BookPDF Available

Ледники и климат Эльбруса

November 2020

November 2020

Authors:

Vladimir Mikhalenko

Institute of Geography

Maria Aleshina

Russian Academy of Sciences

Show all 10 authorsHide

Content uploaded by G. Nosenko

Content may be subject to copyright.

Содержание

Введение ............................................................................................................11

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса

Глава 1. Общая климатическая характеристика

Обеспеченность метеорологическими данными ..................................21

Метеорологические измерения в районе Эльбруса .....................21

Использование данных реанализа для восстановления

метеорологического режима ................................................................31

Общий анализ условий атмосферной циркуляции ............................35

Средний многолетний режим атмосферной циркуляции .........35

Типичные синоптические процессы, определяющие

метеорологические условия .................................................................38

Основные климатические характеристики в районе Эльбруса ......43

Сезонный ход температуры и осадков..............................................43

Эмпирические функции распределения температуры

и осадков .....................................................................................................45

Средний многолетний ветровой режим ...........................................49

Глава 2. Особенности метеорологического режима

Общая характеристика изменчивости

метеорологических величин .......................................................................53

Пространственная изменчивость метеорологических величин .....60

Анализ временной изменчивости метеорологических рядов ..........63

Мезомасштабные эффекты циркуляции ................................................68

Понятие подветренной бури ................................................................68

Методика выявления подветренных бурь ......................................71

Порывистость ветра и метелевый перенос

при подветренных бурях и боковом обтекании ............................78

Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса

в зоне абляции и аккумуляции

Методика оценки компонентов теплового баланса ............................82

Уравнение теплового баланса и его упрощение ............................82

УДК 556.124.4(470.6)

ББК 26.222.8

Л 39

Издание подготовлено при поддержке Российского научного фонда

по проекту № 17-17-01270

Утверждено к печати Ученым советом Института географии РАН

Ответственный редактор

В. Н. Михаленко

Рецензенты:

член-корреспондент РАН, доктор физико-математических наук В. А. Семенов

доктор географических наук, профессор В. В. Рогов

Л 39 Ледники и климат Эльбруса. — М.; СПб.: Нестор-История, 2020. — 372 с.

ISBN 978-5-4469-1671-9

В результате исследований последних лет на Эльбрусе были получе-

ны принципиально новые результаты в области изучения метеорологиче-

ского режима, баланса массы ледников, изменчивости климата и природ-

ной среды по данным ледниковых кернов. Используя данные космических

съемок, наземных и воздушных радиолокационных измерений, было оце-

нено изменение площади, толщины и объема ледников. Многолетние ис-

следования баланса массы ледника Гарабаши показали, что в настоящее

время происходит самое быстрое сокращение оледенения за последние

130 лет, что от ражает значительное повышение летней температуры возд у-

ха (0,5–0,7 °C за 30 лет) при почти неизменном количестве осадков и уве-

личении приходящей коротковолновой солнечной радиации с 1980-х гг.

Важные результаты были получены при изучении кернов льда с Западного

плато Эльбруса. Они содержат данные об изменчивости изотопного соста-

ва ледникового льда, основных ионов химических соединений, содержа-

нии несгоревшего углерода и нерастворимых примесей. Радиоуглеродная

датировка придонных слоев льда показа ла, что максимальный возраст

ледниковой толщи может достигать 2 тыс. лет. Анализируя температур-

ный профиль, измеренный в леднике, была выполнена реконструкция тем-

пературы деятельного слоя. Приводятся результаты исследований на Вос-

точной верши не Эльбруса, где выполнен ы измере ния тем перату ры возд уха

и поверхности и обнаружены несколько видов мхов и печеночников.

Монография хорошо иллюстрирована фотографиями и рисунками,

содержит обширный список литературы. Она будет интересна не только

специалистам, но и аспирантам и студентам.

УДК 556.124.4(470.6)

ББК 26.222.8

978-5-4469-1671-9

4 5

Выбор метода расчета потоков явного и скрытого тепла ..........85

Особенности радиационного режима ледников ..................................89

Компоненты радиационного баланса по данным измерений

в летний сезон ...........................................................................................89

Компоненты радиационного баланса по данным измерений

в зимний сезон ..........................................................................................95

Оценки длинноволновой нисходящей радиации по данным

о температуре воздуха и влагосодержании .................................. 100

Пространственная изменчивость приходящей

коротковолновой радиации ............................................................... 103

Тепловой баланс ледников ....................................................................... 106

Особенности теплового баланса в зоне абляции .......................106

Особенности теплового баланса в зоне аккумуляции .............113

Глава 4. Оледенение Кавказа и современное

глобальное потепление

Тенденции современных изменений ледников Кавказа ................ 118

Изменения температурно-влажностного режима ............................ 121

Вариации радиационного режима и их причины ............................. 127

Изменение режима атмосферной циркуляции как основная

причина деградации ледников ................................................................ 131

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса

Глава 1. Толщина ледников и запасы льда

на Эльбрусе

Радиолокационные измерения толщины ледников ........................ 141

Обработка данных аэрорадиозондирования ...................................... 146

Оценка погрешностей ................................................................................. 148

Погрешности определения толщины льда ................................... 148

Погрешность интерполяции данных радиозондирования ..... 149

Толщина льда и объем ледников ............................................................ 150

Обсуждение результатов и сравнение с моделями .......................... 154

Подледный рельеф Эльбруса. Подледниковые озера ..................... 156

Рельеф подледного ложа ........................................................................... 157

Методика поиска участков переуглубленного ложа ....................... 160

Результаты ...................................................................................................... 161

Глава 2. Изменение объема ледников

Методы исследования ................................................................................ 167

Исключение аномальных значений и расчет изменений

массы ледника ............................................................................................... 172

Контуры ледников ....................................................................................... 174

Оценка погрешностей ................................................................................. 174

Результаты ...................................................................................................... 177

Изменение площади ............................................................................. 177

Изменение высоты поверхности и объема ледников ............... 177

Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Методика исследований ............................................................................ 187

Метеорологические условия в Приэльбрусье ................................... 190

Первый период наблюдений, 1982–1997 гг. ....................................... 196

Аккумуляция .......................................................................................... 196

Абляция .................................................................................................... 200

Второй период наблюдений, 1998–2017 гг. ........................................ 203

Обсуждение .................................................................................................... 207

Часть III. «Память» ледников Эльбруса

Глава 1. Экспериментальные исследования

кернов льда

Бурение ледников. Получение кернов ................................................. 217

Методы анализа керна и выделение годовых горизонтов ............. 222

Стратиграфия и плотность ................................................................ 222

Компьютерная томография ледникового керна ........................ 224

Химические анализы ........................................................................... 227

Выделение годовых горизонтов ....................................................... 228

Датирование льда .................................................................................. 230

Глава 2. Изотопный состав кислорода и водорода

в кернах льда

Формирование изотопного сигнала ...................................................... 238

Влияние постдепозиционных эффектов на изотопный состав

снега и льда ..................................................................................................... 242

Формирование изотопного сигнала на Восточной

вершине Эльбруса........................................................................................ 242

Глава 3. Изменчивость несгоревшего углерода .............................. 245

Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли

по данным ледникового керна Эльбруса ........................................... 254

Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы ........................... 270

Глава 6. Температурный режим ледников

Фактические данные о температуре льда ............................................ 280

Реконструкция температуры деятельного слоя ледника

на Западном плато Эльбруса за 1930–2008 гг. .................................. 282

Материалы и методы .................................................................................. 284

Метод реконструкции температуры

поверхности ледника ........................................................................... 284

Реконструкция температуры поверхности ледника ........................ 287

Глава 7. Фумарольное поле на Восточной

вершине Эльбруса

Температура грунта ..................................................................................... 298

Измерения температуры воздуха ........................................................... 299

Растительный покров ................................................................................. 300

Заключение ................................................................................................... 307

Summary .......................................................................................................... 318

Литература ..................................................................................................... 328

Об авторах ..................................................................................................... 358

Contents

Introduction.......................................................................................................11

Part I. Climatic conditions of the Elbrus region

Chapter 1. Basic climatic characteristic

Availability of the meteorological data ........................................................21

Meteorological measurements in the Elbrus area ..............................21

Reanalysis data application for reconstruction

of the meteorological conditions ............................................................31

Analysis of atmospheric circulation conditions .........................................35

Long-term average atmospheric circulation patterns .......................35

Typical synoptic processes .......................................................................38

Basic climatic characteristics in the Elbrus region ...................................43

Seasonal temperature and precipitation ..............................................43

Empirical distribution functions of temperature

and precipitation ........................................................................................45

Average long-term wind regime .............................................................49

Chapter 2. Meteorological regime patterns

General characteristic of variability of meteorological components ...53

Spatial variability of meteorological components ....................................60

Analysis of the temporal variability of meteorological time series .......63

Mesoscale circulation eﬀects ..........................................................................68

Downslope windstorm concept ..............................................................68

Methods of downslope windstorm identiﬁcation ..............................71

Gustiness and snow drift transport during downslope

windstorm and streamline ﬂow ..............................................................78

Chapter 3. The heat budget of the Elbrus glaciers

in the ablation and accumulation zones

Methods of heat budget assessment .............................................................82

The heat budget equation and its simpliﬁcation ................................82

The choice of method for calculating sensible

and latent heat ﬂuxes ................................................................................85

8 9

Glacier radiation regime ..................................................................................89

Radiation budget components measured in summer season ...........89

Radiation budget components measured in winter season .............95

Estimates of long-wave radiation from air temperature

and moisture data .................................................................................... 100

Spatial variability of incoming shortwave radiation ...................... 103

Heat budget of the glaciers .......................................................................... 106

Heat budget in the ablation zone ........................................................ 106

Heat budget in the accumulation zone .............................................. 113

Chapter 4. Contemporary glaciation of the Caucasus

and recent global warming

The tendency current changes of glaciers in the Caucasus ................. 118

Variation of temperature and humidity .................................................... 121

Radiation budget change and its mechanisms ........................................ 127

Atmospheric circulation change as a main course of deglaciation ..... 131

Part II. Contemporary glaciation of the Mt. Elbrus

Chapter 1. Ice thickness and volume

Radar measurements of ice thickness ........................................................ 141

Airborne radar data processing ................................................................... 146

Error assessment ............................................................................................. 148

Mass balance uncertainty ..................................................................... 148

Interpolation error .................................................................................. 149

Glacier ice thickness and volume ............................................................... 150

Discussions and validation .......................................................................... 154

Elbrus bedrock relief. Subglacial lakes ..................................................... 156

Bedrock relief .................................................................................................. 157

Identiﬁcation of bedrock overdeepenings ................................................ 160

Results............................................................................................................... 161

Chapter 2. Glacier volume change

Methods ............................................................................................................ 167

Removal of anomalous values and calculation

of glacier mass changes ................................................................................. 172

Glacier outlines ............................................................................................... 174

Error assessment ............................................................................................. 174

Results............................................................................................................... 177

Area changes ............................................................................................. 177

Surface elevation and glacier volume changes ................................. 177

Chapter 3. Mass balance of Garabashi Glacier

Methods ............................................................................................................ 187

Meteorological regime at the Elbrus area ................................................ 190

First period of observations, 1982–1997 .................................................. 196

Accumulation ........................................................................................... 196

Ablation ..................................................................................................... 200

Second period of observations, 1997–2017 ............................................. 203

Discussion ........................................................................................................ 207

Part III. A «memory» of Elbrus glaciers

Chapter 1. Experimental studies of ice cores

Ice core drilling ............................................................................................... 217

Methods of ice core analysis and annual stratiﬁcation ......................... 222

Ice-core stratigraphy and density ....................................................... 222

X-Ray computed tomography of intact ice core ............................. 224

Chemical analysis .................................................................................... 227

Seasonal ice-core stratigraphy ............................................................. 228

Ice dating................................................................................................... 230

Chapter 2. Isotope studies of hydrogen and oxygen

in ice cores

Isotope signal formation ............................................................................... 238

Eﬀects of postdepositional processes on the isotopic composition

of snow and ice ................................................................................................ 242

Isotope signal on the Eastern summit of Mt. Elbrus ............................. 242

Chapter 3. Black carbon variability ........................................................ 245

Chapter 4. Reconstruction of the atmospheric dust variability

based on the Elbrus ice-core records ..................................................... 254

Chapter 5. Reconstruction of past anthropogenic

sulfur emissions ............................................................................................. 270

Введение

О. В. Рототаева, В. Н. Михаленко

Начало систематического изучения ледников Эльбруса отно-

сится к периоду проведения Международного геофизического года

(МГГ), когда большая комплексная экспедиция Московского уни-

верситета под руководством Г. К. Тушинского в 1957–1959 гг. про-

водила обширные наблюдения. Исследовалось состояние ледников

всего массива, была выполнена их фототеодолитная съемка, на ос-

нове которой составлена карта масштаба 1:10000 и определена об-

щая площадь оледенения — 130 км2. Результаты этих работ опуб-

ликованы в монографии «Оледенение Эльбруса» (Оледенение

Эльбруса, 1968) и нашли отражение в более поздних изданиях —

Каталоге ледников СССР (Каталог ледников СССР, 1970), в по-

следующих работах А. П. Волошиной (Волошина, 1966, 2002) и кар-

тографов МГУ и др.

В Институте географии АН СССР изучение режима ледни-

ков Эльбруса началось в 1961–1963 гг., когда была организована

большая экспедиция с двумя зимовками. Научным руководите-

лем был В. М. Котляков, а в проведении работ принимали участие

А. Б. Бажев, А. П. Волошина, Н. А. Голодковская, К. И. Кукушкина,

М. Я. Плам, А. М. Тареева, Т. Ю. Тюлина и др. На Эльбрусе экспе-

диция работала в научном сотрудничестве с Высокогорным гео-

физическим институтом (ВГИ) в Нальчике и МГУ. Стационаром

служила Ледовая база на высоте 3680 м, принадлежавшая ВГИ.

Основные гляциологические исследования проводились на отно-

сительно пологом участке ровного фирнового поля между ледни-

ками Гарабаши и Терскол на высоте 3750 м. Здесь зимой на снего-

мерной площадке изучалось накопление снега, его стратиграфия,

интенсивность метелевого переноса, а в маршрутах между Ледо-

вой базой и Приютом 11 — особенности отложения снега на скло-

не. Летом были организованы регулярные теплобалансовые ис-

следования и измерения таяния, изучалось строение и структура

Chapter 6. Temperature regime of Elbrus glaciers

Borehole temperature ................................................................................... 280

Reconstruction of the active layer temperature of the glacier

at the Western Plateau for 1930-2008 ...................................................... 282

Materials and methods ................................................................................. 284

Method of reconstruction of glacier surface temperature ............ 284

Reconstruction of glacier surface temperature ....................................... 287

Chapter 7. Fumarolic ﬁeld on the Eastern summit of Elbrus

Ground temperature ...................................................................................... 298

Air temperature .............................................................................................. 299

Vegetation cover ............................................................................................. 300

Conclusions .................................................................................................... 307

Summary .......................................................................................................... 318

References ...................................................................................................... 328

Autors ............................................................................................................... 358

12 13

Ледники и климат Эльбруса Введение

гляциологическую практику на учебно-научной станции МГУ под

руководством Н. А. Володичевой; в организации работ всегда ока-

зывали поддержку начальники станции — сначала Н. А. Урумбаев,

а затем и до сих пор А. Д. Олейников.

В 1987 г. между ледниками Малый Азау и Гарабаши на высо-

те 3850 м был построен небольшой дом, который до сих пор слу-

жит стационаром и базой для большого комплекса различных ра-

бот на склоне Эльбруса.

С первых лет изучение баланса массы ледника включало весен-

ние и осенние снегосъемки на всей его площади, постоянную сеть

наблюдений за режимом зимнего накопления снега и летнего тая-

ния вплоть до конца периода абляции, измерение годового прихода

вещества в леднике. Большое внимание уделялось процессам по-

вторного замерзания воды в снежной и фирновой толще, форми-

рованию внутреннего питания ледника — по наблюдениям в шур-

фах, охватывающих до 4–5 и более годовых слоев. В результате

были определены зоны льдообразования на всей площади обла-

сти аккумуляции. На разных высотах велись наблюдения за летни-

ми снегопадами, измерялось альбедо поверхности ледника. С 1987

по 1991 г. проводились наиболее детальные измерения на всей пло-

щади ледника и ежегодно строились карты всех составляющих

водно-ледового баланса (Бажев и др., 1995). В 1987 г. на леднике

на высоте 3830 м была оборудована метеоплощадка, на которой

в течение пяти летних сезонов здесь велись стандартные 8-срочные

наблюдения. Там же дважды в сутки измерялись таяние поверхно-

сти и выпадавшие летние осадки. Данные метеонаблюдений яви-

лись основой для связей температуры воздуха и осадков на ледни-

ке и в долине, а также расчетов таяния в разных высотных зонах

ледника.

С 1987 г. начались работы по изучению толщи ледника в обла-

сти питания — бурение глубоких скважин с последующим иссле-

дованием ледникового керна в лабораториях Нальчика, Москвы

и Стокгольма. В 1987–1988 гг. была пройдена серия скважин под

руководством В. С. Загороднова в нижней части области питания

на участке пологого плато на высоте 3950 м в области максималь-

ной аккумуляции снега. Осенью 1987 г. при бескерновом бурении

фирново-ледяной толщи, процессы фильтрации воды и льдообра-

зования, ставились методические работы по термозондированию

ледника и слежению за сезонными колебаниями движения льда.

На Ледовой базе велись трехсрочные метеорологические наблюде-

ния. Результаты работ опубликованы в серии статей в сборниках

(Бажев, Бажева, 1964; Некоторые итоги…, 1964; Псарева, 1964; Те-

пловой и водный режим…, 1965), частично вошли в монографию

«Оледенение Эльбруса» (Оледенение Эльбруса, 1968) и др.

Новый этап работ на Эльбрусе начался с 1980-х гг., когда

А. Б. Бажев создал Северо-Кавказскую научную станцию в Наль-

чике и разработал большую программу работ на Кавказе. Ее зада-

чей была оценка состояния природных ресурсов Кавказа и в том

числе изучение режима ледников. Главным объектом таких иссле-

дований стал район Эльбруса, а для стационарных работ был вы-

бран ледник Гарабаши.

Гарабаши — часть южного склона крупнейшего в России ледни-

кового массива Эльбруса, пятого по высоте вулкана мира (5642 м).

Ледник расположен на обширном открытом склоне вулканической

вершины, охватывающем максимальное разнообразие условий

ледниковой зоны Кавказа в высотном диапазоне более двух кило-

метров.

Гарабаши был доступен более других ледников Эльбруса бла-

годаря возможности при подъеме к нему преодолеть часть склона

по канатной дороге. Важнейшим фактором выбора ледника была

близость метеостанции Терскол — у подножья южного склона,

в долине р. Азау.

Ряд ежегодных наблюдений за балансом массы ледника Гараба-

ши начался в 1982 г. и не прерывается до настоящего времени. Лед-

ник был включен в систему наблюдений Международной службы

мониторинга ледников, и с 1984 г. данные о его балансовом состоя-

нии регулярно публикуются в бюллетенях этой службы.

