюк

ЮЗ

0 (0%)***

5 (100%)

0,8 (100%)

0,04 (100%)

Сай-Гоныш

ЮЗ

0 (0%)***

2 (100%)

0,08 (100%)

0,02 (100%)

*Отсутствие данных о ледниках на 1955-1965 гг. в Каталоге ледников. **Изменение интенсивности оледенения невозможно

вычислить, так как современные его значения не поддаются определению из-за малого числа ледников в данном речном бас

сейне. ***Оледенение бассейнов рек Каргы, Чулышман, Оин-Ору, Озун-Оюк, Сай-Гоныш к 2001 г. уже отсутствовало.

не менее 0,1 км, тогда как мы учитывали ледники

границы составил 60 м, т.е. примерно полови

с площади 0,01 км². В то же время в суммарную

ну общего подъёма с максимума МЛП по 2016 г.,

площадь оледенения на 1955-1965 гг. и в суммар

что показывает сравнительно медленное ухуд

ные площади оледенения по речным бассейнам

шение условий питания ледников на этом этапе.

в Каталог включены ещё 25 ледников площадью

Однако следует учитывать, что в Каталоге поло

менее 0,1 км², не обозначенных на схемах оледе

жение фирновой границы определено по аэро

нения и не указанных индивидуально в таблицах

фотоснимкам, тогда как для максимума МЛП мы

Каталога. Всё это обеспечивает приемлемую точ

рассчитывали его методом Куровского.

ность сравнения площадей оледенения. Средняя

В 2001 г., согласно нашим данным, в Шап

взвешенная по площади высота фирновой грани

шальском центре оледенения было 140 ледников

цы по данным Каталога составляла 3053 м. Таким

суммарной площадью 19,48 км². За 36-46 лет

образом, с максимума МЛП подъём фирновой

площадь ледников сократилась на 36%. При

 510 

Д.А. Ганюшкин и др.

этом характер сокращения ледников по бас

ное число ледников. Более чётко характеризует

сейнам был во многом обратным предыдущему

произошедшие изменения использование интен

этапу: максимальное относительное сокращение

сивности оледенения. Наибольшее уменьшение

площади ледников имело место в бассейнах рек

этого показателя произошло в смежных райо

Чон-Хем, Чинге-Хем, Шуй. Это связано с исчез

нах бассейнов р. Чон-Хем и левобережных при

новением здесь большого числа каровых ледни

токов р. Шуй (см. рис. 2, в). Заметим, что меха

ков, днища которых располагались на высотах

низмы сокращения ледников в этих двух районах

в среднем около 3100 м. По данным Каталога, в

несколько отличаются: если в бассейне р. Чон-

1955-1965 гг. средневзвешенная высота фирно

Хем шёл распад долинных ледников и основное

вой границы здесь составляла 3105 м, а к 2001 г.

сокращение приходилось на участки леднико

она поднялась до 3135 м.

вых языков, то в бассейне левых притоков р. Шуй

Ухудшение климатических условий суще

исчезло много (37) малых ледников, т.е. основ

ствования ледников и связанный с этим подъём

ная деградация оледенения происходила в при

фирновой границы происходил и в предшеству

гребневой части хребтов. Это отражает изначаль

ющий период, поэтому общее ослабление оледе

но меньшее развитие здесь оледенения на фоне

нения в бассейне р. Чон-Хем был длительным,

более аридных условий. Относительное сокраще

а интервал 1955-2001 гг. лишь знаменует собой

ние ледников было максимальным для участков

его очередной этап. Вероятно, уход средней вы

с наименьшими площадями ледников. Так, все

соты границы питания ледников в пределах бас

районы, оледенение которых полностью исчезло,

сейна на несколько десятков метров выше днищ

в максимум МЛП имели интенсивность оледене

каров при малых размерах ледников и очень не

ния 0,06 км²/км и менее. В 2010-2015 гг. сокра

большом высотном диапазоне их существова

щение ледников ускорилось, что характерно для

ния спровоцировал их бронирование моренным

ледников смежных районов Алтая [8] (рис. 4).

и осыпным материалом и переход в состояние

Участки сокращения ледников после макси

«мёртвого» льда, а также в многолетние снеж

мума МЛП характеризуются сравнительно малой

ники (часто эти процессы совмещаются: идёт

заозёренностью. Обнаружено всего 33 озера сум

омертвение и отделение от бывшей зоны пита

марной площадью 0,22 км², все они относятся

ния, при этом последняя распадается на серию

к бассейну р. Хемчик. При этом площадь круп

снежников). Средняя взвешенная по площади

нейшего из озёр составляет всего 0,04 км². Таким

высота фирновой границы составляла 3081 м,

образом, заозёренность моренных комплек

а общий подъём фирновой границы с 1955-

сов МЛП (отношение площади озёр к площади

1965 гг. - 28 м. В период 2001-2015 гг. сокра

морен) - лишь 0,3%. Отсутствие крупных ледни

щение опять было наибольшим для сниженных

ков приводит к тому, что среди выделенных озёр

участков горных хребтов с преобладанием малых

отсутствуют ледниково-подпрудные озёра, нет

ледников. В целом, площадь оледенения за этот

сейчас и приледниковых озёр. Вероятность ката

период уменьшилась на 28% при 29-метровом

строфических прорывных процессов на террито

подъёме фирновой границы. Именно южные и

рии Шапшальского хребта из-за малых размеров

западные склоны испытали наибольшее относи

ледников и выявленных особенностей озёр сле

тельное сокращение ледников, где в бассейнах

дует признать низкой.

рек Сай-Гоныш, Озун-Оюк, Чулышман, Каргы

Различия в условиях питания ледников

ледники исчезли полностью (см. табл. 5).

между разными районами Шапшальского цен

За весь период с максимума МЛП по 2015 г.

тра оледенения после максимума МЛП не толь

оледенение сократилось в среднем на 85%. Аб

ко сохранились, но и стали более контрастно

солютное сокращение площади ледников было

выраженными: если на крайнем северо-западе

наибольшим в верховьях рек Чон-Хем и Чиндо

территории в бассейне р. Чуль-Ча граница пи

зын (см. табл. 5, рис. 2, в). Однако простое срав

тания поднялась только на 63 м, то на востоке,

нение площадей ледников по районам оледене

в бассейне р. Барлык, её подъём достигал 360 м.

ния недостаточно показательно, поскольку сами

Такой сильный подъём границы питания для

районы неоднородны, имеют разную протяжён

бассейна р. Барлык после максимума МЛП свя

ность несущих оледенение горных гребней и раз

зан с почти полной деградацией здесь ледников,

 511 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 4. Сокращение суммарной площади ледников Шапшальского центра с максимума малого ледникового

периода по 2015 г.

Fig. 4. Reduction of the total glacier area of the Shapshal Center from the Little Ice Age maximum to 2015

причём исчезли низко расположенные каровые

Динамику оледенения Шапшальского центра

ледники, а сохранился ледник плоской верши

мы более детально исследовали на примере лед

ны. Он находится на большей высоте (в насто

ника Муштук (№ 78) - в настоящее время круп

ящее время в высотном диапазоне 3577-3468 м

нейшего (0,90 км²). Были реконструированы его

над ур. моря) на южном пологом склоне горы

контуры по состоянию на максимум МЛП, 1955,

Менхулик (3577,4 м), превышающей на 200-

1989, 2001, 2010, 2016 и 2019 гг. (рис. 5). Анализ

300 м высоту водораздельных гребней в бассей

полученных реконструкций позволяет сделать

не р. Барлык. В максимум МЛП нижняя граница

вывод о сравнительно низких скоростях дегра

ледника опускалась до высоты 3310 м. Исчезнув

дации ледника Муштук. Наиболее высокие ско

шие после максимума МЛП ледники в бассей

рости отступания языка ледника (табл. 6) имели

не р. Барлык были приурочены к более низким

место в последнее десятилетие XX в., после чего

несущим гребням с высотами 3300-3380 м; при

язык отступил на более крутой и затенённый

этом расчётная высота границы питания была в

участок, что вызвало замедление его сокраще

среднем всего на 30-100 м ниже высоты водо

ния. В то же время после 2010 г. сокращается не

раздела. Таким образом, достаточно было со

только язык ледника, но и участки в его сред

всем небольшого повышения границы питания,

ней части и даже в области аккумуляции, что по

чтобы ледники деградировали. За счёт своего

служило причиной ускорения потери ледником

существования в максимум МЛП данные лед

площади в последние годы, несмотря на замед

ники существенно снижали средневзвешенную

ление отступания его языка.

по площади высоту фирновой границы для бас

Результаты расчёта индекса баланса массы,

сейна в целом, их исчезновение резко увеличило

выполненные на основе многолетних данных

«вес» высоко расположенного плосковершин

ГМС Тээли (рис. 6), позволяют выделить отчёт

ного ледника. Таким образом, величина скачко-

ливый негативный тренд, определяющий общее

образного подъёма средневзвешенной фирновой

отступание ледника. На фоне данного трен

границы питания в бассейне р. Барлык не впол

да проявляются три интервала относительного

не отражает реальные изменения границы пита

улучшения условий питания ледника в 1965-

ния. У сохранившегося плосковершинного лед

1972, 1983-1992 и 2004-2011 гг., т.е. в среднем

ника подъём фирновой границы с максимума

через каждые 20 лет. Недостаточное число вре

МЛП по настоящее время составил всего 90 м.

менных срезов, использованных нами для выяв

 512 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 5. Схема гляциогенного комплекса ледника Муштук и его сокращение после максимума малого ледни

кового периода:

1 - реки; 2 - озёра; 3 - изогипсы, проведённые через 50 м; 4 - изогипсы, проведённые через 200 м; 5 - скалы; 6 - осы

пи; 7 - морены позднеголоценовой «исторической» стадии; участки сокращения ледника: 8 - в период с максимума ма

лого ледникового периода по 1955 г.; 9 - в период с 1955 по 2001 г.; 10 - в период с 2001 по 2019 г.; 11 - ледник на 2019 г.;

12 - снежники; 13 - репер, маркирующий край ледника

Fig. 5. Schematic diagram of the glaciogenic complex of the Mushtuk Glacier and its reduction after the Little Ice

Age maximum:

1 - rivers; 2 - lakes; 3 - isohypses drawn through 50 m; 4 - isohypses drawn through 200 m; 5 -rocks; 6 - talus; 7 - moraines of

the late Holocene «historical» stage; areas of glacier reduction: 8 - during the period from the maximum of the Little Ice Age to

1955; 9 - during the period from 1955 to 2001; 10 - in the period from 2001 to 2019; 11 - glacier for 2019; 12 - snow patches; 13 -

benchmark marking the edge of the glacier

ления динамики ледника, не позволяет опреде

предположить вероятность стабилизации кли

лить наличие подобной 20-летней ритмичности

матических условий в исследуемом районе в

в его поведении. Тем не менее, исходя из ко

ближайшие годы. Мы провели расчёты времени

лебаний скоростей сокращения после 1989 г.,

отклика ледника, чтобы спрогнозировать воз

можно предположить, что низкие скорости со

можное время его стабилизации. При расчёте

кращения ледника в 2010-2016 гг. - реакция на

времени отклика максимальная расчётная тол

некоторое увеличение индекса баланса массы

щина ледника составила 74 м при среднем зна

в 2004-2011 гг., а время запаздывания реакции

чении 24 м; среднее значение индекса баланса

фронта ледника на подобные климатические ко

массы, рассчитанное на языке ледника, соста

лебания составляет около 5-6 лет.