В работах на леднике в 1980–1990-е гг. участвовали многие

сотрудники отдела гляциологии — А. Б. Бажев, А. М. Дьякова,

М. Б. Дюргеров, М. Г. Кунахович, В. Н. Михаленко, Г. Б. Осипова,

О. В. Рототаева, Л. Н. Тарасова, А. М. Тареева, И. Ф. Хмелевской,

Ю. Б. Шурдумов и др. Включались также и студенты, проходившие

14 15

Ледники и климат Эльбруса Введение

Новый этап в исследовании Эльбруса начался в 2004 г., когда

на Западном плато на высоте 5100 м была пробурена 22-метровая

скважина, в которой измерена температура (Михаленко и др., 2005).

Результаты изучения фирнового керна показали, что в вариациях

изотопного состава кислорода и водорода наблюдается хорошо вы-

раженная сезонная цикличность, а в керне отсутствуют следы лет-

него таяния. Это подтвердили и данные температурных измерений,

которые показали, что температура снежно-фирновой толщи в ос-

новании деятельного слоя составляет –17 °C. Было найдено иде-

альное место для проведения глубокого бурения ледника на Кав-

казе и реконструкции климатических условий на основе анализа

ледникового керна. Плато расположено на высотах 5000–5100 м

вблизи Западной вершины Эльбруса, его плоская часть занима-

ет примерно 0,5 км2 поверхности, что позволяет минимизировать

потери части снежной толщи за счет метелевого переноса, а незна-

чительное таяние обеспечивает сохранность изотопной и химиче-

ской записи в ледниковых кернах. Во время подготовительных ра-

бот в 2004–2007 гг. на поверхности плато была выполнена серия

радио локационных съемок, по результатам которых были состав-

лены карты высоты поверхности ледника, толщины льда и рельефа

подледникового ложа (Лаврентьев и др., 2010). Было установлено,

что толщина ледника на плато достигает 250 м.

В 2006 г. была выполнена серия работ в седловине и на Восточ-

ной вершине Эльбруса, во время которых проводилось изучение

изотопного состава кислорода в снежных шурфах и фирновых кер-

нах, отбирались образцы свежевыпавшего снега, в том числе и при

прохождении атмосферных фронтов, и при выпадении осадков

из конвективных облаков. Было показано, что сезонная циклич-

ность прекрасно выражена и в отложениях ледниковой толщи

на вершине, но часть зимних горизонтов сдувается ветром. Толщи-

на ледника в кратере Восточной вершины Эльбруса достигает 78 м.

В 2007 г. на Западном плато была установлена автоматиче-

ская метеостанция, проработавшая в течение семи месяцев. При

проведении этих работ трагически погиб М. Г. Кунахович, стояв-

ший у истоков исследований на плато. При интерпретации данных,

полученных при помощи этой станции, была установлена тесная

термоиглой было достигнуто ложе ледника на глубине 78 м, а в мае

1988 г. впервые на Эльбрусе был получен керн льда длиной 76,6 м.

В «теплой» фирновой зоне на месте бурения толщина фирна соста-

вила 24 м, по стратиграфии в фирне выделено 18–20 годовых сло-

ев (Загороднов и др., 1992). В 1989 г. при испытании новой мало-

габаритной термобуровой установки конструкции Ленинградского

горного института близ левого края ледника Гарабаши на высоте

3860 м, в инфильтрационной зоне льдообразования, ложе ледника

было достигнуто на глубине 74 м. В сентябре 1990 г. по программе

совместных работ с Метеорологическим институтом Стокгольм-

ского университета были пробурены две скважины глубиной 17 м

на небольшом плато с горизонтальной поверхностью в западной

части ледника Большой Азау на высоте 4150 м в нижней части «хо-

лодной» фирновой зоны. 34 м керна были доставлены в Нальчик,

а затем на самолете переправлены в лабораторию в Стокгольме.

Здесь был выполнен структурно-стратиграфический анализ кер-

на, а также исследован его химический состав (Bazhev et al., 1998;

Рототаева и др., 1998).

В 1988 г. впервые на Эльбрусе С. А. Никитиным была выпол-

нена маршрутная радиолокационная съемка ледников Гарабаши,

Большой и Малый Азау (Рототаева и др., 2002). Анализ распреде-

ления площадей и объемов льда на южном склоне Эльбруса позво-

лил сделать ряд выводов о разной климатической и динамической

устойчивости этих ледников, а также объяснить эпизодические вы-

бросы льда на леднике Большой Азау подпруживанием ледниково-

го потока входом в узкое ущелье.

Исследования баланса массы ледников южного склона допол-

нялись геохимическими наблюдениями. В 1987–1994 гг. они про-

водились эпизодически, а после 1995 г. в программу совместных

работ с отделом географии Кабардино-Балкарского научного цен-

тра вошли регулярные наблюдения за химическим составом сне-

га, льда и воды на склоне Эльбруса (Керимов и др., 2011). Впервые

для горного ледника разработана методика расчета годового балан-

са химических примесей в разных высотных зонах ледника — по-

ступления макроэлементов с осадками и выноса талыми водами

( Рототаева, 2001).

16 17

Ледники и климат Эльбруса Введение

ледников за счет увеличения сублимации льда при незначитель-

ном росте устойчиво высокой температуры воздуха.

В 2013–2014 гг. исследования толщины ледников Эльбруса вы-

шли на совершенно новый уровень — было проведено воздушное

радиолокационное зондирование с помощью вертолета. Непосред-

ственно над ледниками пролегло 340 км профилей, а толщина льда

была определена более чем в 40 тыс. точек. Это позволило впервые

составить карту толщины ледников для всего оледенения массива

Эльбруса (Kutuzov et al., 2019a). Для оценки изменения высоты по-

верхности ледников Эльбруса и баланса их массы были использо-

ваны цифровые модели рельефа и космические снимки высокого

разрешения, вплоть до 2017 г. С 1997 по 2017 г. общая площадь лед-

ников Эльбруса уменьшилась с 125,76 до 112,20 км2, причем темп

сокращения составлял 0,54 % в год. За этот период пять небольших

ледников общей площадью 0,76 км2 отделились от Эльбрусской

ледниковой системы. Сокращение площади происходило не толь-

ко в силу отступания языков ледников, но и благодаря увеличению

площади существующих нунатаков и появлению новых скальных

выходов ниже 4500 м. Общий объем измеренных ледников Эльбру-

са составляет 5,03 км3, или 4,27 км3 в слое воды, в 2017 г.

Структура монографии

В этой работе мы постарались представить все результаты ис-

следований в ледниковой зоне Эльбруса, которые были проведены

после окончания Международного геофизического года. В написа-

нии монографии принимали участие специалисты разного профи-

ля. Каждая глава имеет своих авторов и представляет собой закон-

ченное исследование. Монография состоит из трех частей, которые,

в свою очередь, разделены на отдельные главы.

Первая часть посвящена результатам исследования климата

района Эльбруса. В ее написании принимали участие П. А. Торо-

пов, М. А. Алешина, А. А. Полюхов и А. А. Шестакова. Во второй

части представлены итоги работ по изучению современного состо-

яния ледников Эльбруса, их баланса массы и приведена оценка ве-

роятности возникновения приледниковых озер при дальнейшем

связь метеорологических параметров в приземном слое воздуха

с результатами наблюдений на метеорологических станциях и дан-

ными реанализа (Торопов и др., 2016).

Бурение глубокой скважины на плато было проведено в авгу-

сте — сентябре 2009 г. Все грузы и участники буровой экспеди-

ции были доставлены к точке бурения на высоте 5150 м от пло-

щадки в Терсколе вертолетом Ми-8МТВ. Скважина достигла ложа

на глубине 181,8 м (Михаленко, 2010), а керн льда в замороженном

состоянии был привезен в Москву. Результаты работ, изложенные

в этой книге, во многом основаны на данных, полученных при его

исследовании.

В это же время были проведены работы по изучению фумароль-

ного поля на внешней кромке кратера Восточной вершины Эль-

бруса, известного еще с первого геологического обследования Эль-

бруса В. В. Дубянским в 1907 г. На его поверхности температура

в течение всего года остается положительной и отсутствует снеж-

ный покров и лед. На глубине 5 и 40 см от поверхности были уста-

новлены температурные датчики, работавшие в течение двух лет

(2013–2014). В эти же годы впервые были проведены непрерывные

измерения температуры воздуха на вершине. Измерения проводи-

лись в период 24.06.2013–15.07.2015 с интервалом 2 часа (Abramov

et al., 2017). На поверхности фумарольного поля были обнаружены

колонии мхов и печеночников, которые встречаются в Альпах, хотя

на гораздо меньших высотах.

Обширный комплекс работ по изучению радиационного и те-

плового баланса проводился на Эльбрусе под руководством

А. П. Волошиной во время Международного геофизического года

(МГГ) (1957–1959) и в последующие годы (1961–1963) на Ледо-

вой базе. Такие исследования были возобновлены П. А. Тороповым

в 2015 г. на Западном плато и продолжаются до настоящего време-

ни на леднике Гарабаши. В результате этих работ было установле-

но, что в последние годы происходит увеличение коротковолновой

составляющей в радиационном балансе. Причиной этого явля-

ется рост повторяемости длительных антициклональных перио-

дов на юге Европейской части России в летнее время, что приве-

ло к уменьшению облачности. В результате возросла потеря массы

18 19

Ледники и климат Эльбруса Введение

Мы благодарны за помощь и участие в обсуждении полученных ре-

зультатов Е. В. Василенко, Ю. К. Васильчуку, А. Ф. Глазовскому,

А. А. Екайкину, В. Я. Липенкову, Ю. Я. Мачерету, А. Н. Саламати-

ну, С. А. Сократову, О. Н. Соломиной, Ю. Н. Чижовой. Отдельная

благодарность М. Л. Владову (Геологический ф-т МГУ) за предо-

ставленное радиолокационное оборудование.

Обработка керна, полученного в 2009 г. на Западном плато,

проводилась в лабораториях Института наук о Земле Универси-

тета Гренобля (Université Grenoble Alpes, CNRS, Institut des Géos-

ciences de l’Environnement) во Франции при всесторонней под-

держке П. Жино (Patrick Ginot), Ж. Шаплаза (Jérôme Chappellaz),

А.-К. Олман (Anne-Catherine Ohlmann).

Исследование минерального и геохимического состава пыли

на ледниках проведено в Институте геологии рудных месторожде-

ний, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии

наук (ИГЕМ РАН) В. В. Крупской.

Реконструкция температуры поверхности ледника была вы-

полнена вместе с коллегами из Национального исследовательского

ядерного университета «МИФИ».

Изучение мхов, лишайников и печеночников, обнаруженных

на кромке кратера Восточной вершины Эльбруса, проведено в Бо-

таническом институте им. В. Л. Комарова РАН в Санкт-Петербурге

Л. В. Гагариной, Г. Я. Дорошиной и А. Д. Потемкиным.

Мы приносим искреннюю благодарность сотрудникам этих ор-

ганизаций и надеемся на сотрудничество в будущем.

В течение последних 35 лет в проведении исследований на лед-

никах Эльбруса и в обработке полученных материалов помимо

авторов этой книги принимали участие А. Б. Бажев, С. дель Бен,

Н. А. Голодковская, В. Н. Голубев, А. М. Дьякова, М. Б. Дюргеров,

Н. Э. Елагина, М. Н. Иванов, А. А. Керимов, А. М. Керимов, П. А. Ко-

ролев, В. М. Котляков, В. В. Крупская, М. Г. Кунахович, А. С. Куту-

зов, С. А. Марченко, В. И. Мицкевич, П. А. Морозова, А. Я. Мура-

вьев, С. А. Никитин, О. Н. Носенко, В. И. Окопный, Г. Б. Осипова,

Г. В. Попов, К. Е. Смирнов, Л. Н. Тарасова, А. М. Тареева, Д. Фро-

лов, И. Ф. Хмелевской, Р. А. Чернов, А. В. Шишков, Ю. Б. Шурду-

мов и многие другие наши коллеги, студенты и друзья.

сокращении ледников. Ее авторами являются С. С. Кутузов,

И. И. Лаврентьев, Г. А. Носенко, О. В. Рототаева и А. М. Смир-

нов. В третьей приводятся результаты исследования ледниковых

кернов, полученных в разные годы на Западном плато и на Вос-

точной вершине. Авторами этого раздела являются А. В. Козачек,

С. С. Кутузов, М. Легран, С. Лим, В. М. Михаленко, С. Пройнкерт,

А. Г. Хайрединова. Глава, посвященная температурному режиму

ледников и реконструкции температуры, была написана В. Н. Ми-

халенко, Г. А. Черняковым, С. А. Тюфлиным и О. В. Нагорновым.

Заключительный раздел посвящен изучению фумарольного поля,

лежащего близ Восточной вершины. В его написании принимали

участие В. Н. Михаленко, А. А. Абрамов, Л. В. Гагарина, С. С. Куту-

зов, И. И. Лаврентьев, А. Д. Потемкин и Г. Я. Дорошина.

Благодарности

Мы очень признательны В. М. Котлякову, чье внимание и по-

мощь сопровождали нас на всех этапах наших исследований на Эль-

брусе. Мы благодарим наших коллег из Московского государствен-

ного университета им. М. В. Ломоносова за всемерную поддержку

при проведении полевых работ и обсуждение полученных результа-

тов — Н. А. Володичеву, С. А. Сократова, И. Беккиева, К. Чеченова,

Г. И. Струкову. Особая благодарность — А. Д. Олейникову, директо-

ру Эльбрусской учебно-научной станции Московского университе-

та, без активного участия которого эта работа вряд ли бы состоялась.

В проведении исследований принимали участие сотрудники

самых разных организаций. Многолетнее сотрудничество связы-

вает нас с Отделом географии Кабардино-Балкарского научного

центра, где под руководством А. М. Керимова проводились работы

по изучению химического состава снега и льда во всем диапазоне

высот Эльбруса — от концов ледников до его вершин.

Анализы стабильных изотопов кислорода и водорода были вы-

полнены в Лаборатории исследования климата и окружающей сре-

ды Арктического и антарктического научно-исследовательского

института в Санкт-Петербурге и на географическом факультете

Мос ковского государственного университета им. М. В. Ломоносова.

Ледники и климат Эльбруса

Мы благодарны за содействие в организации исследований со-

трудникам Национального парка «Приэльбрусье» и его директору

Ю. Х. Залиханову.

Успехам в проведении полевых работ мы обязаны нашим дру-

зьям-вертолетчикам — А. Н. Семеновичу, Р. А. Губжокову, А. Да-

выдову, А. Болдыреву, О. И. Шишкову, которые часто с риском

для жизни доставляли нас и все наши грузы на большие высоты,

спускали вниз ледниковые керны, переживая не меньше нас об их

сохранности. Без их активного участия работа по радиозондирова-

нию ледников Эльбруса также не состоялась бы.

В течение многих лет мы работали в тесном контакте с альпини-

стами и сотрудниками Эльбрусского высокогорного поисково-спа-

сательного отряда МЧС России. Особую благодарность выражаем

А. Ю. Овчинникову, С. В. Веденину, И. И. Сердюкову, Б. О. Тилову.

Большая часть работы и издание данной книги были выполне-

ны при финансовой поддержке Российского научного фонда (грант

17-17-01270). При написании данной монографии были привлече-

ны результаты, полученные авторами при работе над другими про-

ектами. В частности, С. С. Кутузов, И. И. Лаврентьев и А. М. Смир-

нов проводили исследования баланса массы ледника Гарабаши

при поддержке гранта РФФИ 18-05-00838. Работа Л. В. Гагариной,

Г. Я. Дорошиной и А. Д. Потемкина выполнена в рамках плановой

темы Ботанического института им. В. Л. Комарова «Флора и систе-

матика лишайников и мохообразных России и фитогеографически

важных регионов» (АААА-А19-119020690077-4).

Без поддержки проекта «Ice Memory» была бы невозможной

работа по анализу ледникового керна в лабораториях Института

наук о Земле в Гренобле. Всем этим организациям и фондам мы

выражаем искреннюю благодарность.

Часть I

КлиматиЧесКие условия в районе Эльбруса

Глава 1

Общая климатическая характеристика

района Эльбруса

П. А. Торопов

Обеспеченность метеорологическими данными

Метеорологические измерения в районе Эльбруса

Сетевые метеорологические измерения в горных районах, при-

мыкающих к массиву Эльбруса, представлены тремя метеостанция-

ми Росгидромета: Шаджатмаз, Клухорский перевал и Терскол. Эти

точки измерений расположены на значительном удалении от са-

мого Эльбрусского массива (за исключением Терскола) и не могут

быть использованы для описания климатического режима в силу

значительной пространственной изменчивости метеорологических

элементов в горных районах. Так, в (Гандин, Каган, 1976) показано,

что рекомендуемое расстояние между метеорологическими стан-

циями в условиях сложной орографии не должно превышать 20 км.

При таком подходе единственной метеорологической станцией,

более или менее корректно описывающей метеорологический ре-

жим Эльбруса, можно считать Терскол. Однако однородность ряда

данной метеостанции нарушена из-за ее переноса в 1995 г. на но-

вое место. Тем не менее анализ пространственной корреляционной

функции показывает, что для общего описания основных клима-

тических характеристик (температуры и осадков) использование

22 23

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

ближайших метеорологических станций принципиально воз-

можно (рис. 1.1.1, а). Эта оценка выполнялась на основе сравне-

ния двухмесячных рядов измерений на Западном плато в 2007 г.

и на леднике Гарабаши в 2013 г. с метеорологическими станция-

ми Росгидромета, показанными на рис. 1.1.1, а. С учетом 8-срочных

метеорологических измерений на сети Росгидромета, объем вы-

борки для температуры и осадков составил 250 значений. В каче-

стве значимого коэффициента корреляции принята величина 0,7 —

она является границей оранжевой области на рис. 1.1.1, а. Для

осадков область значимой корреляции (более 0,6) занимает суще-

ственно меньшую площадь: значимые коэффициенты корреляции

практически отсутствуют. Вытянутость изокоррелят к западу и се-

веру от Эльбруса связана с сочетанием квазиширотного положения

Главного Кавказского хребта и преобладающим направлением воз-

душных течений в регионе с северо-запада на юго-восток. Однако

восстанавливать на основе этих данных метеорологические особен-

ности отдельных лет, и тем более сезонов, с суточным разрешением

некорректно. Крайне затруднительно также восстановление таких

важнейших климатических параметров, как компоненты радиаци-

онного баланса, средней скорости ветра и порывов и др.

Непосредственно на склонах Эльбрусского массива впервые

метеорологические измерения были организованы в ходе Эльбрус-

ской экспедиции Академии наук СССР в 1934–1935 гг. (Баранов,

Покровская, 1936). На метеостанциях Терскол (2150 м), Кругозор

(2800 м) и Приют девяти (4200 м) с июля по август четыре раза

в сутки проводились измерения приземной температуры воздуха,

сумм осадков, характеристик влажности и скорости ветра. Вторая

Эльбрусская экспедиция была организована географическим фа-

культетом МГУ в 1957–1959 гг. в рамках Международного геофи-

зического года под руководством Г. К. Тушинского (Оледенение

Эльбруса, 1968). В ходе этих работ на станции Ледовая база и вдоль

южного склона (от станции Кругозор до седловины Эльбруса) про-

водились метеорологические и актинометрические измерения (Во-

лошина, 1968; 2001). Программа выполнялась в течение трех летних

сезонов. На основе этих измерений (Волошина, 2001) сделаны ос-

новные выводы о структуре теплового баланса ледников Эльбруса.