вило -1,327 м в.э. в год; само время отклика по

По данным ГМС Тээли, с начала 1990-х по

лучилось равным 8,6 лет. Таким образом, при

начало 2000-х годов средняя летняя температу

гипотетической стабилизации климатических

ра выросла в среднем на 1,5 °С, затем она ста

условий режим ледника может приблизиться к

билизировалась. Подобное изменение летних

стационарному за время, укладывающееся в ди

температур характерно и для ГМС Мугур-Аксы.

апазон рассчитанных по разным формулам зна

Исходя из некоторой приостановки потепле

чений времени отклика, причём более вероят

ния в последние полтора десятилетия, можно

но значение, близкое к девяти годам. Исходя из

 513 

Ледники и ледниковые покровы

жить и приблизительно одинаковое время реак

Таблица 6. Отступание и сокращение площади ледника

Муштук ∆F после максимума МЛП*

ции на изменения климата. По этой же причине

Временнóй

Среднее

само время реакции должно быть сравнительно

Общее

интервал,

отступание

∆F, км²

∆F/год

отступание, м

небольшим и нет основания предполагать, что

годы

в год, м

их отступание началось позже, чем у крупного и

1850-1955

398±11,5

3,8

0,56

0,0053

инерционного Катунского ледника. Конечно, де

1955-1989

363±11,5

10,7

0,79

0,0161

лать выводы на основе данных по одному ледни

1989-2001

160±45

13,3

ку трудно. П.А. Окишев [27, с. 312] на основе ис

2001-2010

72,8±30

8,1

0,11

0,0141

2010-2016

30,0±20

5,0

0,17

0,0283

следования множества ледников Русского Алтая

2016-2019

31,6±15

10,5

0,09

0,03

пришёл к выводу, что «последний стадиальный

гляциальный цикл у каждого из рассмотренных

*Точность определения отступания края ледника для ин

ледников и вообще у каждого конкретного ледни

тервалов 2016-2019 гг. найдена как сумма пространст-

ка развивался с некоторыми отличиями от других,

венного разрешения снимков 2019 г. и точности GPS-

привязки (±5 м).

т.е. полного подобия в деталях процесса не было».

Ещё один важный его вывод: «...всеобщность ста

того, что ледник Муштук - один из крупнейших

дии XVII-XIX вв. и двукратная, в общем равно

в Шапшальском центре, для остального массива

масштабная внутристадиальная подвижка ледни

ледников это время будет ещё более коротким.

ков». Под последним подразумеваются в среднем

примерно одинаковые размеры ледников в перио

ды подвижек начала XVII и середины XIX в.

Дискуссия

Наиболее обоснована попытка увязать мак

симум МЛП на территории Шапшальского цен

В оценках времени кульминации ледников

тра с данными по смежному с районом нашего

МЛП и формирования соответствующей море

исследования массиву Монгун-Тайга. На терри

ны на Алтае нет однозначности. Согласно дан

тории массива Монгун-Тайга были проведены

ным одних авторов [22], время наибольшего на

реконструкции температуры и осадков на осно

ступания ледников соответствовало XVII в., но

ве дендрохронологических данных. Реконструи

большинство исследователей считают, что самое

рованные данные позволили провести расчёты

значительное наступание ледников относит

индекса баланса массы на высоте реконструи

ся к началу [23] или к середине XIX в. [8, 24, 25].

рованной границы питания для долинных лед

Время максимума МЛП на Алтае непосредствен

ников массива. Переход индекса баланса массы

ными наблюдениями не зафиксировано. Первые

в область отрицательных значений произошёл

наблюдения положения края ледника сделаны

около 1845 г.; с учётом инерционности ледников

Ф. Геблером в 1835 г. на Катунском леднике [26].

кульминация ледников массива Монгун-Тайга

В 1835 г. ледник, возможно, ещё наступал. На

была отнесена к десятилетию 1845-1855 гг. [8].

это на основании геоморфологических данных

Для ледников Шапшальского центра оле

указывал П.А. Окишев [27], причём, по его мне

денения период середины XIX в. мы примем за

нию, это наступление закончилось уже в ближай

время кульминации МЛП, а условный год на

шие после этого годы, т.е. во второй половине

чала отступания ледников для расчёта ско

1830-х годов. В 1880 г. при посещении ледника

ростей их сокращения будет 1850 г. Согласно

Н.М. Ядринцевым ледник уже отступил от своего

единственной известной к настоящему време

положения в 1835 г. на 350-380 м [26], а к 1895 г.

ни реконструкции ледников максимума МЛП

край ледника отстоял от него на 384 м [27]. Таким

Шапшальского центра оледенения [5], их пло

образом, по крайней мере, для ледника Гебле

щадь составляла 20,77 км². Как уже отмечалось,

ра известно, что его последнее наступание в ходе

работа Е.Д. Донченко не охватывает полностью

МЛП закончилось в интервале 1835-1880 гг.,

весь район нашего исследования, кроме того, он

причём вероятнее всего около 1835 г.

не проводил реконструкцию исчезнувших лед

За счёт малых размеров ледников Шапшаль

ников. Тем не менее, возможно сопоставление

ского центра их различия между собой по длине

результатов для тех районов, которые затронуты

и площади невелики, поэтому можно предполо

его реконструкцией. В качестве примера возьмём

 514 

Д.А. Ганюшкин и др.

Рис. 6. Изменения индекса баланса массы на уровне границы питания ледника Муштук

Fig. 6. Changes in the mass balance index at the Equilibrium line altitude of the Mushtuk Glacier

верховья бассейна р. Чон-Хем (в нижней части

менее чем вдвое. По территории Русского Алтая

бассейна реконструкции Е.Д. Донченко не про

известны оценки депрессии фирновой границы

водились). Для этой территории в реконструк

для наиболее крупных долинных ледников в ин

ции Е.Д. Донченко для максимума МЛП было

тервале 65-75 м [27]. Столь большие отличия от

выделено пять ледников суммарной площадью

нашей оценки для Шапшальского центра оле

5,48 км². Нами для этой же территории рекон

денения объясняются большей устойчивостью

струировано 18 ледников суммарной площадью

крупных долинных ледников к изменениям кли

10,48 км². В целом, даже для тех ледников, по

мата по сравнению с малыми ледниками. Сле

которым есть реконструкции Донченко, наши

дует также учитывать и разные методы расчёта:

оценки площади несколько выше. Вероятно, это

П.А. Окишев использовал формулу Л.А. Варда

связано с разным исходным материалом: при ра

нянца. Сокращение площадей ледников после

боте с аэрофотоснимками неизбежны искажения

максимума МЛП П.А. Окишев оценивал сле

площадей, кроме того, нет возможности исполь

дующим образом: 8,6% у долинных ледников;

зовать мультиспектральное изображение.

20,6% у карово-долинных; 34,4% у малых ледни

Восстановленные Е.Д. Донченко величи

ковых форм. Последняя оценка вполне сопоста

ны депрессии границы питания составляют

вима с нашими данными, поскольку оледенение

30-50 м. Это существенно меньше по сравнению

Шапшальского центра представлено малыми

с нашей реконструкцией, но прямое сравнение

ледниками. Однако учтём, что для оценки со

данных величин с нашими результатами опять-

временного состояния ледников П.А. Окишев

таки невозможно по тем же причинам - непол

приводил площади ледников по состоянию на

ному охвату территории и неучёту исчезнувших

1980 г. В последние 40 лет, тем не менее, площа

ледников. Кроме того, Е.Д. Донченко рассчи

ди ледников сильно сократились.

тывал депрессию фирновой границы относи

Рассмотрение реконструкций ледников МЛП

тельно 1955 г., когда оледенение Шапшальского

для отдельных узлов оледенения Алтая даёт до

центра превышало современное по площади не

статочно пёструю картину. Ближайший к Шап

 515 

Ледники и ледниковые покровы

шальскому центру оледенения - массив Мон

вания формулы GlabTop была оценена примерно

гун-Тайга. По нашей оценке, сделанной для всей

в 20 м; по результатам георадарных исследований

территории этого массива, ледники с максимума

средняя толщина также составила около 20 м [34],

МЛП по 1995 г. уменьшились на 49,9% при подъ

что близко к результатам наших расчётов для лед

ёме фирновой границы на 135 м [28]. Оледенение

ника Муштук. Радиолокационные исследования

хр. Чихачева, расположенного примерно в 70 км

толщины ледников, проведённые С.А. Никити

южнее Шапшальского центра, в период с макси

ным на Центральном Алтае [35], показали, что при

мума МЛП по 2011 г. сократилось на 56%. Смеж

средней толщине в диапазоне 40-90 м максималь

ные с ним массивы Монгун-Тайга Малая и Тал

ная толщина ледников составила 76-235 м. Наши

дуайр испытали за тот же период сокращение на

оценки максимальной толщины ледника Муш

74 и 61% соответственно [8]. Площадь ледников

тук меньше, чем для близких по размеру ледников

крупнейшего центра оледенения Алтая - Таван-

Центрального Алтая в 1,1-1,6 раз, что, с учётом

Богдо-Ола уменьшилась с максимума МЛП по

разности ороклиматических условий существова

2010 г. на 43% [29]. Площадь ледников Белухи в

ния ледников и различия в использованных мето

период с максимума МЛП по 2003 г. сократилась

дах, можно считать приемлемой величиной.

на 14,1% [30]. Для расположенных на территории

Использованный нами подход к расчёту вре

Монголии (примерно к 130 км к югу от района

мени отклика ледника сравнительно прост для

нашего исследования) горных массивов Тургени-

выполнения вычислений, но существует значи

Нуру и Хархира было установлено сокращение

тельное разнообразие методов определения дан

площади ледников с максимума МЛП по 1991 г.

ной характеристики. Время отклика по форму

на 56 и 31% при подъёме фирновой границы на 81

ле (3) оценено для пяти ледников Внутреннего

и 76 м соответственно [31]. На территории распо

Тянь-Шаня в интервале 152-247 лет [36]. Такое

ложенного ещё южнее хр. Цамбагарав ледники к

большое отличие от наших результатов не вызы

2015 г. потеряли 47% площади [32].