Рис. 1.1.1. Обеспеченность района Эльбруса метеорологическими данными:

а) расположение сетевых станций Росгидромета и метеорологических

измерений на Западном плато в 2007, 2013 и 2018 гг.; оранжевым показана

область значимой пространственной корреляцией (0,7) между температурой

в точках изменений на Эльбрусе и окрестными метеорологическими

станциями, синим — между осадками, восстановленными по керновым

данным, и окрестными метеорологическими станциями (0,5); б) 1 —

изогипсы, 2 — области, занятые ледниками, 3 — точки метеорологических

измерений в экспедициях ИГ РАН и географического факультета МГУ

в 2007–2018 гг.

24 25

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Следующая серия активных метеорологических измерений

была начата в 2007 г. Институтом географии РАН и географи-

ческим факультетом МГУ. В 2007 и 2013 гг. на Западном пла-

то метеорологические измерения выполнялись с помощью ав-

томатических метеостанций ААNDERАA и DAVIS (табл. 1.1.1).

Метеостанция ААNDERАA функционировала на Западном пла-

то Эльбруса в 2007 г. В 2013 г. в этой же точке измерялись ос-

новные метеорологические величины с помощью метеостанции

DAVIS. Еще одна такая станция располагалась в 2013 г. вбли-

зи нижней границы области питания ледника Гарабаши на вы-

соте 3850 м на лавовом потоке, отделяющем ледники Гараба-

ши и Малый Азау (рис. 1.1.2). На кромке восточного кратера

Эльбруса (5600 м) в период 24.06.2013 — 15.07.2015 с интерва-

лом 2 ч. работал температурный датчик с радиационной защи-

той S-TMB-M002, установленный на стенке скального выступа

(рис. 1.1.1, б; табл. 1.1.1). Измерения температуры и характери-

стик влажности во всех описанных точках (за исключением Вос-

точной вершины) выполнялись на высоте 2 м над поверхностью,

а измерение компонент радиационного баланса — на уровне 1 м

(Наставление…, 2009).

Существенный пробел в метеорологических данных, собранных

по району Эльбруса, — отсутствие информации по осадкам в раз-

личных высотных зонах. На данный момент существуют фрагмен-

тарные измерения, выполненные в рамках экспедиций МГГ (Воло-

шина, 1968), а также оценочные значения, полученные на основе

радиолокационных съемок на Западном плато. Измерение осадков

с помощью стандартного осадкомера Третьякова в высокогорных

условиях некорректно: сочетание твердых осадков с сильными вет-

рами приводит к погрешности измерений, достигающей 25–30 %,

кроме того, невозможны автономные измерения. Использование

автоматических осадкомерных ведер с подогревом требует мощ-

ного источника электропитания, обеспечить который над поверх-

ностью горного ледника крайне затруднительно. Пожалуй, един-

ственным перспективным способом долгопериодных измерений

осадков в высокогорных условиях остается использование акусти-

ческого принципа.

Таблица 1.1.1

Данные измерений, использованные для восстановления метеорологического режима г. Эль-

брус и его окрестностей в 2007–2018 гг. (T — температура, F — относительная влажность, V —

скорость ветра, N — балл облачности, B — компоненты радиационного баланса (суммарная и от-

раженная радиация, эффективное излучение)

Характеристика

метеостанции *Оборудование

Частота

измерений

Период измерений

Точность основных

измеряемых величин

T, °C

F, %

V, м/с

N, балл

B, Вт/м2

Терскол,

2150 м,

13 км

Стандартное

оборудование

Росгидромета

3 ч. с 01.01.1956

по настоящее время 0,2 5 0,5–2 0,5 –

Клухорский

перевал,

1850 м, 45 км

Стандартное

оборудование

Росгидромета

3 ч. с 01.01.1960

по настоящее время 0,2 5 0,5–2 0,5 –

Теберда,

1325 м, 57 км

Стандартное

оборудование

Росгидромета

3 ч. с 01.01.1927

по настоящее время 0,2 5 0,5–2 0,5 –

26 27

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Характеристика

метеостанции *Оборудование

Частота

измерений

Период измерений

Точность основных

измеряемых величин

T, °C

F, %

V, м/с

N, балл

B, Вт/м2

Кисловодск,

943 м, 91 км

Стандартное

оборудование

Росгидромета

3 ч. с 01.01.1944

по настоящее время 0,2 5 0,5–2 0,5 –

Метеостанция

DAVIS + радио-

метры

Kipp&Zonen

CNR 1

мин. 27.01.2016 — 05.02 2016 0,4 10 0,5–2 – 25

Шаджатмаз,

2056 м, 52 км

Стандартное

оборудование

Росгидромета

3 ч. с 01.01.1960

по настоящее время 0,2 5 0,5–2 0,5 –

Метеостанция

DAVIS + радио-

метры

Kipp&Zonen

CNR 4

мин. 27.01.2016 — 05.02 2016 0,4 10 0,5–2 – 15

Характеристика

метеостанции *Оборудование

Частота

измерений

Период измерений

Точность основных

измеряемых величин

T, °C

F, %

V, м/с

N, балл

B, Вт/м2

Бивак ИГ РАН

«Гарабаши»,

3850 м, 6 км

Метеостанция

DAVIS

мин. 23.06.2013 — 31.08.2013 0,4 10 0,5–2 – –

Метеостанция

CAMPBELL +

радиометры

Kipp&Zonen

CNR 1

мин. 27.01.2018 — 05.02 2018 0,2 10 0,5–2 – 25

Акустический

анемометр GILL

ГЦ 27.01.2018 — 05.02 2018 – – 0,01 – –

Метеостанция

HOBO + радио-

метры Hukseﬂux

мин. 15.06.2018 — 25.07 2018 0,2 10 0,5–2 – 15

Станция

канатной дороги

«Мир», 3500 м,

7 км

Метеостанция

CAMPBELL +

радиометры

Kipp&Zonen

CNR 1

мин. 27.01.2016 — 05.02 2016 0,2 10 0,5–2 – 15

Продолжение табл. 1.1.1

28 29

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Наиболее продолжительная серия высокогорных метеоро-

логических измерений на Западном плато Эльбруса проводи-

лась в период с 24 июня по 17 июля 2018 г. Метеорологическая

площадка представляла собой субгоризонтальную снежную

поверхность на высоте 5140 м. С позиции метеорологических

и актинометрических измерений площадка практически иде-

альна — угол закрытости горизонта достигает 30 градусов толь-

ко на севере и северо-востоке из-за массива Западной вершины

(рис. 1.1.2), которая также создает тень для ветровых потоков

северных румбов.

Выполнен комплекс метеорологических наблюдений, включа-

ющий:

• измерения температуры воздуха, относительной влажно-

сти, температуры точки росы, средней и максимальной ско-

рости ветра на уровнях 0,25 и 1,8 м над поверхностью сне-

га с помощью автоматических метеостанций (АМС) DAVIS

Vantage Pro 2 с временной дискретностью 1 мин. Точность

измерений температуры воздуха составляет ±0,4 °C, отно-

сительной влажности ±10 %. Ошибки измерения скорости

ветра зависят от самого значения скорости и в диапазоне

скоростей 0–20 м/с составляют ±0,5–1 м/с, а при значениях

20–45 м/с достигают ±1–2 м/с. При скоростях ветра, превы-

шающих 45 м/с, измерения с помощью анемометра Vantage

Pro 2 следует считать нерепрезентативными;

• измерения компонент радиационного баланса (приходящей

и отраженной коротковолновой радиации, теплового излу-

чения атмосферы и снежной поверхности) радиометрами

Kipp&Zonen на уровне 1 м над снежной поверхностью с вре-

менной дискретностью 1 мин. и точностью ±15 Вт/м2. Син-

хронные измерения с такой же временной дискретностью

проводились 27.06.2018 — 22.07.2018 на леднике Гарабаши

с помощью радиометров Hukseﬂux;

• измерения температуры на поверхности снежного покро-

ва и на глубине 0,15 м с помощью температурных датчиков

Tiny Tag c временной дискретностью 15 мин. и с точностью

±0,05 °C;

Характеристика

метеостанции *Оборудование

Частота

измерений

Период измерений

Точность основных

измеряемых величин

T, °C

F, %

V, м/с

N, балл

B, Вт/м2

Западное плато,

5150 м

Метеостанция

DAVIS, пирано-

метр и балансо-

мер Янишевского

мин. 27.06.2013 — 01.07.2013 0,4 10 0,5–2 0,5 25

Метеостанция

AАNDERАA 3 ч. 01.08.2007 — 30.09.2007 0,1 5 0,5–2 – 20

Градиентная

мачта DAVIS,

радиометры

Kipp&Zonen

CNR 1

мин. 24.06.2018 — 17.07.2018 0,4 5 0,5–2 0,5 15

Восточная

вершина;

5627 м, 2 км

Датчик

температуры

S-TMB-M002

мин. 01.07.2013 — 30.09.2013 0,2 – – – –

* Название метеостанции, высота над уровнем моря (в метрах), удаленность от точки кернового буре-

ния в 2018 г. на Западном плато (в километрах).

Окончание табл. 1.1.1

30 31

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

• ежесуточные отсчеты (в 20:00) по трем снегомерным рей-

кам, расположенным на расстоянии 25 м друг от друга в раз-

ных условиях аккумуляции снега, и измерения плотности

снежного покрова методом взвешивания образцов на элек-

тронных весах с точностью 0,5 г;

• ежечасные визуальные наблюдения за облачностью, состо-

янием диска солнца и погодными явлениями согласно ре-

комендациям Росгидромета (Наставление…, 2009) в период

с 7:00 до 19:00.

Использование данных реанализа для восстановления

метеорологического режима

Недостаток данных наблюдений в горных районах вынуждает

привлекать в качестве дополнительного источника метеорологи-

ческой информации результаты атмосферных моделей, записан-

ные в узлах регулярной сетки (данные реанализа). Такой подход

реализован во многих работах, посвященных анализу климатиче-

ских условий высокогорных ледников (Gilbert, Vincent, 2013; Hardy

et al., 2003; You et al., 2010). Реанализ представляет собой результат

программной технологии обработки и усвоения данных глобаль-

ной системы метеорологических наблюдений с использованием

полной гидродинамической модели общей циркуляции атмосфе-

ры. Данные реанализа включают поля более чем 300 гидромете-

орологических величин с временным разрешением от 3 до 12 ч.,

характеризующих всю толщу атмосферы, подстилающую поверх-

ность и деятельный слой суши. Величины, которые в первую оче-

редь зависят от данных наблюдений и характеризуются относи-

тельно небольшой пространственно-временной изменчивостью,

воспроизводятся моделями относительно хорошо. Например,

ошибка температуры воздуха в свободной атмосфере по дан-

ным реанализа в сравнении с аэрологическими данными обычно

не превышает ±1 °C (www.noaa.gov). Величины, которые в боль-

шей степени зависят от свойств численных моделей, имеют более

существенные погрешности. К таким величинам относятся осад-

ки (ошибка может достигать 50 %) и компоненты радиационного

Рис. 1.1.2. Комплекс метеорологических измерений

на Эльбрусе 24.06.2018 — 17.07.2018:

а) панорама района исследований, звездочками показаны точки

метеорологических измерений на леднике Гарабаши (3850 м) и на

Западном плато (5150 м) (сделано с помощью программного продукта

Google Earth); б) градиентная мачта с анемометрами и температурно-

влажностными датчиками Vantage Pro 2 (Davis) на Западном плато;

в) актинометрическая стрела с радиометрами Kipp&Zonen на Западном

плато; г) метеорологическая станция HOBO и радиометры Hukseﬂux

на леднике Гарабаши

32 33

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

баланса (до 50 Вт/м2) (www.noaa.gov). Отличительной чертой ре-

анализа NCEP/NCAR, представленного в данной работе, является

хороший временной охват данными — он доступен по любой точке

земного шара за период 1948–2014 гг. Горизонтальное разрешение

основного набора данных составляет 2,5×2,5°. В качестве примера

были выполнены оценки данных по температуре и скорости ветра

(Торопов и др., 2016). Для периода инструментальных наблюдений

в 2013 г. среднесуточные данные по температуре и скорости ветра

на изобарических поверхностях были билинейно проинтерполи-

рованы в точку станции. Для станции Западное плато данные ин-

терполировались с изобарической поверхности 500 гПа, для точ-

ки Гарабаши — с 700 гПа, для Терскола — с 850 гПа. Билинейный

метод приемлем для интерполяции температуры воздуха и скоро-

сти ветра в свободной атмосфере в силу относительно небольшой

пространственной изменчивости полей. Например, в (Гандин, Ка-

ган,1976; Груза, Рейтенбах, 1982) показано, что для среднесуточ-

ных значений температуры в свободной атмосфере радиус значи-

мой корреляции выбранного узла сетки с окружающими точками

колеблется в пределах 400–500 км. Кроме того, во многих рабо-

тах, в частности в (Торопов, 2006), показано, что ошибки реанали-

за даже для средних месячных величин превышают погрешности,

связанные с выбором метода интерполяции модельных данных.

Восстановленный таким образом ряд среднесуточных значений

реанализа сравнивался со среднесуточными станционными данны-

ми. Такое сравнение проводилось для каждой станции по имею-

щимся периодам наблюдений (табл. 1.1.1). Для каждой пары рядов

наблюдений и реанализа, а также для ряда разности между ними

были рассчитаны эмпирические функции распределения, подобра-

ны наиболее близкие к теоретическим типы распределения с ис-

пользованием критерия χ2, определен критерий Фишера, оценены

нормированные коэффициенты корреляции. Исходя из получен-

ных результатов статистического анализа, сделаны выводы о при-

менимости данных реанализа для восстановления метеорологиче-

ских условий на Эльбрусе.

Результаты сравнения данных наблюдений и реанализа при-

ведены на рис. 1.1.3. Коэффициент корреляции между двумя ря-

дами температуры на станции Западное плато в 2007 г. составил

0,86, на станции Гарабаши в 2013 г. — 0,83, на Восточной верши-

не в 2013 г. — 0,81. Даже на качественном уровне хорошо видно,

что во всех рассматриваемых точках основные элементы синоп-

тической изменчивости данные реанализа описывают достоверно

как в 2007 г., так и в сравнениях для 2013 г. Как показано в ( Гандин,

Рис. 1.1.3. Сравнение среднесуточных метеорологических данных, изме-

ренных в различных точках на склонах Эльбруса, с данными реанализа для

температуры (а — г, красная линия — станции, синяя — реанализ) и скоро-

сти ветра (д, зеленая линия — станции, черная — реанализ) на соответству-

ющих изобарических поверхностях (Торопов и др., 2016): а) МС Терскол

в 2013 г.; б, д — МС Гарабаши в 2013 г.; в — на Западном плато в 2007 г.;

г — на Восточной вершине в 2013 г.

34 35

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Каган,1976; Груза, Рейтенбах, 1982), значимым коэффициентом

корреляции между двумя рядами среднесуточной температуры

с объемом выборки 1000 значений считается величина более 0,8.

Таким образом, реанализ достоверно описывает межсуточную из-

менчивость температуры воздуха на склонах Эльбруса. Аналогич-

ные результаты получены для метеостанции Терскол.

Средняя величина отклонения реанализа от натурных данных

в точках станции оказывается значительной: на станциях Терскол

и Восточная вершина температура завышается на 1 ± 1,5 и 7 ± 3,5 °C,

а на станциях Гарабаши и Западное плато занижается на 2,5 ± 2,5

и 4 ± 2,5 °C соответственно. Отклонения связаны, во-первых, с раз-

ностью реальной высоты точки станции с высотой изобарической

поверхности в данных реанализа, во-вторых, с микроклиматиче-

ской спецификой каждой точки: интенсивное радиационное выхо-

лаживание скального выступа для датчика на Восточной вершине,

неадиабатические источники тепла на станции Гарабаши (теплоо-

бмен с породами лавового потока, а также адвекция теплого воз-

духа из Баксанского ущелья). Эти эффекты не могут быть учте-

ны в данных реанализа на уровнях свободной атмосферы. Очень

важно, что величина отклонение реанализа от результатов измере-

ний подчиняется нормальному распределению (χ2 = 1,9, критерий

Пирсона 0,75). Это означает, что возможно введение систематиче-

ской поправки, позволяющей привести данные реанализа, к каж-

дой из описываемых точек. На уровне отдельно взятых суток ошиб-

ки могут быть значительными, превышая по модулю 1 °C. Однако

на масштабе среднемесячных значений их величина существенно

уменьшается. В целом временная изменчивость температуры в сво-

бодной атмосфере хорошо согласуется с натурными данными, из-

меренными на Эльбрусе. Это означает, что среднесуточные значе-

ния температуры зависят от синоптических процессов и корректно

воспроизводятся данными реанализа. Такой же вывод можно сде-

лать и для характеристик влажности, которые, в силу закона Клау-

зиуса — Клапейрона, являются функцией температуры.

Неплохо воспроизводится с помощью данных реанализа

NCEP/NCAR и среднесуточная скорость ветра (рис 1.1.3, д). Срав-

нение с данными наблюдений показало, что коэффициент норми-

рованной корреляции измеренного ряда и полученного по данным

реанализа составляет 0,72, т. е. ниже, чем для температуры, но су-

щественно выше уровня значимости (0,65). На уровне суточного

осреднения использовать данные реанализов для оценки ветровой

обстановки в районе Эльбруса, а также с целью описания климати-

ческой изменчивости ветра вполне корректно.

Достоверность данных реанализа определяется объемом натур-

ных данных, которые усваиваются моделью NCEP. В (Chen et al.,

2008) показано, что развитие спутниковой метеорологии привело

к неоднородности данных реанализа до середины 1970-х гг. Соглас-

но этому предположению, достоверной окажется выборка 1975–

2013 гг. В целях описания климатического режима горного района

с помощью реанализа можно использовать только данные о темпе-

ратуре воздуха, характеристиках влажности, скорости ветра и ме-

сячных сумм осадков, а также компонент радиационного баланса

начиная с середины 1970-х гг. Такие величины, как интенсивность

осадков, турбулентные потоки тепла и влаги, высота и запас влаги

в снежном покрове, порывы ветра, температурно-влажностные ха-

рактеристики почвы, использовать некорректно.

Общий анализ условий атмосферной циркуляции

Средний многолетний режим атмосферной циркуляции

Эльбрус расположен в южной части умеренного климатиче-

ского пояса вблизи среднего положения средиземноморской вет-

ви полярного фронта. Поэтому в течение всего года для Западного

и Центрального Кавказа типична неустойчивая погода с интенсив-

ными осадками и сильным ветром. В регионе преобладает запад-

ный перенос воздушных масс, однако зона максимальных ветров в

средней тропосфере, связанная с высотной планетарной фронталь-

ной зоной, обычно располагается южнее Кавказских гор. В период

с мая по сентябрь район Эльбруса оказывается на северной перифе-

рии средне-тропосферного струйного течения, т. е. непосредствен-

но в зоне средиземноморской ветви полярного фронта, разделяю-

щей тропическую и умеренную воздушные массы (рис. 1.1.4, г).