вает вопросов, если учесть, что ледники, по ко

Закономерности сокращения ледников арид

торым проведены расчёты, в 6-30 раз крупнее

ной части Алтая после максимума МЛП рас

ледника Муштук по площади и имеют бόльшую

смотрены в работе [8]. В целом прослеживается

толщину. В работе [37] время отклика долинного

тенденция к росту относительного сокращения

ледника AX010 в Гималаях длиной 1,57 км, пло

площади ледников с уменьшением первоначаль

щадью 0,57 км и максимальной толщиной 86 м

ной средней их площади, т.е. наибольшему сокра

было оценено разными методами, в том числе

щению подверглись центры оледенения с преоб

и по формуле (3). Полученные результаты варь-

ладанием малых ледников. Сокращение ледников

ировали в диапазоне от 29, по формуле (3), до

Шапшальского центра оледенения вполне укла

212 лет. Это показывает, что надёжность получен

дывается в данную закономерность. Оценки

ных нами результатов достаточно трудно объек

подъёма фирновой границы для разных центров

тивно оценить без дополнительных проверочных

оледенения аридной части Алтая варьируют в ди

вычислений другими методами и без надёжного

апазоне 15-130 м. Таким образом, реконструиро

обоснования выбора наиболее предпочтитель

ванная нами величина 117 м располагается вблизи

ного для данного района метода. Поэтому наши

верхней границы данного интервала.

оценки времени отклика ледника Муштук можно

Для современного этапа сокращения ледни

расценивать как первую попытку сделать это для

ков в этом регионе характерно ускорение отступа

рассматриваемого района. Отметим, что данный

ния крупных ледников до 20-60 м/год в последнее

вопрос требует отдельного исследования.

десятилетие [29, 33]; при этом фронты малых лед

ников отступают главным образом со скоростью

менее 10 м/год [33]. Реконструированные нами

Выводы

скорости сокращения ледника Муштук можно

считать характерными для малых ледников реги

1. Впервые реконструировано оледенение

она. Для карового ледника Перетолчина площа

всего Шапшальского центра в период максиму

дью 0,34 км² (массив Мунку-Сардык, Восточный

ма МЛП. Выявленное сокращение суммарной

Саян) средняя толщина ледника путём использо

площади ледников на 87% превышает сокраще

 516 

Д.А. Ганюшкин и др.

ние для прочих центров оледенения Алтая. При

3. Проведены расчёты индекса баланса

чины этого - преобладание в его пределах малых

массы ледника Муштук, а также его толщины

ледников и дисперсность оледенения. Скорости

вдоль осевой линии. Установлено резкое сни

сокращения площади ледников были наимень

жение значений индекса баланса массы в 1990-е

шими в 1955-2001 гг., а в период 2001-2015 гг.

годы и стабилизация значений на низком уровне

сокращение ускорилось.

с начала 2000-х годов. На основе расчётов полу

2. Реконструировано сокращение крупней

чена оценка времени отклика ледника на изме

шего ледника Шапшальского центра оледенения

нения климата, составившая около 9 лет.

(Муштук) по шести временным срезам. Наиболее

высокие скорости отступания ледника (13,3 м/

Благодарности. Исследование проведено при

год) отмечены в 1989-2001 гг. В 2001-2016 гг.

поддержке Российского Фонда Фундаменталь

скорости отступания ледника снизились в сред

ных исследований, проект № 19-05-00535 А

нем в 2 раза, вероятно, за счёт выхода края лед

«Природные катастрофы и трансформация

ника на более крутой и затенённый участок. При

ландшафтов юго-восточного Алтая и северо-за

сравнительно низких скоростях отступания края

падной Монголии в период с максимума послед

ледника отмечено ускорение потери им площади.

него оледенения».

Изменения скорости сокращения площади лед

Acknowledgments. The study was supported by the

ника не вполне синхронны изменениям скоро

Russian Foundation for Basic Research, project

сти его отступания; отмечено ускорение потери

№ 19-05-00535 А «Natural disasters and landscape

площади (10% сокращения ледника в интервале

transformation of southeastern Altai and northwest

2016-2019 гг. благодаря сокращению участков,

ern Mongolia during the period from the maximum

расположенных выше ледникового языка).

of the last glaciation».

Литература

References

1. Каталог ледников СССР. Т. 16. Ангаро-Ени

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

сейский район. Вып. 1. Енисей. Ч. 4. Бассейн

Is. 1. Pt. 4. Leningrad: Hydrometeoizdat, 1973: 40-63.

р. Кемчика. Л.: Гидрометеоиздат, 1973. С. 40-63.

[In Russian].

2. Скорняков В.А. Распределение средних многолет

2. Skornyakov V.A. Distribution of average long-term run

них модулей стока в бассейне верхнего Енисея //

off modules in the Upper Yenisei basin. Meteorologiya i

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

gidrologiya. Meteorology and Hydrology. 1957, 8: 43-

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

44. [In Russian].

ка поля годовых сумм осадков в Горном Алтае

3. Sevast’yanov V.V., Shantykova L.N. Characteristics of

по гляциоклиматическим показателям // Вестн.

annual precipitation field in the Mountain Altai ac

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

cording to glaciological parameters. Vestnik TGU. Her

4. Михайлов Н.И. Современное оледенение Шап

ald of the Tomsk State University. 2001, 274: 63-68.

шальского хребта (Восточный Алтай) // Изв. АН

[In Russian].

СССР. Сер. геогр. 1961. № 3. С. 67-78.

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

5. Донченко Е.Д. Оледенение Шапшальского хребта

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

и его динамика в историческое время (по резуль

graphicheskaya. Bulletin of the Russian Academy of

татам аэрофотосъемки) // Гляциология Алтая.

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

1962. № II. С. 146-172.

5. Donchenko E.D. Glaciation of the Shapshalsky Range

6. Ганюшкин Д.А., Конькова О.С., Чистяков К.В.,

and its dynamics in historical time (based on aerial

Екайкин А.А., Волков И.В., Банцев Д.В., Тере-

photography results). Glyatsiologiya Altaya. Glaciology

хов А.В., Кунаева Е.П., Курочкин Ю.Н. Состояние

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

Шапшальского центра оледенения (Восточный

6. Ganyushkin D.A., Konkova O.S., Chistyakov K.V.,

Алтай) в 2015 году // Лёд и Снег. 2021. Т. 61. № 1.

Ekaykin A.A., Volkov I.V., Bantcev D.V., Terekhov A.V.,

C. 38-57.

Kunaeva E.P., Kurochkin Y.N. The state of the Shap

7. Earth Resources Observation and Science (EROS)

shalsky glacierization center (Eastern Altai) in 2015. Led

Center [Электронный ресурс]. URL: https://www.

i Sneg. Ice and Snow. 2021, 61 (1): 38-57. [In Russian].

usgs.gov/centers/eros/science/usgs-eros-archive-dig

7. Earth Resources Observation and Science (EROS) Center

ital-elevation-shuttle-radar-topography-mission-

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

 517 

Ледники и ледниковые покровы

srtm-1-arc?qt-science_center_objects=0#qt-science_

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

center_objects. Дата обращения: 03.04.2018 г.

radar-topography-mission-srtm-1-arc?qt-science_cen

8. Ganiushkin D., Chistyakov K., Kunaeva E. Fluctuation

ter_objects=0#qt-science_center_objects (Retrieved

of glaciers in the southeast Russian Altai and north

03.04.2018).

west Mongolia Mountains since the Little Ice Age

8. Ganiushkin D., Chistyakov K., Kunaeva E. Fluctuation

maximum // Environmental Earth Sciences. 2015.

of glaciers in the southeast Russian Altai and northwest

V. 74. № 3. P. 1883-1904.

Mongolia Mountains since the Little Ice Age maxi

9. Chistyakov K.V., Ganiushkin D.A. Glaciation and Ther

mum. Environmental Earth Sciences. 2015, 74 (3):

mokarst Phenomena and Natural Disasters in the

1883-1904.

Mountains of North-West Inner Asia // Environ

9. Chistyakov K.V., Ganiushkin D.A. Glaciation and Thermo

mental Security of the European Cross-Border En

karst Phenomena and Natural Disasters in the Mountains

ergy Supply Infrastructure / Eds.: Culshaw M.G.,

of North-West Inner Asia. Еds.: Culshaw M., Osipov V.,

Osipov V., Booth S., Victorov A. Dordrecht: Springer

Booth S., Victorov A. Environmental Security of the

Netherlands, 2015. P. 207-218.

European Cross-Border Energy Supply Infrastructure.

10. Ganyushkin D.A., Kunaeva E.P., Chistyakov K.V.,

NATO Science for Peace and Security Series C: Environ

Volkov I.V. Interpretation of Glaciogenic Complexes

mental Security. Springer, Dordrecht, 2015: 207-218.

From Satellite Images of the Mongun-Taiga Moun

10. Ganyushkin D.A., Kunaeva E.P., Chistyakov K.V.,

tain Range // Geography and Natural Resources.

Volkov I.V. Interpretation of glaciogenic complexes

2018. V. 39. № 1. P. 63-72.

from satellite image of the Mongun-Taiga mountain

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

range. Geografiya i Prirodnye Resursy. Geography and

glacier retreat since the Little Ice Age in SE Tibet by

Natural Resources. 2018, 39 (1): 63-72.

glacier mapping and equilibrium line altitude calcula

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

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

glacier retreat since the Little Ice Age in SE Tibet by

12. Kurowsky L. Die Hohe der Schnee Grenze mit beson

glacier mapping and equilibrium line altitude calcula

derer Berucksichtigung der Finsteraargorngruppe //

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

Pencks Geogr. Abhandlungen. 1891. Т. 5. C. 115-

12. Kurowsky L. Die Hōhe der Schneegrenze mit beson

160. [In German].

derer Berucksichtigung der Finsteraargorngruppe.

13. Глазырин Г.Е. Распределение и режим горных

PencksGeogr. Abhandlungen. 1891, 5: 115-160.

ледников. СПб: Гидрометеоиздат, 1985. 181 с.

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

14. Чистяков К.В., Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г.,

Distribution and regime of mountain glaciers. Lenin

Зелепукина Е.С., Амосов М.И., Волков И.В., Гле-

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

бова А.Б., Гузель Н.И.., Журавлев С.А., Прудни-

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

кова Т.Н., Пряхина Г.В. Горный массив Мон

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

гун-Тайга / Под ред. К.В. Чистякова. СПб: Арт-

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

Экспресс, 2012. 310 с.

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

15. Ганюшкин Д.А., Чистяков К.В., Буева М.В. Из

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

менчивость высотного положения фирновой

310 p. [In Russian].