36 37

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Преобладают ветра западного и юго-западного направлений, сред-

няя скорость составляет 10 м/с. Бароклинная неустойчивость в зоне

полярного фронта становится причиной формирования средизем-

номорских и черноморских циклонов, хотя их повторяемость и ин-

тенсивность ниже, чем в зимние месяцы. Циклонический характер

погоды обычно преобладает в первой половине теплого периода

(с мая по июль). В теплое полугодие существенно увеличивается

роль азорского антициклона (в силу его сезонной интенсификации

и смещения на Средиземноморье), которая выражается в сравни-

тельно высокой по сравнению с зимой повторяемостью антицикло-

нов субтропического происхождения. Особенно ярко этот процесс

проявляется в последние десятилетия во второй половине теплого

полугодия (август — сентябрь). Отчасти с ним связаны уменьше-

ние облачности, рост радиационного баланса и, как следствие, мак-

симальные темпы таяния снега и льда в высокогорных районах Кав-

каза. Зимой скорость ветра на оси средне- тропосферного струйного

течения увеличивается почти вдвое и смещается на 1500 км южнее

(на Аравийский полуостров и Северную Африку) (рис. 1.1.4, б). Од-

нако вследствие сезонного увеличения межширотного градиента

теплосодержания атмосферы средняя скорость ветра над Эльбру-

сом остается порядка 10 м/с, т. е. мало меняется по сравнению с лет-

ним значением. Несмотря на смещение планетарной фронтальной

зоны к югу, циклоническая деятельность над Средиземным морем

обостряется как за счет увеличения турбулентного тепло- и влаго-

обмена над морской поверхностью, так и по причине роста темпера-

турных контрастов между воздушными массами, формирующими-

ся над Африкой, и морским умеренным или арктическим воздухом.

Поэтому, как и в летние месяцы, зимой над Кавказом повторяе-

мость средиземноморских циклонов достаточно высока.

Одновременно с этим важную роль играет западный отрог Сибир-

ского антициклона, который, объединяясь с зоной повышенного дав-

ления над Западной Европой, формирует так называемую «ось Во-

ейкова» — гребень повышенного давления, формирующийся зимой

и протягивающийся примерно по 50° с. ш. через Северный Казахстан,

Южный Урал и Черноземье на запад, вплоть до южных провинций

Франции и хорошо прослеживающийся на климатических картах

давления (рис. 1.1.4, а). Высокая повторяемость антициклонов си-

бирского и арктического происхождения над центральными и южны-

ми районами Европейской России становится причиной вторжений

холодного умеренного континентального воздуха на Кавказ. С одной

стороны, этот процесс может обострять полярно-фронтовой циклоге-

нез над регионом, с другой — быть причиной сухой и холодной пого-

ды (в зависимости от конкретной синоптической ситуации). Помимо

средиземноморских циклонов на регион нередко оказывают влияние

Рис. 1.1.4. Средняя климатическая характеристика атмосферной цирку-

ляции над Европой по данным реанализа NCEP/NCAR за период

1961–1990 гг.: давление на уровне моря зимой (а) и летом (в); скорость

и направление ветра на изобарической поверхности 500 гПа зимой (б)

и летом (г); белой звездочкой показан район Эльбруса

38 39

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

фронтальные системы атлантических циклонов, блокирующие анти-

циклоны, формирующиеся над Восточной Европой, и ультраполяр-

ные вторжения, связанные с образованием над Европейской терри-

торией России малоподвижных центральных циклонов, циркуляция

которых охватывает всю толщу тропосферы.

Типичные синоптические процессы,

определяющие метеорологические условия

Все многообразие синоптических процессов в умеренной кли-

матической зоне можно условно разделить на зональные (бариче-

ские образования перемещаются в струе западного переноса), ме-

ридиональные (западный перенос блокируется долгоживущими

антициклонами, циркуляция которых прослеживается до верх-

ней тропосферы, или так называемыми высотными центральны-

ми циклонами), и зонально-меридиональными, которые являются

переходной формой циркуляции. Существует множество синоп-

тических типизаций, достаточно широко используемых в нашей

стране, среди которых прежде всего следует отметить классифи-

кации режимов циркуляции А. Ф. Вангенгейма (Вангенгейм, 1935),

А. А. Гирса (Гирс, 1971), Б. Л. Дзердзеевского (Дзердзеевский, 1968;

Кононова, Черенкова, 2018), В. В. Клименко (Торопов, 2001). Все

они построены на статистическом анализе карт приземного анали-

за и базовых характеристиках средней тропосферы (прежде всего,

геопотенциала и скорости ветра). Существенным недостатком си-

ноптических типизаций является значительная доля субъективиз-

ма в процессе выявления того или иного типа циркуляции, а также

невозможность автоматизации методики даже с применением со-

временных методов объектно-ориентированного программирова-

ния. Поэтому в настоящее время более популярными оказываются

простые циркуляционные индексы (NAO, PDO, SCAND, EA/WR),

которые отражают основные черты крупномасштабной динамики

атмосферы и при этом сравнительно легко вычисляются на основе

данных глобального анализа или реанализа. Не вдаваясь в детали

типизации синоптических процессов, кратко проанализируем те из

них, которые наиболее типичны для района Эльбруса (рис. 1.1.5).

Рис. 1.1.5. Типичные синоптические процессы, определяющие метеоро-

логический режим Эльбруса в течение года на картах АТ 500 гПа (а, в,

д, ж: черными линиями показаны изогипсы изобарической поверхности

500 гПа) и приземного анализа (б, г, е, з: черными линиями показаны

изобары на уровне моря, тонкими красными — изотермы на уровне

850 гПа; полужирными красными и синими линями — теплые и холодные

атмосферные фронты; синей звездочкой показан район Эльбруса

азорский процесс

зональный циклонический процесс

выход южного циклона

ультраполярный процесс

40 41

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

России или на Среднюю Волгу. Погодные условия на Эльбрусе

в рамках этого процесса сильно зависят от траектории конкретно-

го вихря. Почти всегда этот процесс отмечается осадками, эпизо-

дически аномальными. Как правило, процесс сопровождает поло-

жительная аномалия температуры, величина которой составляет

чаще всего 2–4 °C. Процесс характерен как для летнего, так и для

зимнего сезонов.

«Ныряющий циклон» — процесс, характерный для холодно-

го полугодия, однако эпизодически отмечающийся и летом. Это

одно из проявлений зонально-меридиональной циркуляции, кото-

рое заключается в отклонении атлантических циклонов с их ти-

пичной траектории в восточно-северо-восточном направлении

к югу. Обычно это происходит в условиях формирования блоки-

рующего антициклона над Западной Европой, по восточной пери-

ферии которого циклонические вихри из Скандинавии смещаются

в юго-восточном направлении. При такой ситуации Кавказ чаще

всего оказывается в зоне холодных фронтов этих циклонов, поэто-

му процесс сопровождается ливневыми осадками. В случае стаци-

онирования «ныряющего циклона» над Нижней Волгой и Южным

Уралом над Кавказом может формироваться «орографическая ок-

клюзия», вызывающая сильные и продолжительные осадки. Тем-

пературный режим при этом оказывается близким к норме или не-

много ниже (на 1–2 °C).

«Центральный циклон» — одна из типичных форм меридио-

нальной циркуляции, суть которой — формирование малоподвиж-

ного циклонического вихря над Европейской территорией России,

циркуляция которого прослеживается во всей толще тропосферы.

Чаще всего центральный циклон является результатом атланти-

ческой циклонической серии. Характер погоды в рамках процесса

определяется положением высотного центра вихря. Если он оказы-

вается к северо-западу от Эльбруса (над Белоруссией или Прибал-

тикой), то процесс сопровождается относительно спокойной пого-

дой — временами идут осадки средней интенсивности, температура

оказывается близкой к норме или чуть ниже. В случае положения

высотного центра над Поволжьем Кавказ оказывается в северо-

западных потоках. В такой ситуации, как правило, формируется

«Азорский процесс» — относится к зональным процессам ан-

тициклонального типа, при котором антициклоны субтропиче-

ского происхождения распространяются со стороны Южной Ев-

ропы и Средиземноморья на юг Европейской территории России

таким образом, что их центры (или оси гребней) проходит в ши-

ротном диапазоне 40–45° с. ш. При таком процессе планетар-

ная фронтальная зона, соответствующая контрасту между тро-

пической и умеренной воздушными массами, обычно смещена

в северные районы (55–60° с. ш.), там же отмечаются и макси-

мальные контрасты геопотенциала на картах АТ 700 и АТ 500.

Процесс характеризуется положительной аномалией температу-

ры над Кавказом как в летний, так и в зимний сезон, величина ко-

торой составляет 2–4 °C (в отдельных случаях превышает 5 °C).

Осадки если и выпадают, то локально, и связаны с внутримассо-

вой конвективной неустойчивостью, усиленной эффектами гор-

но-долинной циркуляции.

Полярно-фронтовой циклогенез зонального типа летом чаще

всего развивается на фоне аномально северного положения азор-

ского антициклона (на 50–55° с. ш.) и часто сопутствует отрица-

тельной фазе Северо-Атлантического колебания (NAO). Такое

положение антициклона способствует формированию северо-вос-

точных ветров в нижней тропосфере и, следовательно, конверген-

ции массы и фронтогенезу над Средиземноморьем. Обострение

Средиземноморской ветви полярного фронта часто происходит

от Пиренейского полуострова до Каспийского моря. В зоне фронта

формируются волны и молодые циклоны, процесс сопровождается

обильными осадками, нередко опасными явлениями погоды. Тем-

пературный режим обычно близок к норме или немного повышен

(на 1–2 °C). Данный тип циркуляции характерен как для летнего,

так и для зимнего сезонов.

Полярно-фронтовой циклогенез меридионального типа, или

«выход южного циклона», наблюдается на фоне блокирующе-

го антициклона над Казахстаном и Уралом и высотного циклона

над Европой. В такой ситуации южные циклоны, которые фор-

мируются над акваторией Средиземного моря, двигаются в севе-

ро-восточном направлении через Украину в Центральный район

42 43

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Основные климатические характеристики

в районе Эльбруса

Сезонный ход температуры и осадков

Общее климатическое описание Центрального Кавказа и рай-

она Эльбруса можно найти в работах (Волошина, 1968; 2001), где

приводятся средние значения основных метеорологических и ак-

тинометрических величин. По причине отсутствия долгопериод-

ных измерений на склонах Эльбрусского массива основные ста-

тистические характеристики метеорологических величин можно

оценивать только на основе данных окрестных метеорологических

станций (Шаджатмаз, Клухорский перевал, Терскол).

На рис. 1.1.6 отражены основные черты сезонной изменчиво-

сти температуры и осадков на высотах порядка 2000 м над уровнем

моря в районе Эльбрусского массива. Климатограммы построены

по результатам осреднения рядов температуры и осадков за период

1960–2015 гг. Хорошо видно, что на масштабах месячного осред-

нения наблюдается относительно небольшая пространственная

изменчивость температуры: к северу от Эльбруса (Шаджатмаз),

западу (Клухорский перевал) и у подножия юго-восточного скло-

на (Терскол) средняя многолетняя температура января составля-

ет –5… –7 °C, июля +12…+14 °C. Устойчивый переход через ноль

в сторону положительных значений на этих высотах всюду отме-

чается в первой декаде апреля, в сторону отрицательных — в пер-

вой декаде ноября. Амплитуда годового хода составляет порядка

20 °C. Статистически значимое сравнение данных метеорологиче-

ских станций с реанализом NCEP/NCAR показало, что для оценки

температурного режима высокогорных районов Эльбруса (выше

4000 м) корректно использовать модельные данные. Исходя из это-

го можно восстановить средний годовой ход температуры воздуха

в зоне аккумуляции Эльбрусских ледников на основе данных ре-

анализа (рис. 1.1.6, г — е). Например, на Западном плато средняя

температура января составляет –21 °C, июля –6 °C, экстремаль-

ные среднесуточные значения зимой составляют –38 °C и –4 °C

соответственно, а летом –22 °C и +8 °C. Амплитуда годового хода

орографическая окклюзия и существенная отрицательная анома-

лия температуры (2–4 °C).

Блокирующий антициклон — процесс, более характерный для

теплого полугодия, но иногда отмечается и зимой. Представля-

ет собой формирование малоподвижного высотного антициклона

в умеренном континентальном или тропическом воздухе над цен-

тральными и южными районами Европейской территории Рос-

сии. Процесс характеризуется малооблачной погодой, отсутствием

осадков (или осадками местного конвективного значения), интен-

сификацией горно-долинной циркуляции (прежде всего, летом)

и существенной аномалией температуры в летние месяцы, величи-

на которой составляет 3–5 °C, а в отдельных случаях может дости-

гать 6–8 °C и рекордных значений.

Ультраполярные вторжения — группа синоптических про-

цессов, объединяющих вторжение холодных антициклонов на

Евро пейскую территорию России со стороны Скандинавско-

го полуострова, Карского моря или Сибири (отрога Сибирско-

го антициклона). Последний вариант процесса отмечается только

в холодное полугодие, в то время как первые два в редких случа-

ях могут отмечаться и летом. Центры антициклонов при ультра-

полярном вторжении почти всегда оказываются севернее Кавказа,

поэтому над регионом отмечаются северо-восточные потоки. Про-

цесс всегда вызывает отрицательную аномалию температуры, ве-

личина которой составляет 2–4 °C, а зимой может достигать 6–8 °C

и рекордных значений. При этом нередко процесс сопровождает-

ся интенсификацией фронтогенеза к югу от Большого Кавказа,

за счет конвергенции холодного арктического и морского умерен-

ного (или тропического) воздуха. В такой ситуации в районе Эль-

бруса помимо отрицательной аномалии температуры отмечаются

интенсивные, а в отдельных случаях экстремальные осадки. Имен-

но ультраполярные процессы стали причиной лавинных катастроф

на Кавказе зимой 1986/87 гг. В том случае, если гребень Сибирско-

го антициклона занимает Кавказ и распространяется на Турцию

и восточное Средиземноморье, ультраполярный процесс сопрово-

ждает сухая и холодная погода.

44 45

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

В сезонном ходе осадков пространственные различия очень

велики. Умеренно-континентальный тип сезонного хода ярко

выражен на метеостанции Шаджатмаз (300 мм за летний сезон

и 50 мм за зимний), и в меньшей степени в Терсколе (350 мм

за летний сезон и 210 мм за зимний). При этом всего в 50 км к за-

паду от Терскола в районах Клухорского перевала и Теберды от-

мечается характерный для западного Кавказа сезонный ход осад-

ков, для которого присуще обильное увлажнение в течение всего

года, но при этом максимальная сумма приходится на октябрь —

декабрь. Таким образом, массив Эльбруса оказывается на границе

двух климатических провинций Кавказа, которые проявляются

в условиях увлажнения. Это означает, что на западных и юго-за-

падных склонах, в том числе на Западном плато, осадков в летние

месяцы в среднем выпадает в два раза больше, чем на северных

и восточных.

Важно также учитывать, что распределение осадков с высо-

той, строго говоря, точно неизвестно. Опираясь на упрощенное

уравнение скорости конденсации, включающее простейший учет

орографической составляющей скорости ветра и зависимость

упругости водяного пара от температуры, можно оценить плюви-

ометрический градиент для Центрального Кавказа (Barry, 2008).

Исходя из этих соображений, максимум осадков отмечается в ди-

апазоне высот 3000–4000 м и достигает на западных и южных

склонах Эльбруса 2400–2600 мм/год, на северных и восточных —

1200–1300 мм. Выше 4000 м убывание водности облаков и влаго-

содержания атмосферы становится столь значительным, что уже

не может компенсироваться орографическим эффектом, и осадки

убывают. По оценочным данным, на высоте 5000–5500 м со сторо-

ны Западного плато их годовая сумма составляет около 1500 мм.

Эмпирические функции распределения температуры

и осадков

Рассмотрим кратко эмпирические функции распределения, по-

строенные на основе данных реанализа, предварительно оцененных

путем сравнения с данными измерений. Размер выборки составил

оказывается еще меньше и близка к наблюдаемой в свободной ат-

мосфере на уровне 500-миллибаровой поверхности. Средняя годо-

вая температура близка к –15 °C.

Рис. 1.1.6. Средний многолетний сезонный ход температуры и осадков:

а — в — на станциях Росгидромета, находящихся на расстоянии 15–55 км

от Эльбрусского массива в диапазоне высот 1800–2200 м над уровнем

моря; г — е — в различных высотных зонах Эльбруса (по данным реанализа

NCEP/NCAR, проверенного по результатам экспедиционных измерений).

Данные по осадкам являются оценочными и получены на основе подхода,

изложенного в (Barry, 2008)

46 47

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

6050 значений, поэтому аппроксимация эмпирической функции

распределения правомерна (Груза, Рейтенбах, 1982; Исаев, 1988.

Среднесуточная температура для сезона абляции хорошо описыва-

ется нормальным гауссовым распределением с параметром χ2 = 2,5

и критерием Пирсона 0,87.

На рис. 1.1.7 показаны эмпирические функции распределения

температуры на ряде метеорологических станций для лета и зимы.

Летом они близки к гауссовому типу распределения, т. е. среднее

значение температуры совпадает с медианой, а среднее квадратиче-

ское отклонение характеризует естественную изменчивость ряда.

Это связано с преобладанием летом радиационного фактора в фор-

мировании термического режима, за счет чего значения темпера-

туры оказываются равновероятно распределенными относительно

среднего. Существенное отличие от гауссова распределения отме-

чается для зимних месяцев практически для всех метеорологиче-

ских станций региона. Так проявляются черты умеренно-конти-

нентального климата, для которого характерны ультраполярные

вторжения. За счет этого практически на всех метеорологических

станциях функции распределения оказываются асимметричны-

ми — минимальные значения среднесуточной температуры отлича-

ются от средних на 20 °C, в то время как максимальные — на 15 °C.

Если предположить, что на уровне высокогорных районов Эльбру-

са функции распределения выглядят в целом так же, как и на высо-

тах 2000 м, то можно оценить абсолютные минимумы и максиму-

мы среднесуточных значений температуры. Для Западного плато

зимой они составят –42 °C и –4 °C соответственно, а летом –22 °C

и +10 °C.

Эмпирические функции распределения осадков подчиняются

закону «хи-квадрат». Максимально возможные суточные суммы

летом варьируют от 70–80 мм в сутки на метеостанциях Терскол

и Шаджатмаз до 150 мм на станции Клухорский перевал (рис. 1.1.8).

Это означает, что в высотной зоне 3000–4000 м над уровнем моря

рекордная суточная сумма может достигать 200 мм. В зимние меся-

цы эти значения вдвое меньше (за исключением станции Клухор-

ский перевал).