линии на ледниках Алтае-Саянской горной стра

15. Ganyushkin D.A, Chistyakov K.V., Bueva M.V. Variabil

ны и ее связь с климатическими параметрами //

ity of the altitudinal position of firn line on the glacier

Изв. РГО. 2013. Т. 145. № 4. C. 45-53.

sof Altai-Sayan mountain region and its connection

16. Кренке А.Н .Массообмен в ледниковых системах

with climatic parameters. Izvestiya Russkogo Geogra-

на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1982.

ficheskogo Obschestva. Bulletin of the Russian Geo

288 с.

graphical Society. 2013, 145 (4): 45-53. [In Russian].

17. Johannesson T., Raymond C.F., Waddington E.D. A

16. Krenke A.N. Massoobmen v lednikovyh sistemah na ter-

simple method for determining the response time

ritorii SSSR. Mass exchange in glacier systems on the

of glaciers // Glacier Fluctuations and Climatic

USSR territory. Leningrad: Hydrometeoizdat, 1982:

Change / Еd. J. Oerlemans. Glaciology and Quater

288 р. [In Russian].

nary Geology book series (GQGE, V. 6). Dordrecht:

17. Johannesson T., Raymond C.F., Waddington E.D. A sim

Springer, 1989. P. 343-352.

ple method for determining the response time of gla

18. Raper S.C.B., Braithwaite R.J. Glacier volume re

ciers. Glaciology and Quaternary Geology book series

sponse time and its links to climate and topography

(GQGE, V. 6). Dordrecht: Springer, 1989: 343-352.

based on a conceptual model of glacier hypsometry //

18. Raper S.C.B., Braithwaite R.J. Glacier volume response

Cryosphere. 2009. V. 3. № 2. P. 183-194.

time and its links to climate and topography based on a

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

conceptual model of glacier hypsometry. Cryosphere.

raphy from glacier outlines, central branch lines, and

2009, 3 (2): 183-194.

 518 

Д.А. Ганюшкин и др.

a DEM // Intern. Journal of Geographical Informa

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

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

raphy from glacier outlines, central branch lines, and

20. Paterson W.S.B. The physics of glaciers. 3rd edition.

a DEM. Intern. Journ. of Geographical Information

Oxford: Elsevier Science, 1994. 480 p.

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

21. Maisch M., Haeberli W. Interpretation geometri

20. Paterson W.S.B. The physics of glaciers. Oxford: Else

scher Parameter von Spät glazial gletschern im Ge

vier Science,1994: 480 p.

biet Mittelbünden, Schweizer Alpen // Beiträge zur

21. Maisch M., Haeberli W. Interpretation geometrischer

Quartär forschung in der Schweiz. Zürich, Switzer

Parameter von Spätglazialgletschern im Gebiet Mittel

land: Schriftenr. Phys. Geogr. Univ. Zürich, 1982.

bünden, Schweizer Alpen Zürich, Switzerland: Schrift

P. 111-126.

enr. Phys. Geogr. Univ. Zürich., 1982: 111-126.

22. Ивановский Л.Н., Панычев В.А. Развитие и воз

22. Ivanovskii L.N., Panychev V.A. The Development and

раст конечных морен XVII-XIX вв. ледников

Age of Terminal Moraines of the XVII-XIX Centu

АК-Туру на Алтае // Процессы современного

ries of Aktru Glaciers, Altai. Protsessy sovremennogo

рельефообразования в Сибири. Иркутск: Ин-т

rel'efoobrazovaniya v Sibiri. Present Relief Formation

географии Сибири и Дальнего Востока, 1978.

Processes in Siberia. Irkutsk: In-t geografii Sibiri i

C. 127-138.

Dal'nego Vostoka, 1978: 127-138. [In Russian].

23. Назаров А.Н., Мыглан В.С., Орлова Л.А., Овчин-

23. Nazarov A.N., Myglan V.S., Orlova L.A., Ovchinnikov I.Y.

ников И.Ю. Активность ледника Малый Актру

Activity of Maly Aktru Glacier (Сentral Altai) and changes

(Центральный Алтай) и изменения границы леса

tree line fluctuations in its basin for a historical period. Led

в бассейне Актру за исторический период // Лёд

i Sneg. Ice and Snow. 2016, 56 (1): 103-118. [In Russian].

и Снег. 2016. Т. 56. № 1. C. 103-118.

24. Adamenko M.F., Syubaev A.A. Climate dynamics in the ter

24. Адаменко М.Ф., Сюбаев А.А. Динамика климата

ritory of Mountain Altai in the XV-XX centuries on the

на территории Горного Алтая в XV-XX веках по

basis of dendrochronological analysis. Voprosy gornoj glya-

данным дендрохронологии // Вопросы горной

ciologii. Questions of mountain glossiology. Tomsk: TSU,

гляциологии. Томск: Изд-во Томского гос. ун-та,

1977: 196-202. [In Russian].

1977. C. 196-202.

25. Agatova A.R., Nazarov A.N., Nepop R.K., Rodnight H.

Holocene glacier fluctuations and climate changes in

the southeastern part of the Russian Altai (South Si

beria) based on a radiocarbon chronology. Quaternary

beria) based on a radiocarbon chronology // Quater

Science Reviews. 2012, 43: 74-93.

nary Science Reviews. 2012. V. 43. P. 74-93.

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

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

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

графгиз, 1949. 373 с.

[In Russian].