Рис. 1.1.7. Эмпирические функции распределения температуры на бли-

жайших к Эльбрусу метеорологических станциях и их основные характе-

ристики (Тср – средняя сезонная температура, σ – среднеквадратическое

отклонение температуры)

48 49

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

Средний многолетний ветровой режим

Ветровой режим Эльбруса выше 4000 м определяется про-

странственно-временной динамикой струйного течения, связанно-

го с положением высотной планетарной фронтальной зоны и ци-

клонической деятельностью. Близость струйного течения к району

Кавказа, которое идентифицируется по данным наблюдений, опре-

деляет высокие значения средней многолетней скорости ветра, ко-

торая для Восточной и Западной вершин составляет 9 м/с, для За-

падного плато 8 м/с, для ледника Гарабаши на уровне 3500–4000 м

6 м/с. В высотном диапазоне 2000–4000 м скорость ветра суще-

ственно снижается: на метеостанции Терскол средняя многолетняя

скорость ветра составляет 2,2 м/с, т. е. в среднем в 3–4 раза меньше,

чем в высокогорных областях Эльбрусского массива. В среднегор-

ных районах Эльбруса помимо процессов синоптического масшта-

ба существенную роль играют мезомасштабные циркуляции: фены

(которые несколько раз в год приобретают характер подветренных

бурь с порывами ветра 20–25 м/с), катабатические ветры (прежде

всего, ледниковые ветры в теплое полугодие, обусловленные разни-

цей физических характеристик погранслоев над поверхностью лед-

ников и долинами, свободными от снега и льда), горно-долинная

циркуляция. В целом пространственно-временная изменчивость

скорости ветра на Кавказе очень схожа с таковой в других крупных

горных системах умеренного и субтропического пояса (Альп, Ал-

тая, Скалистых гор, Южных Анд и т. д. (Barry, 2008)).

На рис. 1.1.9, а представлена временная изменчивость отклоне-

ний среднесуточных значений модуля скорости ветра относитель-

но периода 1961–1990 гг., осредненных за год. Хорошо видно, что

статистически значимого тренда скорости ветра не выявляется.

Прослеживается период некоторого уменьшения средней скорости

ветра в период 1948–1966 гг. С 1967 по 1983 г. отмечалась большая,

по сравнению со средней, межгодовая изменчивость: аномально ве-

треные годы (1977) чередовались с аномально спокойными (1982).

Последние 30 лет характеризуются совершенным отсутствием

тренда аномалии средней скорости ветра и относительно малой

межгодовой изменчивостью. Вместе с тем следует отметить хоть

Рис. 1.1.8. Эмпирические функции распределения осадков на ближайших

к Эльбрусу метеорологических станциях и их основные характеристики

для зимнего и летнего сезонов

50 51

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 1. Общая климатическая характеристика

несколько большими скоростями ветра, чем период 1961–1991 гг.

Вариации скорости ветра важны в аспекте формирования поля ак-

кумуляции снега на ледниках, кроме того, они оказывают решаю-

щее влияние на величины турбулентных потоков тепла и влаги над

ледово-снежной поверхностью.

Рассмотрим функцию распределения скорости ветра, полу-

ченную на основе данных реанализа NCEP/NCAR, предваритель-

но протестированных при сравнении с данными наблюдений. Для

скорости ветра наиболее корректным является статистическое

распределение Вейбула (рис. 1.1.9, б). Согласно нему оказывает-

ся, что ежегодно в районе станции Гарабаши отмечаются средние

суточные скорости ветра около 23 м/с, раз в 10 лет отмечаются

одни сутки со скоростями 28 м/c. Один раз за весь рассматрива-

емый 65-летний период даже средняя суточная скорость дости-

гала ураганной силы 34 м/с. На Западном плато средняя суточ-

ная скорость ветра ежегодно достигает 28 м/с, раз в 10 лет 34 м/с,

а один раз за весь рассматриваемый период (с 1948 г.), согласно

оценкам на основе данных реанализа, средняя суточная скорость

ветра составила 39 м/с.

Длина выборки данных наблюдений, выполненных в 2007–

2018 гг., позволяет найти регрессионную связь между средними

суточными и максимальными значениями скорости ветра на Эль-

брусе. Эта связь линейна: максимальную скорость ветра можно

оценить как Umax = 2,2Uсут + 3,4, где Uсут — средняя суточная ско-

рость ветра. Объем выборки составил около 10 000 значений, поэто-

му регрессионную связь можно считать значимой — коэффициент

детерминации R 2 = 0,70. Применяя полученную формулу к аргу-

менту функции распределения, соответствующему обеспеченно-

сти 0,01, т. е. к величине 23 м/с для точки Гарабаши и 28 м/с для

Западного плато, получим, что максимальный за год порыв ветра

в районе станции Гарабаши должен составить 57 м/с, а для Запад-

ного плато 65 м/с. Восстановленные экстремальные характеристи-

ки, конечно, условны. Требуется хотя бы несколько лет система-

тических измерений скорости ветра с помощью автоматических

метеостанций для уточнения функции распределения метеороло-

гических величин и полученных уравнений регрессии. Однако при

и небольшую, но статистически значимую положительную анома-

лию средней скорости ветра, которая составляет 0,5 м/с. То есть

последние 30 лет характеризуются на южных склонах Эльбруса

Рис. 1.1.9. Пример межгодовой изменчивости аномалий скорости

ветра для станции Гарабаши за период 1948–2013 гг., восстановленной

по данным реанализа: а) динамика аномалии скорости ветра по сравнению

с периодом 1961–1990 гг.; б) эмпирическая функция распределения

скорости ветра; в, г — розы ветров на уровне 500 гПа (в) и 700 гПа (г),

осредненные за период 1951–1970 (синяя линяя) и 1971–2010 гг. (красная

линия) по данным реанализа NCEP/NCAR в точке с координатами

станции Гарабаши (южный склон Эльбруса)

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса

достаточно больших коэффициентах достоверности полученных

регрессий по наблюдениям за два сезона абляции к полученным ре-

зультатам вполне можно относиться как к оценочным.

Средняя многолетняя характеристика направлений скорости

ветра на основе данных реанализа над Эльбрусом представлена

на рис. 1.1.9, в, г. В средней тропосфере на высотах 5–6 км (поверх-

ность 500 гПа) существенных изменений направления не произо-

шло. Отмечается лишь статистически значимое увеличение по-

вторяемости ветров северо-западного и северо-северо-западного

направлений (в среднем на 5 %), а также уменьшение повторяемо-

сти северо-восточных ветров (на 3 %). Более существенные изме-

нения произошли на высотах 2,5–3,5 км (700 гПа). Присутству-

ет явный, статистически значимый рост ветров западных румбов

(в среднем на 10 %) и северо-западного направления (на 4–5 %).

Одновременно с этим существенно уменьшается количество дней

с северо-восточными и восточными ветрами (на 6–8 %). Таким об-

разом, в нижних слоях средней тропосферы налицо явное увеличе-

ние повторяемости зональных типов циркуляции в летний период.

В средней тропосфере на уровне 500 гПа при выборе таких же

масштабов осреднения (1951–1970, 1971–2010) не отмечается су-

щественных изменений в повторяемости направления ветра, за ис-

ключением значимого роста ветров северо-западного и северо-

северо-западного направления (на 5–7 %).

Глава 2

Особенности метеорологического режима

П. А. Торопов, А. А. Шестакова,

Д. Л. Тарасов, Ю. И. Ярынич

Общая характеристика изменчивости

метеорологических величин

Анализ изменчивости метеорологических величин в различ-

ных точках Эльбруса возможен только на основе фрагментарных

измерений, которые выполнялись в ходе экспедиционных исследо-

ваний в 2007–2018 гг. На рис. 1.2.1 приведены некоторые результа-

ты этих измерений и их простейший статистический анализ.

Данные рис. 1.2.1 позволяют сопоставить температурный и ве-

тровой режим зоны абляции ледника Гарабаши и Западного пла-

то Эльбруса в теплое полугодие. Измерения выполнены в разные

годы, поэтому их синхронное сравнение невозможно. Тем не менее,

учитывая типичность синоптических процессов в 2007 и 2013 гг.,

можно судить о естественном диапазоне изменчивости величин.

На Гарабаши «средний максимальный» разброс температуры воз-

духа лежит в диапазоне от –5 до +10 °C, на Западном плато от –20

до +2 °C. Максимальная средняя скорость ветра в двух точках со-

поставима и составляет 20–25 м/с, хотя порывы ветра на Западном

плато существенно выше. В 2018 г. максимальный измеренный по-

рыв ветра составил 35,3 м/с, что свидетельствует об относитель-

но высокой повторяемости таких значений. На станции Гарабаши

в 2013 г. порывы ветра не превышали 28 м/с (табл. 1.2.1).

54 55

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Важной особенностью является характерный средний профиль

относительной влажности. Ее максимум наблюдается в диапазоне

высот 3000–4000 м (станция Гарабаши), где повторяемость куче-

вой и слоисто-кучевой облачности, опускающейся до поверхности

склонов, максимальна. На Западном плато величина относительной

влажности существенно меньше в силу того, повторяемость безо-

блачных условий, характеризующихся относительной влажностью

порядка 20%, на высоте 5000 м. существенно выше, чем в диа пазоне

высот 3000–4000 м. Также для Эльбруса по всем высотным зонам

характерно высокое значение среднеквадратического отклонения

относительной влажности, составляющее около 20 %. Это связано

с резкими изменениями условий облачности, типичными для гор-

ных районов. Положение точки наблюдений в облаке приводит

к измеренной относительной влажности, превышающей 90 %, тогда

как вне облака ее значения часто снижаются до 15–20 %.

Рис. 1.2.1. Некоторые результаты метеорологических наблюдений

на Эльбрусе: температура воздуха (а) и скорость ветра (б) на леднике

Гарабаши 23.06.2013 — 31.08.2013; температура воздуха (в) и скорость

ветра (г) на Западном плато 01.08.2007 — 30.09.2007. По: (Торопов и др., 2016)

Таблица 1.2.1

Основные статистические характеристики рядов температуры, относительной влажности и мак-

симальной скорости ветра на станциях Гарабаши и Западное плато за все периоды экспедицион-

ных измерений в 2007–2018 гг.: средние (AVE), максимальные (MAX) и минимальные (MIN)

значения; в скобках указаны среднеквадратические отклонения (±σ)

Период Станция Температура, T °C Влажность, % Ветер, м/с

AVE(±σ) MAX MIN AVE(±σ) MAX MIN AVE(±σ) MAX

01.08.2007 —

30.09.2007

Терскол 11,4 (±5,7) 27,0 0,5 78 (±23) 99 15 0,8 (±0,7) 17

Западное

Плато –7,3 (±3,4) 3,1 –19,1 65 (±25) 95 5 3,2 (±2,5) 21,1

01.07.2013 —

31.08.2013

Терскол 11,3 (±4,0) 25,5 0,6 78 (±16) 100 26 0,5 (±0,5) 8,0

Гарабаши 1,3 (±2,8) 11,9 –6,8 83 (±15) 99 10 2,5 (±2,3) 26,4

Восточная

вершина

–11,2

(±2,5) +2,1 –23,3 – – – – –

27.06.2013 —

01.07.2013

Терскол 13,5 23,8 5,7 69 96 27 0,2 4

Гарабаши 2,8 9,2 –1,3 71 98 20 1,8 8,5

Западное

плато –6,7 4,8 –13,3 48 92 12 2,0 9,0

24.06.2018 —

17.07.2018

Западное

плато –5,3 (±2,0) 4,2 –12,9 78 (±15) 99 16 6,9 (±4,4) 35,3

56 57

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Последняя серия относительно продолжительных метеоро-

логических наблюдений на Эльбрусе была выполнена в период

25.06.2018 — 17.07 2018. Результаты основных метеорологических

измерений и сопутствующие метеорологической обстановке си-

ноптические ситуации приведены на рис. 1.2.2 и в табл. 1.2.2. По ве-

личине стандартного отклонения можно определить диапазон

естественной изменчивости основных характеристик. Наиболее

вероятный диапазон изменчивости температуры воздуха на Запад-

ном плато на пике сезона аккумуляции составляет –3… –7 °C, от-

носительной влажности 63–93 %, скорости ветра 3–11 м/с, атмос-

ферного давления 540–545 гПа. При этом экстремальные значения

величин в период измерений существенно превышают удвоенное

значение стандартного отклонения. Суммарный прирост снежного

покрова за 21 день составил 52,5 см при средней измеренной плот-

ности верхнего слоя снега 0,17 кг/м3, т. е. 89 мм в. э. Для оценки сум-

мы осадков необходим расчет слоя испарившегося снега и оценка

вклада метелевого переноса. Полученные значения являются ре-

зультатом осреднения данных по четырем снегомерным рейкам,

расположенным в 30 м друг от друга в разных условиях ветрово-

го снегонакопления. Снежная масса могла уменьшаться не только

за счет таяния, но и по причине возгонки, за счет ветрового уплот-

нения, а также роста плотности под действием силы тяжести.

Наиболее часто повторяющимися метеорологическими явле-

ниями являются поземки и низовые метели, которые наблюдались

в случае 20 % сроков наблюдений (табл. 1.2.3). Метелевый перенос

служит одним из важнейших механизмов перераспределения снега

в областях аккумуляции. Это связано с ветровым режимом высо-

когорной части Эльбруса. Повторяемость штормовых и ураганных

ветров здесь чрезвычайно высока. Всего лишь за 3 недели измере-

ний штормовые порывы ветра (более 20 м/с) отмечалась в 2 % слу-

чаев (при временной дискретности ряда 1 мин.), при этом триж-

ды были зафиксированы порывы ветра ураганной силы (более

33 м/с). Вторая важнейшая особенность — высокая повторяемость

и интенсивность снегопадов. Средний суточный прирост снежного

покрова на Западном плато за 22 дня наблюдений составил 2,5 см

(3,7 мм в. э.), а максимальные значения достигают 14 см (21 мм в. э.).

Рис. 1.2.2. Метеорологический режим на Западном плато 24.06.2018 —

17.07.2018: а) метеограмма по данным АМС Davis с трехчасовым разрешением

и по результатам визуальных наблюдений (1 — температура воздуха, 2 —

относительная влажность, 3 — суточный прирост снежного покрова в водном

эквиваленте, 4 — средняя скорость ветра, 5 — атмосферное давление);

в нижней части метеограммы показаны среднее суточное направление ветра,

а также балл облачности согласно (Наставление…, 2009); б — д — карты

АТ 500, осредненные по синоптическим процессам, выделенным в период

экспедиции (цветное поле и изолинии — высота изобарической поверхности

500 гПа, синие стрелки — преобладающее направление ветра, красной

звездочкой показан Эльбрус)

58 59

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Таблица 1.2.2

Статистические характеристики основных метеорологических величин и явлений погоды на За-

падном плато Эльбруса за период 25.06.2018 — 17.07.2018

Величина СРЕДН МАКС МИН СКО*Суточная

амплитуда

Температура, °C –5,3 4,2 –12,9 2,0 1,5

Относительная влажность, % 78 100 16 15 15

Скорость ветра, м/с 6,9 35,3 0,0 4,4 1,3

Атмосферное давление, гПа 546,5 552 542 2,4 0,5

Суточный прирост снежного покрова, мм. в. э. 3,7 21,0 –4,0

Балл облачности Нижняя 6 3,0 3,5 1,5

Общая 7 1,2

* Стандартное отклонение метеорологических величин, рассчитанное по всему ряду с временной дис-

кретностью 1 мин.

Таблица 1.2.3

Характеристики явлений погоды на Западном плато Эльбруса

за период 25.06.2018 — 17.07.2018

Явления погоды

Средняя

продолжитель-

ность

Максимальная

продолжитель-

ность

Число

сроков,

Гроза 1 ч. 3 ч. 1,5

Метель*– – 2,5

Поземок 8 ч. 20 ч. 20,0

Туман 6 ч. 18 ч. 12,0

Осадки (снег, крупа) 6 ч. 36 ч. 23,0

* Средняя и максимальная продолжительность метели не оценива-

лась, поскольку явление наблюдалось один раз, продолжительность соста-

вила 6 ч.

Таблица 1.2.4

Повторяемость облачности различных типов и состояния диска солнца

Солнце,

облака*Сi Сs As Ac Sc Cuhum Cumed Cucong

Cu Cb Ns ☉2☉1☉0П

Частота,

%6 8 4 17 15 12 34 30 35 10 12 27 18 22 33

* Состояние солнечного диска описывается следующей номиналь-

ной шкалой: ☉2 («ясно», солнечный диск полностью открыт); ☉1 («тонкая

облачность» — солнечный диск просвечивает сквозь дымку или тонкую

облачность); ☉0 («облачно» — солнечный диск виден, однако предметы

не отбрасывают тень, т. е. прямая солнечная радиация отсутствует); П (па-

смурно, солнечного диска не видно); латинские сокращения облаков даны

в соответствии с Международной классификацией ВМО.

Таким образом, аккумуляция на Западном плато абсолютно преоб-

ладает над потерей снежной массы за счет таяния, возгонки и метелево-

го переноса. Среди всех типов облачности отмечается явное преоблада-

ние облаков кучевых форм, при этом даже в условиях циклонического

характера погоды в период экспедиции следует отметить достаточно

высокую повторяемость открытого диска солнца (табл. 1.2.4).

60 61

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Статистические оценки градиента температуры на основе изме-

рений вдоль склонов Эльбруса выполнялись еще в 1930-е гг. (Бара-

нов, Покровская, 1936). Нами подобные оценки были реализованы

с использованием данных, полученных в 2007–2018 гг. (табл. 1.2.5).

Пространственная изменчивость

метеорологических величин

Относительно высокие значения нормированных коэффи-

циентов корреляции между различными точками наблюдений

на Эльбрусе и в его окрестностях для основных метеорологиче-

ских величин (температуры воздуха, относительной влажности,

скорости ветра) выявляются в том случае, если длина рядов ана-

лизируемых величин составляет не меньше сезона. При меньшем

объеме выборки (менее месяца) статистически значимой связи

может не выявиться даже для таких относительно гладких ме-

теорологических полей, как температура и влажность воздуха.

В качестве примера можно привести измерения, которые выпол-

нялись в рамках экспедиции географического факультета МГУ

31 января — 5 февраля 2016 г. Измерения проводились в 4 точ-

ках, максимально удаленной от Эльбруса точкой измерения был

Кисловодск (90 км). На рис. 1.2.3 приведены результаты этих из-

мерений. Суточный ход температуры воздуха и относительной

влажности ярко проявился только в Кисловодске. В остальных

пунктах наблюдения суточная гармоника выражена слабо из-за

стохастического режима облачности и влияния орографических

эффектов циркуляции (фенов, катабатических ветров, горно-до-

линной циркуляции). Отмечается также большая изменчивость

вертикального градиента температуры на северном макроскло-

не Эльбруса (Кисловодск — Шаджатмаз) и на юго-восточном

(Азау — Мир). Если в первой половине периода измерений

его величина была близка к градиенту стандартной атмосферы

(–0,6 °C / 100 м), то 3 февраля он резко уменьшился, в отдель-

ных случаях наблюдалась изотермия. Адвекция теплого среди-

земноморского воздуха в сочетании с радиационным прогревом

стала причиной формирования глубоких инверсий вплоть до вы-

сот 3000 м над уровнем моря. Это яркий пример некорректно-

сти применения осредненных склоновых градиентов для оценок

температурного режима в высотных зонах в конкретные периоды

времени. Такой подход возможен только на масштабах месячных

и сезонных осреднений.

Рис. 1.2.3. Изменчивость температуры и влажности воздуха в диапазоне

высот 1000–3500 м над уровнем моря в период 31.01.2016 — 05.02.2016:

а) срочная температура воздуха (°С, линии) и среднесуточная температура

(°С, точками); б) относительная влажность (линии) и облачность

(столбики) на станции Мир

62 63

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Среднесуточный температурный градиент вдоль южного склона

Эльбруса в период абляции составляет 0,6 °C / 100 м в нижней части

склона (2150–3850 м) и 0,7 °C / 100 м в верхней (3850–5150 м). Эти

величины достаточно устойчивы: величина среднеквадратического

отклонения по приведенным в табл. 1.2.3 выборкам в нижней час-

ти склона составляет ±0,3 °C, а в верхней ±0,1 °C. По исследуемым

выборкам 2007 и 2013 гг. случаев температурной инверсии не об-

наружено. Было зафиксировано три срока, которые характеризо-

вались изотермией на участке Терскол-Гарабаши. Еще в несколько

послеполуденных сроков были отмечены значения градиента, пре-

вышающие 1 °C / 100 м. Похожие значения градиентов темпера-

туры получены в ходе Эльбрусской экспедиции 1935 г. (Баранов,

Покровская, 1936). Во всех выборках, приведенных в табл. 1.2.3,

прослеживается суточный ход градиента температуры вдоль юж-

ного склона. По данным наблюдений в 2013 г. по всей протяжен-

ности склона минимальное значение вертикального градиента,

соответствующее случаям изотермии, или даже инверсии, отме-

чается в 3:00. Скорее всего, ночное уменьшение градиента связано

с формированием тонких слоев температурных инверсий в нижней

части склона (на участке Терскол — Кругозор). Чаще всего такие

инверсии формируются за счет радиационного выхолаживания

долины и образования подынверсионного облачного слоя. Мак-

симальные значения градиента температуры приходятся на пред-

полуденные часы (9:00–12:00), когда в условиях малооблачной

погоды отмечается максимальное температурное различие между

подстилающей поверхностью долины и заснеженными склонами.

В 13:00–19:00 формирование конвективной облачности, а затем ве-

черняя фаза горно-долинной циркуляции нивелируют радиацион-

ный эффект, и величина градиента уменьшается.

Анализ временной изменчивости

метеорологических рядов

В метеорологическом режиме высокогорных районов Эльбру-

са наблюдается существенно меньшая по сравнению с высотами

1500–3000 м суточная амплитуда основных метеорологических

Таблица 1.2.5

Осредненные температурные градиенты (γ = –ΔT/Δz) вдоль южного склона Эльбруса по дан-

ным измерений в 1935 (Баранов, Покровская, 1936), 2007, 2013 гг. (Торопов и др., 2016); MAX —

максимальные значения градиента температуры, соответствующие наиболее быстрому ее убы-

ванию с высотой, MIN — минимальные значения градиента температуры

Участок Период наблю-

дений

Разность

высот, м

Величина градиента γ в разное время су-

ток* и экстремальные значения, °C/100 м

ночь утро день вечер МAX MIN

Терскол — Кругозор 01.08.1935 —

31.08.1935 800 – 0,04 0,7 0,36 – –

Кругозор — Приют

Девяти

01.08.1935 —

31.08.1935 1250 – 0,48 0,86 0,55 – –

Терскол — Гарабаши 01.07.2013 —

31.08.2013 1700 0,4 0,64 0,84 0,47 1,31 –0,01

Гарабаши — Восточ-

ная вершина

01.07.2013 —

31.08.2013 1785 0,5 0,55 0,69 0,60 1,01 0,35

Терскол — Западное

плато

01.08.2007 —

30.09.2007 3000 0,5 0,7 0,8 0,55 1,05 0,27

* Под «временем суток» понимаются следующие сроки: ночь — 0:00 (в 1935 г. измерения не

проводились), утро — 6:00 в 2007 и 2013 гг. и 7:00 в 1935 г.; день — 12:00 в 2007 и 2013 гг.

и 13:00 в 1935 г.; вечер — 21:00

64 65

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

величин (прежде всего, температуры). Этот эффект объясняется

существенно меньшей амплитудой радиационного баланса в высо-

когорных заснеженных областях за счет дневного увеличения по-

тока отраженной радиации (Глава 1, рис. 1.1.3). Кроме того, поверх-

ность Западного плато находится в непрерывном взаимодействии

с воздухом свободной атмосферы, который практически независим

от суточного хода радиационного баланса. На уровне свободной ат-

мосферы более заметным становится вклад синоптических и мезо-

масштабных процессов. Увеличение суточной амплитуды скорости

ветра с высотой (табл. 1.2.6) определяется не столько суточным хо-

дом коэффициента турбулентного обмена, сколько динамикой по-

лярно-фронтового струйного течения, положением атмосферных

фронтов и мезомасштабными эффектами.

Помимо общей характеристики метеорологического режима

Эльбруса был выполнен спектральный анализ рядов температу-

ры, относительной влажности и скорости ветра с целью выявления

особенностей их временной изменчивости. Функция спектральной

плотности является результатом Фурье-преобразования автокор-

реляционной функции в общих чертах демонстрирует зависимость

масштаба колебаний анализируемой величины от частоты. Ее ана-

лиз позволяет приближенно оценить вклад колебаний определен-

ных частот в дисперсию величины. В нашем случае имеет смысл

рассматривать колебания, частоты которых не превышают суточ-

ный ход (в силу короткого периода наблюдений).

Спектральный анализ температурного ряда по станции Гараба-

ши показал, что вклад суточной гармоники в общую дисперсию со-

ставил 60 %, в то время как 30 % изменчивости приходится на пики,

период которых соответствует синоптической изменчивости

(3–7 суток). Еще 10 % приходится на серию колебаний с периодом

2–12 ч., которые связаны с местными эффектами (фены, горно-до-

линные и ледниковые ветры). Для сравнения был выполнен спек-

тральный анализ по метеостанции Терскол за весь теплый период

2013 г., т. е. с 01.05.2013 по 30.09.2013. Вклад суточного хода темпе-

ратуры в общую дисперсию составил 85 %, тогда как для процес-

сов синоптического масштаба — 10 %. Об этом же свидетельствуют

и осредненные характеристики самого суточного хода (табл. 1.2.6).

Таблица 1.2.6

Характеристики суточного хода метеорологических величин у подножия и на склонах Эльбруса:

средние максимумы (MAX), средние минимумы (MIN), средняя амплитуда (AMPL); в скобках

указаны среднеквадратические отклонения величин; длина выборки — 2 месяца (для станций

Терскол и Гарабаши июль — август 2013 г.; для станции Западное плато август — сентябрь 2007

и 24.06.2018 — 17.07.2018). По: (Торопов и др., 2016)

Станция Температура, °C Относительная

влажность, % Порыв ветра, м/с.

MAX MIN AMPL MAX MIN AMPL MAX MIN AMPL

Терскол 18,3

(±5)

6,6

(±4)

11,7

(±4)

(±10)

(±20)

3,2

(±2,5)

1,6

(±1,5)

1,6

(±1,0)

Гарабаши 3,7

(±4)

–0,3

(±3)

(±2) 90 (±10) 76 (±10) 14

(±10)

5,5

(±5)

3,5

(±3)

(±2)

Западное

плато

–5,0

(±5)

–9,6

(±5)

4,6

(±2)

(±25)

(±20)

11,5

(±5)

4,5

(±4)

66 67

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

На рис. 1.2.4 представлена функция спектральной плотности

анализируемых метеорологических величин в сравнении со спек-

тром броуновского движения, т. е. стохастического процесса

(«красного шума») (Демченко, Кислов, 2010). На Западном плато

Эльбруса наблюдаемая спектральная плотность температуры, ско-

рости ветра и относительной влажности по большей части оказы-

вается выше уровня «красного шума» по всему диапазону частот,

т. е. процесс не является случайным, а значит, должен описывать-

ся определенными физическими механизмами. Так, большая часть

изменчивости величин приходится на суточный ход. В случае тем-

пературы суточный ход естественно связан с соответствующей из-

менчивостью радиационного баланса, а в случае ветра — с суточ-

ным ходом коэффициента турбулентного обмена и интенсивности

свободной конвекции.

Второй по значимости пик спектральной плотности приходится

на процессы, частота которых близка к 12 ч., причем проявляется он

в температуре, скорости ветра и в относительной влажности. По всей

видимости, это проявление горно-долинной циркуляции: днем на-

блюдается анабатический подъем воздуха вверх по долинам и скло-

нам Эльбруса; максимальных значений скорости ветра достигают

в послеполуденные часы. В ночные часы действует катабатический

ветер: выхолаживающийся холодный воздух стекает по склонам

Эльбруса в долины. В периоды прохождения через район Эльбруса

атмосферных фронтов и циклонических волн горно- долинная цир-

куляция поглощается течениями синоптического масштаба. Одна-

ко во всех остальных случаях она наблюдается с той или иной ин-

тенсивностью, поэтому и проявляется на рис. 1.1.4, в. На третий

«пакет частот» скорости ветра и температуры воздуха приходится

не более 5 % изменчивости, он находится в диапазоне частот 6–8 ч.

и, видимо, связан с пространственно-временной структурой облач-

ных систем атмосферных фронтов. Такое предположение делается

на том основании, что в спектре коротковолновой солнечной радиа-

ции присутствует пик спектральной плотности примерно такого же

масштаба. Интересно, что функции спектральной плотности для

температуры и скорости ветра очень схожи, в то время как спектр

относительной влажности существенно отличается. Так, суточный

Рис. 1.2.4. Значения функций спектральной плотности, рассчитанной

по данным измерений на Западном плато (черная линия), по сравнению

со спектральной функцией «красного шума» (серый пунктир),

характеризующей случайный процесс (броуновское движение): а) для

температуры воздуха; б) для скорости ветра; в) для относительной

влажности

68 69

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

на подветренных склонах с обрушением внутренних гравитацион-

ных волн. В самом простом случае явление возникновения грави-

тационных волн выглядит следующим образом: в крупномасштаб-

ном воздушном потоке, встречающем на пути орографическое

препятствие, происходит торможение воздуха за счет эффекта

трения, и в силу закона сохранения массы наблюдается обтекание

препятствия. Обтекание горы в вертикальном направлении в ус-

ловиях устойчивой стратификации приводит к тому, что частицы,

отклонившиеся от положения равновесия, начинают колебать-

ся по мере продвижения над подветренной стороной хребта под

действием возвращающей силы плавучести. Такие гравитацион-

ные волны в действительности могут вести себя как морские: при

определенных условиях они обрушиваются над горами, вызывая

увеличение скорости и турбулизованности потока на подветрен-

ном склоне. Таким образом описывается волновой механизм об-

разования подветренных бурь (Klemp, Lilly, 1975). В совокупно-

сти с ним действует также гидравлический механизм, основанный

на так называемых «уравнениях мелкой воды» (модель относи-

тельно тонкого слоя жидкости, применимая для погранслоев ат-

мосферы). Еще в фундаментальной работе (Long, 1954) показа-

но, что при наличии приподнятой инверсии, воспринимаемой как

верхняя устойчивая граница, которую частицы не могут преодо-

леть без дополнительного усилия, над горой или горным хребтом

создается узкий канал, который преодолевается потоком с гораздо

большими скоростями, нежели до взаимодействия с препятствием

(в силу закона сохранения массы, выраженного в данном случае

в форме закона Бернулли, рис. 1.2.5, а, б).

В том случае, если инверсия опускается ниже вершины, реа-

лизуется исключительно боковое обтекание, и подветренная буря

возникнуть не может (рис. 1.2.5, в). Однако наблюдаются другие

гидродинамические эффекты: вихревые цепочки Кармана, просле-

живаемые на спутниковых снимках в поле облачности в виде ме-

зомасштабных вихрей, которые могут распространяться на десятки

и сотни километров за источником возмущения. Наглядные иллю-

страции волнового и гидравлического механизмов, а также случая

бокового обтекания приведены на рис. 1.2.5

пик размыт и приходится на 28 ч. Это может быть связано с тем, что

на данных высотах суточная изменчивость относительной влажно-

сти накладывается на колебания, определяемые иными процессами

субсиноптического и синоптического масштаба. Выявляются так-

же колебания с частотами 18 ч., природу которых объяснить пока

сложно. Пик спектральной плотности 10–12 ч. хорошо согласует-

ся с пиками по температуре и скорости ветра и, вероятно, связан

с проявлением горно-долинной циркуляции. Остальные колебания

не выходят за уровень «красного шума» или близки к нему, а зна-

чит, являются случайными.

Мезомасштабные эффекты циркуляции

Понятие подветренной бури

Среди всех локальных циркуляций в районе Эльбруса наибо-

лее существенную климатообразующую роль играют так называе-

мые «подветренные бури», которые чаще всего проявляются в виде

фенов. Фены существенно влияют на формирование поля аккуму-

ляции в холодное полугодие (за счет метелевого переноса) и абля-

ции в теплое (за счет так называемого «фенового добавка» таяния)

(Broeke, 1997).

Подветренная буря — мезомасштабное атмосферное явление,

характеризующееся высокой скоростью и порывистостью ветра

на подветренных склонах орографических препятствий, сопро-

вождающееся резким изменением температуры воздуха и других

метеорологических характеристик. Такие широко известные оро-

графические ветры, как фен, чинук, бора, трамонтана, относятся

к подветренным бурям (Shestakova et al., 2018). В действительно-

сти подветренные бури могут наблюдаться в любом горном районе

планеты при благоприятных синоптических условиях, определяю-

щих температурную стратификацию и высокие скорости воздуш-

ного потока в нижней и средней тропосфере. Различают несколько

гипотез, объясняющих возникновение подветренных бурь. Не-

которые из них связывают усиление скорости приземного ветра

70 71

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Порывы ветра при подветренных бурях могут достигать 60 м/с,

а температура и влажность воздуха в зависимости от характери-

стик натекающей воздушной массы меняются очень резко. В слу-

чае альпийского фёна, певекского южака и чинука она повышается,

причем в течение часа на 10–15 °C; при новороссийской и адриа-

тической боре — понижается. Понимание механизмов изучаемых

явлений в условиях меняющегося климата, наблюдения за тур-

булентным режимом в высокогорном районе в условиях высоких

скоростей ветра, а также создание регрессионной модели подве-

тренных бурь для их прогноза предполагается перспективным

направлением горной метеорологии с широким практическим

применением.

Методика выявления подветренных бурь

За счет расположения Эльбруса вне главного Кавказского

хребта и его относительно малых горизонтальных размеров воз-

можны два режима его обтекания: боковое, когда поток, несколь-

ко замедляясь перед горой, разделяется ею и продолжает движе-

ние с небольшим увеличением средней скорости вдоль склонов;

а также обтекание через вершину, при котором может возникнуть

подветренная буря. При этом значения скорости ветра максималь-

ны не только в зоне подветренной бури, но, как уже было отмече-

но, в области бокового обтекания. Затишья отмечаются в области

торможения потока перед препятствием, а также на уровне ниже

подветренной бури, или просто с подветренной стороны, если буря

не образуется.

Высота, на которой потоки разделяются на боковые и огибаю-

щие вершину, называется высотой разделения потоков hs и описы-

вается соотношением, которое для самого простого случая колоко-

лообразной горы (Hunt, Snyder, 1980) имеет вид:

hh Fr

=−

()

1, (1.1)

где

— число Фруда; а

m — высота препятствия.

Рис. 1.2.5. Схематическое представление различных вариантов обтекания

орографического препятствия: а) случай волнового механизма формиро-

вания подветренных бурь; б) случай гидравлического механизма форми-

рования подветренных бурь; в) вариант бокового обтекания в случае ин-

версии, опускающейся ниже орографического препятствия

72 73

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

ветра практически по всей протяженности юго-восточного склона

Эльбруса 31.01. – 01. 02.2018. Однако следует отметить, что модель

GFS систематически занижает среднюю скорость натекающего на

Эльбрус потока и, следовательно, завышает высоту разделения

потоков и воспроизводит подветренные бури несколько выше по

сравнению с наблюдаемыми высотами (табл. 1.2.7).

Важным этапом интерпретации полученных данных является

синоптический анализ. Возникновение подветренной бури напря-

мую определяется крупномасштабными атмосферными процесса-

ми, наблюдаемыми в регионе. Наиболее благоприятные условия

Число Фруда является универсальной характеристикой, свя-

зывающей скорость потока с его «глубиной», т. е. характеризует со-

отношение между силой инерции и внешней силой, действующей

на поток (для атмосферы за эту силу принята сила плавучести):

Fr U

=, (1.2)

где U — средняя скорость движения потока; h — «глубина» по-

тока; N — частота Брента — Вяйсяля, является показателем

устойчивости атмосферной стратификации, описывающим коле-

бания плавучести:

=∂

∂θ

θ, (1.3)

где g — ускорение свободного падения;

— средняя потенциальная

температура потока;

∂

— изменение потенциальной температуры

с высотой.

Все параметры, приведенные в данных определениях, непло-

хо прогнозируются глобальными атмосферными моделями. Поэ-

тому прогноз направления и высоты разделения воздушных пото-

ков hs и, следовательно, определение вероятности возникновения

подветренной бури в определенном районе Эльбруса возможен

и без использования мезомасштабных атмосферных моделей. Рас-

чет основных приведенных характеристик выполнялся по данным

аэрологического зондирования в Минеральных Водах (ближайшая

аэрологическая станция), а также на основе прогноза подветрен-

ной бури по результатам глобальной атмосферной прогностиче-

ской модели GFS (Global Forecast System, США).

Пример результатов расчета высоты подветренной бури на

Эль брусе на основе данных глобальной модели GFS за пери-

од 29.01.2018 — 04.02.2018 согласуется с более сложной структу-

рой ее изменения, определенной по данным радиозонда за 0 и 12 ч.

по Гринвичу (рис. 1.2.6). Например, модель верно воспроизве-

ла снижение высоты разделения потоков и увеличение скорости

Рис. 1.2.6. Схема наиболее вероятного разделения натекающего потока

(светлая стрелка) в средней тропосфере на боковое обтекание (голубые

стрелки) и подветренную бурю (черные стрелки) в районе Эльбруса

по данным аэрологического зондирования в Минеральных Водах

при ветрах западных и северных румбов

74 75

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

для возникновения ветра по типу боры на юго-восточных склонах

Эльбруса, где расположены горнолыжные трассы и канатные до-

роги, достигаются зимой при адвекции холода в тылу циклона, на-

ходящегося в стадии наибольшего развития (рис. 1.2.7). В такой

ситуации в нижней и средней тропосфере наблюдаются большие

скорости ветра, в холодной воздушной массе как правило, отмеча-

ется устойчивая стратификация и приподнятые инверсии. Такие

условия наблюдались 31.01.2018: средняя скорость ветра на уров-

не 500 гПа достигала 28 м/с, что даже при наблюдавшемся в точ-

ке исследования боковом обтекании определило сильную поры-

вистость ветра и достаточно высокие значения средних скоростей

(рис. 1.2.8–1.2.9).