27. Окишев П.А. Рельеф и оледенение Русского

27. Okishev P.A. Reljef i oledenenie Russkogo Altaja. Re

Алтая. Томск: Изд-во Томского ун-та, 2011. 382 с.

lief and glaciation of the Russian Altai. Tomsk: Tomsk

28. Ганюшкин Д.А., Москаленко И.Г., Селивер-

University Press, 2011: 382 p. [In Russian].

стов Ю.П. Оледенение массива Монгун-Тай

28. Ganyushkin D.A., Moskalenko I.G., Seliverstov Yu.P.

га (Внутренняя Азия) в максимум малой ледни

The glaciation of Mongun-Taiga massif OJIE (Inner

ковой эпохи и его эволюция // Вестн. СПбГУ.

Asia) in maximum of little glacial epoch and its evolu

Сер. 7. Геология, география. 1998. № 4 (28).

tion. Vest. SPbGU. Ser. 7. Geologiya, geografiya. Herald

C. 27-37.

of the St. Petersburg University. Ser. 7. Geology, Geo-

29. Ganyushkin D., Chistyakov K., Volkov I., Bantcev D.,

graphy. 1998, 4 (28): 27-37. [In Russian].

Kunaeva E., Andreeva T., Terekhov A., Otgonbayar D.

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

Present glaciers of Tavan Bogd massif in the Altai

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

Mountains, Central Asia, and their changes since the

Otgonbayar D. Present Glaciers of Tavan Bogd Massif in

Little Ice Age // Geosciences. 2018. V. 8. № 11. 35 p.

the Altai Mountains, Central Asia, and Their Changes

30. Нарожный Ю.К., Никитин С.А., Бородавко П.С.

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

Ледники горного узла Белухи (Алтай): мас

30. Narozhny Yu.K., Nikitin S.A., Borodavko P.S. Glaciers

сообмен, динамика и распределение запасов

of Belukha Massif (Altai): Mass balance, dynamics

льда // Материалы гляциол. исследований. 2006.

and distribution of ice. Materialy Glyatsiologicheskikh

Вып. 101. C. 117-127.

Issledovaniy. Data of Glaciological Studies. 2006, 101:

31. Lehmkuhl F. Holocene glaciers in the Mongolian

117-127. [In Russian].

Altai: An example from the Turgen-Kharkhiraa

31. Lehmkuhl F. Holocene glaciers in the Mongolian Altai:

Mountains // Journ. of Asian Earth Sciences. 2012.

An example from the Turgen-Kharkhiraa Mountains.

V. 52. P. 12-20.

Journ. of Asian Earth Sciences. 2012, 52: 12-20.

 519 

Ледники и ледниковые покровы

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

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

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

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

хребта Цамбагарав (Северо-Западная Монголия)

Tsambagarav ridge (North-Western Mongolia) and its

и его изменение с максимума Малого ледникового

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

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

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

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

cev D.V., Kunaeva E.P., Terekhov A.V. Present glaciers

and their dynamics in the arid parts of the Altai moun

tains // Geosciences (Switzerland). 2017. V. 7 (4): 117.

tains. Geosciences (Switzerland). 2017, 7 (4): 117.

34. Китов А.Д., Иванов Е.Н., Плюснин В.М., Глад-

34. Kitov A.D., Ivanov E.N., Plyusnin V.M., Gladkov A.S.,

ков А.С., Лунина О.В., Серебряков Е.В., Афонь-

Lunina O.V., Serebryakov E.V., Afon’kin A.M. Geora

кин А.М. Георадиолокационные исследования

dar Investigations of the Peretolchin Glacier (Southern

ледника Перетолчина (Южная Сибирь) // Гео

Siberia). Geografiya i prirodnye resursy. Geography and

графия и прир. ресурсы. 2018. № 1. С. 158-166.

Natural Resources. 2018, 39 (1): 56-63.

35. Никитин С.А., Веснин А.В., Осипов А.В., Иглов-

35. Nikitin S.A., Vesnin A.V., Osipov A.V., Iglovskaya N.V.

ская Н.В. Результаты радиозондирования лед

Radiosounding Results of Central Altai Glaciers (the

ников Центрального Алтая (Северо-Чуйский и

North Chuysky and the South Chuysky ranges). Mate-

Южно-Чуйский хребты) // Материалы гляциоло

rialy Glyatsiologicheskikh Issledovaniy. Data of Glacio

гических исследований. 2000. № 88. C. 145-149.

logical Studies. 2000, 88: 145-149. [In Russian].

36. Кутузов С.С. Изменение ледников внутреннего

36. Kutuzov S.S. Izmenenie lednikov vnutrennego Tyan'-

Тянь-Шаня за последние 150 лет : Автореф. дис.

Shanya za poslednie 150 let.  Glaciers changes in the

на соиск. учен. степ. канд. геогр. наук.  М.: Ин-т

Interior Tien Shan over the past 150 years. PhD-tesis.

географии РАН, 2009. 24 с.

Мoscow: Institute of Geography, Russian Academy of

37. Adhikari S., Marshall S.J., Huybrechts P. A compar

Sciences, 2009: 24 p. [In Russian].

ison of different methods of evaluating glacier re

37. Adhikari S., Marshall S.J., Huybrechts P. A comparison

sponse characteristics: application to glacier AX010,

of different methods of evaluating glacier response char

Nepal Himalaya // The Cryosphere. Discussions.

acteristics: application to glacier AX010, Nepal Himala

2009.V. 3. № 3. P. 765-804.

ya. The Cryosphere. Discussions. 2009, 3 (3): 765-804.

 520 