В целом за весь исследуемый период в точках наблюдения

на станциях Гарабаши и Мир были зафиксированы три режима об-

текания: затишье с подветренной стороны, сменяемое периодами

подветренной бури во второй половине дня (30 января), боковое

обтекание (31 января; 2–4 февраля) и подветренная буря (1 фев-

раля). Рассмотрим подробнее синоптические условия и наблюдае-

мые изменения метеорологических величин при Эльбрусской боре

и сильных эффектах бокового обтекания.

31.01.2018 район Эльбруса находился на южной периферии

глубокого циклона с центром над ЕТР, в зоне холодных фронтов

(рис.1.2.7). По данным радиозонда в Минеральных Водах на уров-

не 320 гПа наблюдалась ось струйного течения с максимальными

скоростями до 43 м/с, во всей же средней тропосфере скорости ве-

тра варьировали в пределах 22–38 м/с (табл. 1.2.7). При столь зна-

чительных скоростях натекающий с запада поток вызвал сильную

подветренную бурю на восточном склоне; в районе наблюдения же,

по данным акустического анемометра GILL, наблюдались порывы

ветра до 22 м/с, связанные с боковым обтеканием массива Эльбру-

са (рис. 1.2.7, а) и сильный метелевый перенос. Даже на станции

канатной дороги «Азау» (2300 м над уровнем моря) отмечались по-

рывы ветра до 15 м/с.

03.02.2018 Эльбрус находился в области действия низкотро-

посферного размытого антициклона, центр которого располагал-

ся над восточным побережьем Черного моря. Однако в средней

Таблица 1.2.7

Значения средней скорости U и частоты Брента — Вяйсяля N в натекающем потоке, числа Фру-

да Fr и высоты разделения потоков Hs, а также направление фонового потока Dir, рассчитанные

по данным радиозондирования на станции Минеральные Воды и модели прогноза погоды GFS.

По результатам расчетов для метеостанций Мир и Гарабаши указан режим обтекания Эльбруса

Дата

N U Fr Hs

Dir Режим обтекания

Радиозонд

GFS

Радиозонд

GFS

Радиозонд

GFS

Радиозонд

GFS

29.01 0,009 0,009 7,1 6,0 0,14 0,11 4855 5000 З, ЮЗ Наветренное затишье /

боковое обтекание

30.01 0,010 18,0 0,31 3900 СЗ Подветренное затишье /

подветренная буря

31.01 0,007 0,009 27,6 24,1 0,75 0,50 1430 2825 З Боковое обтекание

1.02 0,011 0,009 27,9 25,0 0,46 0,52 3025 2735 СЗ Подветренная буря

2.02 0,008 0,009 14,3 11,0 0,32 0,21 3825 4470 З Боковое обтекание

3.02 0,006 0,010 14,4 9,7 0,42 0,17 3290 4710 З Боковое обтекание

4.02 0,009 0,007 15,3 7,1 0,31 0,17 3895 4670 З Боковое обтекание

76 77

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

Рис. 1.2.7. Синоптическая ситуация в регионе: а) 31.01.2018; б) 03.02.2018

и соответствующая им схематическая визуализация режима обтекания

г. Эльбрус (стрелкой показано преобладающее направление ветра, зеленая

область — зона затишья, красная — зона подветренной бури, бежевая — зона

бокового обтекания. Положение точки метеорологических наблюдений на

станции канатной дороги «Мир» отмечено звездочкой)

Рис. 1.2.8. Скорость ветра (голубые линии), порывы (желтые линии)

и рассчитанные высоты разделения потоков в районе Эльбруса (красные

пунсоны): а) по данным автоматической метеостанции DavisVantagePro

на станции Мир); б) по данным акустического анемометра Gill на станции

Гарабаши

78 79

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

тропосфере по-прежнему отмечались значительные градиенты

гео потенциала. Как и в предыдущем случае, на высоте 300 гПа на-

блюдалось струйное течение с характерными скоростями на оси

струи порядка 45 м/с, при этом в средней тропосфере скорости ве-

тра колебались в пределах 20–30 м/с. Северо-западное направле-

ние ветра в средней тропосфере определило возникновение подве-

тренной бури, зафиксированной метеорологическими приборами

на юго-восточном склоне Эльбруса: средняя скорость ветра на стан-

ции Гарабаши составила 14 м/с, порывы 25 м/с (рис 1.2.8, а, б). При

этом на канатной станции Мир, на которой также проводились ме-

теорологические измерения, наблюдалось усиление порывов ветра

на фоне практически неизменной средней скорости (рис. 1.2.8, а).

Это связано с тем, что высота, до которой опускалась подветренная

буря, в действительности находилась между двумя точками изме-

рений, т. е. между станциями Гарабаши и Мир.

На подветренном склоне Эльбруса в точках наблюдения

на станциях Гарабаши и Мир была зафиксирована подветрен-

ная буря с порывами до 25 м/с, возникшая на фоне крупномас-

штабной адвекции холода, связанной с фронтальной системой

мощного циклона с центром над Европейской территорией Рос-

сии. Сравнение анализа и прогноза высоты подветренной бури

выявило возможность качественной и количественной характе-

ристики явления, которое действительно воспроизводилось как

по данным аэрологического зондирования в удаленном пункте,

так и по модели GFS.

Порывистость ветра и метелевый перенос

при подветренных бурях и боковом обтекании

Анализ данных акустического анемометра GILL показал, что

наибольшая изменчивость пульсаций ветра наблюдалась при

средних скоростях ветра от 5 до 9 м/с. При дальнейшем росте ско-

рости ветра режим порывистости становится более стабильным.

Поэтому с точки зрения порывистости наибольшую опасность,

а также значительный вклад в перераспределение снега и в ве-

личину турбулентных потоков тепла и влаги представляет ветер

умеренной силы.

Рис. 1.2.9. Характеристики порывистости ветра и метелевого переноса

на станции Гарабаши: а) горизонтальная скорость ветра, осредненная

за 1 сек. (серая линия), 1 мин. (черная линия) и 15 мин. (красная линия),

а также направление ветра (зеленая линия), осредненное за 10 мин.,

по данным измерений акустического анемометра GILL; б) поток импульса;

в) оценка максимально возможного метелевого переноса (по методике,

изложенной в (Judith et al., 2004))

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 2. Особенности метеорологического режима

чение потока импульса, которое за период зимних измерений со-

ставило 1,14 н/м2, были выполнены простые оценки метелевого

переноса в условиях Эльбруса (рис. 1.2.9, в). Так, при средней ско-

рости ветра порядка 15 м/с и порывах 25 м/с максимальная вели-

чина переноса снега достигает 500 г/м2/сек. Учитывая типичность

значений таких скоростей ветра для Эльбруса, этот порядок вели-

чины метелевого переноса можно считать нормальным для штор-

мовых условий в данном районе.

Интенсивность турбулентности имеет максимальный разброс

при малых скоростях ветра. Можно предположить, что это связано

с различной природой наблюдающихся «затиший» между периода-

ми высоких скоростей. Например, затишье может случаться за счет

уменьшения скорости фонового потока, тогда пульсации скоро-

сти будут небольшими. А при возникновении орографических за-

тиший (т. е. в случае блокирования натекающего потока горой или

подветренного затишья), а также в случае резкого изменения высо-

ты разделения потоков, пульсации могут быть велики за счет пере-

носа кинетической энергии из зоны подветренной бури, располо-

женной в 100–1000 м от области затишья.

В условиях Эльбруса наиболее турбулизованным воздушный

поток оказывается при юго-западном направлении ветра, т. е. при

сильном боковом обтекании. При более слабом боковом обтека-

нии порывистость ветра уменьшается. Этот факт свидетельству-

ет о том, что определяющую роль в формировании турбулентно-

го режима ветра играет именно скорость фонового потока, наличие

струйных течений, а гидродинамические режимы обтекания игра-

ют второстепенную роль.

Для случая сильного бокового обтекания при юго-западном ве-

тре величина порывистости составляет 4–5 м/с, при подветрен-

ной буре 3–4 м/с, при слабом боковом обтекании на фоне запад-

ного натекающего потока не более 2 м/с. Используя полученную

зависимость порывистости от средней скорости ветра, от направ-

ления и режима обтекания, можно в дальнейшем составлять физи-

ко-статистический прогноз порывистости на юго-восточных скло-

нах Эльбруса.

Проблема измерений метелевого переноса (Konosuke et al.,

1988) и его моделирования (Judith et al., 2004) исключительно важ-

на в рамках задачи физически обоснованного описания поля ак-

кумуляции горных ледников. В работе (Judith et al., 2004) изучена

возможность моделирования оценки метелевого переноса с исполь-

зованием среднего значения потока импульса. В ходе нашего ис-

следования была выявлена почти линейная зависимость между

средним потоком импульса и потоком импульса при максимально

возможной величине переносимого снега. Используя среднее зна-

Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

радиации (от поверхности ледника),

+ — нисходящий поток

длинноволновой радиации (от атмосферы); турбулентные пото-

ки тепла HckT

=∂

∂

r(Вт/м2) и водяного пара LE kq

=∂

∂

r(Вт/м2)

(здесь Т — температура, q — массовая доля водяного пара, измерен-

ные на уровнях z = 0,25 м, 0,5 м, 1 м, 2 м (табл. 1.1.1); k — коэф-

фициент турбулентного обмена (м2/с), cp — теплоемкость воздуха

(Дж/кг·К),

– плотность воздуха (кг/м3), L — удельная теплота ис-

парения-конденсации (Дж/кг); E — скорость испарения-конденса-

ции (кг/м2·с)); Q

=∂

∂

∂xlx — поток тепла за счет молекулярной

диффузии в толще ледника (Ti — температура льда на различных глу-

бинах

(м); l

— коэффициент теплопроводности льда (Вт/м·К),

liq — поток тепла, приносимого жидкими осадками (Вт/м2),

Fliq — тепло, приносимое водотоками, формирующимися на по-

верхности ледника (Вт/м2); G — затраты тепла на возгонку водяно-

го пара с поверхности кристаллов льда, Вт/м2.

Применяя уравнение (1.4) к областям абляции ледников Эль-

бруса, можно ввести некоторые упрощения. Летом температурная

стратификация теплых ледников умеренных широт, как правило,

близка к безразличной, причем ее величина в ледовой толще пола-

гается неизменной и близкой к 0 °C (Котляков, 1994). Поэтому пер-

вым членом в уравнении (1.4) и величиной Q

можно пренебречь.

Оценим поток тепла от жидких осадков PCTh

=r∆, где

— плот-

ность воды (кг/м3); C

— теплоемкость воды (4220 Дж/кг); ΔТ —

разность температур между каплей дождя и льдом (°C). Допустим,

на ледник в течение суток выпало 10 мм жидких осадков, причем

температура дождевых капель в момент соприкосновения со льдом

была равна средней для сезона абляции температуре приземного

воздуха — 7 °C. Тогда суточный поток тепла от 10 мм слоя жид-

ких осадков составит примерно 0,3 мДж/м2, т. е. около 1 % от пол-

ной энергии суточного таяния. Вклад этой величины может быть

Глава 3

Тепловой баланс ледников Эльбруса

в зоне абляции и аккумуляции

П. А. Торопов, А. А. Шестакова, А. А. Полюхов

Методика оценки компонентов теплового баланса

Уравнение теплового баланса и его упрощение

Одной из важнейших целей мониторинга и анализа метеороло-

гических величин в горных районах является оценка компонентов

теплового баланса ледников, которая необходима для моделирова-

ния баланса их массы. В общем виде уравнение теплового балан-

са ледника записывается следующим образом (Торопов и др., 2018):

( )( )

ii ii

D liq liq

c h L SW SW LW LW H

LEQPFG

rr +− +−

∂∂

+ = − − − ++

∂∂

−++−

(1.4)

Здесь

h — температура ледового слоя (К) с толщиной h (м);

— теплоемкость льда (Дж/кг·К); r

— плотность льда (кг/м3);

Li — удельная теплота плавления-замерзания (Дж/кг); компонен-

ты радиационного баланса (Вт/м2):

+ — приходящая корот-

коволновая (солнечная) радиация,

− — отраженная коротко-

волновая радиация,

− — восходящий поток длинноволновой

84 85

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

QRHLEQ G

melt D

=++−−. (1.8)

Компоненты уравнений (1.7) — (1.8) оценивались во многих

работах для различных горных ледников Земли — в частности, для

ледников Килиманджаро в Африке (Mölg et al., 2008), вулкана Са-

хама в Андах (Wagnon et al., 2003), ледника Кука на острове Керге-

лен (Poggi, 1977) и др. В большинстве случаев наибольший вклад

вносит радиационный баланс R (50–85 %), на втором месте оказы-

вается турбулентный теплообмен H (10–50 %). Поток тепла, выде-

ляющегося при конденсации водяного пара на поверхности лед-

ника, как правило, наименее значим, однако и его вклад ощутим

(до 10 %). Такие же оценки выполнены и для кавказских ледников

на примере Джанкуата (Торопов и др., 2018) и Гарабаши (Волоши-

на, 1968; 2001). Вклад радиационной компоненты в таяние в зоне

абляции составляет 70–80 %, турбулентного потока тепла — 20–

30 %, а вот величина LE может быть как положительной, так и от-

рицательной (Волошина, 2001; Торопов и др., 2018). Компоненты те-

плового баланса существенно меняются с высотой, что сказывается

на слое абляции (Oerlemans, 2010). Поэтому в идеальном случае ме-

теорологические наблюдения на одном и том же леднике должны

проводиться в различных высотных зонах.

Компоненты радиационного баланса над поверхностью ледни-

ков Эльбруса, а также на расположенном в тех же горноклимати-

ческих условиях леднике Джанкуат измерялись с помощью ради-

ометров Kipp&Zonen и Hukseﬂux достаточно точно (табл. 1.1.1).

Однако дополнительные погрешности возникают из-за отклонения

положения радиометров от горизонтального уровня на тающей по-

верхности льда, а также из-за конденсата на рабочих поверхностях

датчиков. Поэтому в ходе обработки данных около 10 % измерен-

ных величин приходится выбраковывать, а итоговая точность из-

мерений радиационных потоков принимается равной ±25 Вт/м2.

Выбор метода расчета потоков явного и скрытого тепла

Расчеты потоков явного и скрытого тепла надо льдом сводятся

к четырем подходам — методу теплового баланса (с использованием

значимым лишь в случае экстремальных дождей в сезон таяния

(более 50 мм в сутки), наблюдающихся на этих высотах пример-

но один раз в 10 лет. Похожие оценки суммарной величины потока

тепла с дождями

liq и водотоками

liq (порядка 2 % от суммы ради-

ационного баланса) получены в работах (Poggi, 1977; MacDougall,

Flowers, 2011; Волошина, 2001). Возгонка водяного пара с поверх-

ности кристаллов наблюдается в основном в сухом воздухе при от-

рицательной температуре, значительной сумме радиационного ба-

ланса и сильном ветре. Такие условия складываются в основном

в области аккумуляции ледников. Исходя из этого, в задаче суточ-

ных и сезонных оценок составляющих теплового баланса в области

абляции горного ледника величинами

liq и

liq и G можно прене-

бречь.

В итоге уравнение (1.4) переписывается в упрощенном виде:

SW SW LW LW

∂

=−+−++

+− +−

()

. (1.5)

Вводя величину альбедо ASW

=−

+, уравнение (1.5) можно

записать так:

SW ALWLWHLE

∂

=−+−++

++−

()

1. (1.6)

Если величину L

∂

обозначить как Qmelt (затраты тепла

на таяние льда), а выражение SW ALWLW

−

−− −()

()

1 — как R

(радиационный баланс), то уравнение (1.6) можно записать в еще

более общей форме:

melt

=++. (1.7)

Для области аккумуляции горного ледника в уравнение (1.7)

необходимо добавить члены QD и G

86 87

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

отличаться от динамической в различных ландшафтных условиях

(Alekseychik et al., 2017). В случае Западного плато Эльбруса допол-

нительной проблемой является высокая повторяемость низовых

метелей, которая требует существенной корректировки расчетных

схем с учетом теории двухфазного потока (смесь воздух — ледяные

кристаллы) (Wamser, Lykossov, 1995). Метод Кузьмина (Кузьмин,

1961) на леднике Джанкуат также зарекомендовал себя не слишком

удачно (Торопов и др., 2018), хотя данный подход достаточно успеш-

но применяется для оценок ледниковой составляющей стока (Рец

и др., 2011). В итоге нами был выбран метод аэродинамических фор-

мул, который наиболее часто используется для оценок турбулент-

ных потоков над ледниками (Волошина, 2001; Cullen et al., 2007; Mölg

et al., 2004). В общем виде потоки явного и скрытого тепла, согласно

этому методу, выражаются следующим образом:

HCKTTLELKq q

=−

()

=−rr

;(

). (1.9)

Коэффициент турбулентного обмена К задается следующим

образом:

()

ln z

fRib

=2

, (1.10)

где z0 — параметр шероховатости, для различных ледников он ко-

леблется от 5·10–4 до 3·10–3 м; в нашем случае взята величина, ха-

рактерная для однородного свежего снега z0 =10–3 (Зилитинкевич,

1970); fRib

()

— функция числа Ричардсона. В случае стратифи-

кации, отличающейся от безразличной, функцию объемного чис-

ла Ричардсона над поверхностью горных ледников можно задавать

согласно (Takeuchi et al., 1999):

(),

(),;

fRiRi Ri

Ri Ri

()

−>

−<











15 0

075 где Ri g

dT dz

()

. (1.11)

отношения Боуэна), методу аэродинамических формул, методу Мо-

нина — Обухова и «прямому» методу (eddy covariance), основан-

ному на прямых измерениях турбулентных пульсаций с помощью

высокочастотных акустических анемометров (Торопов и др., 2018).

Последний часто используется как эталон для калибровки параме-

тров аэродинамических формул или расчетных схем метода Мо-

нина — Обухова, как это сделано, например, в работе (Сullen et al.,

2007). Такой же подход применен и в (Торопов и др., 2018). Все че-

тыре метода апробировались на леднике Джанкуат. Прямые изме-

рения слоя стаивания датчиком Sonic Ranger, позволившие оценить

величину Qmelt в уравнении (1.7), в сочетании с достаточно точны-

ми измерениями радиационного баланса R дали возможность по-

добрать оптимальный метод расчета турбулентных потоков тепла.

Иными словами, суточная сумма радиационного баланса R в урав-

нении (1.7) задавалась по данным измерений и оставалась неиз-

менной, тогда как величины H и LE менялись в зависимости от ис-

пользуемой методики расчета. Итоговая рассчитанная величина

слоя стаивания сравнивалась с измеренной. В целях исключения

случайных погрешностей, шума и статистических выбросов были

выполнены пентадные (пятидневные) оценки. Подробно резуль-

таты оценки метода расчета турбулентных потоков тепла над ледо-

вой поверхностью обсуждаются в (Торопов и др., 2018), также они

приведены на рис. 1.3.1. Показано, что после прямого метода (eddy

covariance) наиболее успешным оказался метод аэродинамических

формул: средняя ошибка расчета потоков явного тепла без учета си-

стематического завышения составляет –10 %. Наихудшие резуль-

таты дает расчетная схема на основе метода Монина — Обухова

в формулировке (Зилитинкевич, 1970). Проблемы с применимо-

стью метода Монина — Обухова связаны с некорректным и не впол-

не строгим использованием параметра шероховатости ледовой по-

верхности, который берется равным 10–3 м (согласно результатам

многочисленных измерений, обобщенных в (Зилитинкевич, 1970)).

Использование этого среднего значения неверно в силу значитель-

ной неоднородности ледовой поверхности в зоне абляции. Кроме

того, для расчета турбулентного потока тепла следует вводить па-

раметр термической шероховатости, который может существенно

88 89

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

но продолжительного периода наблюдений на Джанкуате показал,

что профиль скорости ветра в среднем, действительно, неплохо ап-

проксимируется логарифмическим законом.

Особенности радиационного режима ледников

Компоненты радиационного баланса по данным измерений

в летний сезон

В работах (Волошина, 1968; 2001) достаточно подробно разо-

браны особенности радиационного баланса поверхности ледни-

ков в области абляции и аккумуляции. Поэтому в рамках настоя-

щего исследования проанализированы только данные, полученные

в 2007–2018 гг., и результаты современных модельных расчетов.

Первые относительно долгопериодные измерения компонентов

радиационного баланса на ледниках Эльбруса после 1950– 1960-х гг.

были выполнены в 2007 г. (рис. 1.3.2, табл. 1.3.1). По данным изме-

рений, проводившихся в условиях ясной погоды и горизонтальной

видимости более 50 км в даты, близкие к летнему солнцестоянию,

величина приходящей коротковолновой радиации на Западном

плато достигала 1205 Вт/м2. Согласно оценкам, приведенным в (Во-

лошина, 1968), на седловине Эльбруса (т. е. примерно на тех же аб-

солютных высотах) в случае исключительно высоких значений

коэффициента прозрачности (0,98) величина приходящей коротко-

волновой радиации в послеполуденные часы в день летнего солнце-

стояния составляет 1230 Вт/м2, Таким образом, измеренная нами

величина близка к максимальному годовому значению приходящей

коротковолновой радиации. Близкие оценки были получены в Аль-

пах и Скалистых горах на высотах около 3000 м (You et al., 2010).

Для диапазона высот 3000–5000 м характерна малая величи-

на вертикального градиента приходящей коротковолновой радиа-

ции. Например, между двумя точками с разницей абсолютных высот

2200 м (Западное плато на Эльбрусе и язык ледника Джанкуат) раз-

личия между значениями приходящей коротковолновой радиации со-

ставили 55 Вт/м2, или 3 (Вт/м2) / 100 м. Основную роль в формирова-

нии радиационного баланса в высокогорных условиях играет альбедо.

Данное приложение аэродинамических формул было апро-

бировано на достаточно объемной выборке по леднику Джанку-

ат за периоды наблюдений в сезоны абляции 2007–2015 гг. и по-

казало хорошее соответствие с прямым методом измерения (eddy

covariance) — R 2 = 0,5 (рис. 1.3.1). Недостатком метода аэродина-

мических формул является предположение о логарифмичности

профиля ветра в приземном слое. Вместе с тем анализ достаточ-

Рис. 1.3.1. Диаграммы рассеяния, показывающие сравнение измеренного

пятидневного слоя абляции (H0) c вычисленной по уравнению теплового

баланса (3) с использованием различных схем расчета турбулентного

теплообмена: a) метода аэродинамических формул HA; б) метода

Кузьмина HK; в) метода Монина — Обухова HM; г) прямого метода HAG.

Пунктирными линиями показаны биссектрисы, соответствующие

идеальному совпадению измеренных значений с рассчитанными

90 91

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

Именно за счет потока отраженной радиации величина радиационно-

го баланса на Западном плато с 9:00 до 15:00 в два раза меньше, чем

на Джанкуате. За счет эффекта альбедо суточная сумма радиацион-

ного баланса в высотной зоне Эльбруса в среднем на 30 % меньше, чем

в зоне абляции Джанкуата. Согласно данным 2013 г., средние значе-

ния альбедо на Западном плато составили 66 % (±20 %). По резуль-

татам измерений примерно в тех же условиях в седловине Эльбруса

в июле — августе 1959–1963 гг. эта величина составила 74 % (Волоши-

на, 1968), скорее всего, за счет свежевыпавшего снега. Таких же значе-

ний величина альбедо достигала в 2018 г. По данным многолетних из-

мерений на ледниках Джанкуат и Гарабаши величина альбедо в зоне

абляции на высотах 3000 м составляет в среднем 25–30 %.

Рис. 1.3.2. Радиационный режим Западного плато Эльбрусa (Торопов и др., 2016):

а) приходящая коротковолновая радиация (Q) (1 — по данным метеостанции

DAVIS, 2 — по данным пиранометра Янишевского) 27.06.2013 — 01.07.2013;

б) осредненный суточный ход альбедо (ALB) 27.06.2013 — 01.07.2013; в) 3 —

радиационный баланс (R) и 4 — балл облачности (N) 27.06.2013 — 01.07.2013;

г) суточный ход радиационного баланса (R) на Западном плато (5) и на леднике

Джанкуат (6), а также балла облачности на МС Терскол (7), осредненные за

период 01.08.2007 — 31.08.2007

Таблица 1.3.1

Характеристики cуточных сумм компонент радиационного баланса по данным измерений,

осредненных за август 2007 г. и за период 26.06.2013 — 30.06.2013 (Q — приходящая коротко-

волновая радиация, R —отраженная коротковолновая радиация, E — длинноволновый баланс,

B — общий радиационный баланс; все величины в МДж/м2)

Станция Q R E B

Название Высота, м 2007 2013 2007 2013 2007 2013 2007 2013

Пятигорск*550 23,8 25,5 –4,8 –5,1 –6,3 –6,0 12,7 14,4

Ледник

Джанкуат 3000 25,5 26,8 –7,6 –6,0 –3,4 –5,3 14,5 16,7

Эльбрус,

Западное плато 5150 28,8 28,4 –16,3 –17,0 –6,5 –6,1 6,0 5,3

* По станции Пятигорск существуют лишь средние многолетние данные о компонентах радиационно-

го баланса, опубликованные в (Справочник по климату СССР, 1972), поэтому за 2007 и 2013 гг. они были

восстановлены по данным реанализа, погрешность которого в средних многолетних значениях для стан-

ции Пятигорск составляет ±10 %.

92 93

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

Различия могут быть связаны с неточностью измерения длинно-

волновых потоков радиации балансомером Янишевского образ-

ца 1950-х гг. в Эльбрусской экспедиции 1959–1965 гг. Кроме того,

на седловине выполнялись лишь разовые актинометрические из-

мерения. В коротковолновых потоках различия между результата-

ми разных экспедиций оказались небольшими (порядка 5 %).

На рис. 1.3.3 представлена временная изменчивость составляю-

щих радиационного баланса на Западном плато Эльбруса (5150 м)

в сравнении с ледником Гарабаши (3850 м). Также приведены рас-

четные значения приходящей коротковолновой радиации при яс-

ном небе с помощью модели CLIRAD(FC 05)-SW (Tarasova, Fomin,

2007), которая предварительно сравнивалась с высокоточным ал-

горитмом расчета радиации (Полюхов и др., 2017). В среднем по-

ток приходящей коротковолновой радиации при ясном небе на За-

падном плато больше, чем на Гарабаши, на 15 Вт/м2, т. е. примерно

на 1 % из-за уменьшения аэрозольно-оптической толщины атмосфе-

ры и ее влагосодержания по мере роста высоты над уровнем моря.

Реальные значения приходящей коротковолновой радиации разли-

чаются существенно больше. Если осредненная за период наблю-

дений суточная сумма приходящей радиации на Гарабаши состав-

ляет 25,4 МДж/м2, то на Западном плато она равна 27,2 МДж/м2.

Причина этих различий хорошо видна на рис. 1.3.3 и связана с режи-

мом облачности: на Гарабаши осредненный суточный ход типичен

для летнего сезона — суточный максимум приходящей коротковол-

новой радиации смещен на 11:00 из-за активного развития конвек-

тивной облачности около полудня, в то время, как на Западном

плато этот эффект выражен меньше. Заметную роль играет также

переотражение коротковолновой радиации от склонов. До высоты

5100 м развиваются только мощные кучевые или кучево-дождевые

облака, что происходит ближе к вечеру и не каждый день. Разница

радиационного баланса между двумя высотными зонами прослежи-

вается, прежде всего, в уходящем коротковолновом излучении, ко-

торое зависит от альбедо поверхности (его среднее значение на За-

падном плато составляет 0,75, а на Гарабаши 0,54). Существенные

для двух высотных зон различия альбедо проявляются в изменчи-

вости его среднесуточных значений. На Западном плато эта разница

Измерения на Западном плато показали, что величина длин-

новолнового баланса мало отличается от значений в низкогорье

(табл. 1.3.1). Это связано с близкими значениями разности между

нисходящим и восходящим потоками длинноволновой радиации

на Эльбрусе и в предгорных районах. В Пятигорске тепловое из-

лучение поверхности значительно больше, чем на Эльбрусе, в силу

существенно более высокой температуры. Однако и значения нис-

ходящего потока длинноволновой радиации в районе Пятигорска

ощутимо больше, чем на высоте 5150 м из-за большего влагосодер-

жания нижних слоев атмосферы по сравнению с верхними. Таким

образом, при разных значениях потоков теплового излучения ре-

зультирующая величина длинноволнового баланса на Эльбрусе

оказывается близкой к значениям в низкогорье.

На рис. 1.3.2, г представлен средний за два месяца ход радиаци-

онного баланса на Западном плато Эльбруса и на леднике Джанкуат

и осредненный за этот же период ход облачности по метеостанции

Терскол. Хорошо видно, что в сроки 15:00 и 18:00 значения ради-

ационного баланса на Эльбрусе меньше, чем на Джанкуате, всего

на 10–15 %, в то время как в 9:00 и в 12:00 эти величины отлича-

ются на 40–50 %. Это связано с отсутствием облаков нижнего яру-

са на высоте 5000 метров в утренние часы, а также с общим умень-

шением поглощения коротковолновой радиации из-за уменьшения

водности облаков.

Величины радиационного баланса, полученные по леднику

Джанкуат на высоте 3000 м, хорошо согласуются с измерениями

на леднике Гарабаши в июле 1960 г. на высоте 3500 м. Для ледника

Гарабаши средняя за июль суточная сумма составила 13,1 МДж/м2,

по леднику Джанкуат для июля 2013 г. получена величина

13,9 МДж/м2. Однако для верхних зон Эльбруса данные, получен-

ные в разные годы, существенно различаются. Так, в (Волошина,

1968) показано, что в седловине Эльбруса суточная сумма ради-

ационного баланса близка к 0, а в один из дней (02.08.1959) рав-

на –1,1 МДж/м2. Между тем в схожих условиях на Западном пла-

то по данным автоматической станции AАNDERАA за два месяца

ни разу не были зафиксированы нулевые значения радиационного

баланса, а минимальные суточные суммы составили 1,5–2 МДж/м2.

94 95

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

отсутствует, т. к. состояние поверхности практически все время эк-

вивалентно свежевыпавшему снегу, в то время как на Гарабаши из-

менчивость велика. Наиболее ярко альбедный эффект проявился

14 июля 2018 г.: значение отражательной способности скачкообраз-

но уменьшилось вдвое (с 0,4 до 0,2) из-за обнажения слоя пыли,

выпавшей в марте 2018 г. Однако уже 16 июля вторжение морско-

го умеренного воздуха стало причиной обильных осадков и пони-

жение температуры, в результате чего на высоте 3850 м. сформи-

ровался временный снежный покров. Скачкообразное увеличение

альбедо вызвало резкое снижение суточной суммы радиационно-

го баланса до аномально низких значений 2 МДж/м2, что в 4,2 раза

меньше средних величин. Эффект летних снегопадов, существенно

тормозящих абляцию на Кавказе, Памире и в других горно-ледни-

ковых районах, описан в (Волошина, 2001). В целом радиационный

баланс на Западном плато оказывается меньше, чем на Гарабаши,

почти в 3 раза. Прежде всего это происходит за счет альбедного эф-

фекта. Кроме того, существенную роль играют различия в длинно-

волновом балансе — потеря энергии за счет теплового излучения

на Западном плато в среднем в полтора раза выше, чем на Гарабаши,

из-за существенно меньшего влагосодержания атмосферы и водно-

сти облаков. Важной особенностью климата высокогорной зоны

Эльбруса является тот факт, что даже в разгаре летнего сезона ра-

диационный баланс здесь в отдельные дни может быть отрицатель-

ным даже на масштабах суточного суммирования. На протяжении

метеорологических измерений в 2018 г. такая ситуация отмечалась

дважды в условиях облачной погоды на фоне интенсивных осадков.

Компоненты радиационного баланса

по данным измерений в зимний сезон

Интерес также представляют пространственно-временные осо-

бенности распределения компонентов радиационного баланса

на Эльбрусе в зимнее время в сравнении с прилегающими террито-

риями. Примером могут служить результаты измерений 30.01.2016–

04.02.2016 в трех контрастных высотных зонах — в Кисловодске,

Шаджатмазе и на станции канатной дороги Мир. В ходе абсолют-

ных значений суммарной радиации в Кисловодске (рис. 1.3.4, а)

Рис. 1.3.3. Компоненты радиационного баланса: а) на Западном плато (5150 м);

б) на леднике Гарабаши (3850 м) (1 — суммарная солнечная радиация,

2 — тепловое излучение атмосферы, 3 — отраженная солнечная радиация,

4 — тепловое излучение поверхности ледника); в) осредненный за 20 суток

экспедиции суточный ход компонентов коротковолнового баланса (суммарная

радиация при ясном небе на Западном плато (1), на Гарабаши (2); наблюденная

суммарная солнечная радиация на Западном плато (3), на Гарабаши (4),

альбедо на Западном плато (5) и на Гарабаши (6))

96 97

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

чительны. Заметное увеличение разницы между ДНР и ДВР 6 фев-

раля связано с повышением суммарной и отраженной радиации.

На станции канатной дороги Мир (3500 м) слой облаков относи-

тельно тонкий, их водность существенно меньше, чем в нижней тро-

посфере, вследствие чего даже наличие высокого балла облачности

не столь существенно ослабляет поток суммарной радиации. Мак-

симум (600–650 Вт/м2) суммарной радиации, помимо 31 января

и 3 февраля, наблюдался также и 4 февраля, несмотря на десятибал-

льную облачность в течение дня (рис. 1.3.4). Максимумы отражен-

ной радиации (320 Вт/м2) наблюдались в те же дни. Различия между

абсолютными значениями ДНР и ДВР максимальны (40 Вт/м2) пос-

ле дней с наибольшими значениями суммарной и отраженной ради-

ации (ночью 31 января, 3 и 4 февраля), что связано с сильным радиа-

ционным выхолаживанием при ясном небе в ночное время.

Потоки радиации в разных пунктах наблюдений существенно

отличаются на разных абсолютных высотах (рис. 1.3.4). 4 февраля

наблюдалась 10-балльная облачность во всех трех точках. Макси-

мальные значения суммарной коротковолновой радиации наблю-

даются на станции Мир (660 Вт/м2), а минимальные — в Кисло-

водске (400 Вт/м2). Влияние облачности на суммарную радиацию

оказалось существенно различным, что связано с вертикальной

мощностью облаков. В Кисловодске, как наиболее низко располо-

женном, мощный слой 10-балльной облачности значительно ос-

лаблял поток суммарной радиации. На станции Мир в условиях

высокогорья слой облаков был относительно тонким, и облака пре-

имущественно располагались ниже станции, что приводило к су-

щественно меньшему ослаблению суммарной радиации.

Максимальное значение отраженной коротковолновой ради-

ации наблюдалось на плато Шаджатмаз (450 Вт/м2), а минималь-

ное — в Кисловодске (150 Вт/м2). Такое распределение связа-

но с характером поверхности метеорологических площадок. Для

плато Шаджатмаз характерно наличие снежного покрова с вы-

сокой отражательной способностью, а в Кисловодске снег отсут-

ствовал в течение большей части периода наблюдений. На метео-

рологической площадке станции Мир отражательная способность

оказалась меньше, чем на плато Шаджатмаз, что связано с близко

четко проявляются три максимума — 31 января, 2 и 3 февраля

(500–550 Вт/м2). Это связано с отсутствием облачности 31 янва-

ря и 3 февраля и ее незначительным количеством, увеличивающим

долю рассеяния, 2 февраля. Отраженная радиация напрямую зави-

сит от количества солнечной энергии, поступающей к поверхно-

сти. Поэтому в пасмурные дни наблюдались минимальные значе-

ния отраженной радиации (порядка 100 Вт/м2), а в более ясные дни

31 января, 2 и 3 февраля — ее величина достигала 150 Вт/м2.

В ходе длинноволновой радиации проявляется четкая зависи-

мость от облачности — различия максимальны в ясные дни (31 ян-

варя разница между нисходящей длинноволновой радиацией

(ДНР) и восходящей длинноволновой радиацией (ДВР) составила

30 Вт/м2). Особенно сильно изменялись суточные значения длин-

новолновой радиации 3, 4 и 5 февраля — в связи с радиационным

прогревом поверхности и трансформацией воздушной массы об-

щий фон значений длинноволновой радиации заметно возрастал.

На плато Шаджатмаз (рис. 1.3.4) видна четкая зависимость сум-

марной радиации от балла облачности. Наибольшие значения от-

мечались в те дни, когда балл облачности снижался. Наблюдалось

два максимума притока солнечной радиации: 31 января и 3 февра-

ля (600 Вт/м2). Это объясняется высотным расположением пла-

то Шаджатмаз (2070 м): в эти дни там отмечались облака верхнего

яруса, мощность которых незначительно препятствовала притоку

коротковолновой радиации. 1 февраля наблюдался минимум в ходе

суммарной радиации (300 Вт/м2) — целый день была плотная об-

лачность, связанная с прохождением атмосферного фронта. Абсо-

лютные значения отраженной радиации максимальны (500 Вт/м2)

в те же дни, когда были измерены наибольшие значения суммар-

ной радиации, — 31 января и 3 февраля. Различия в длинноволно-

вой радиации можно объяснить зависимостью от величины прямой

солнечной радиации, облачности и альбедо поверхности. Макси-

мальные различия между ДНР и ДВР (100 Вт/м2) наблюдались

в дни максимумов хода отраженной и суммарной радиации. Это

связано с сильным радиационным выхолаживанием в ночное вре-

мя. Также наблюдались заметные колебания в ДНР, тогда как ДВР

почти не менялась, поскольку колебания температуры были незна-

98 99

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

расположенными постройками на канатной дороге, снижающими

общий фон отражательной способности.

В ясный день (31 января) максимальные значения суммарной

коротковолновой радиации были измерены на Мире (630 Вт/м2),

а минимальные — в Кисловодске (540 Вт/м2). Это подтверждает

известную закономерность увеличения суммарной коротковол-

новой радиации с высотой. Максимальные и минимальные значе-

ния отраженной коротковолновой радиации 31 января аналогичны

значениям 4 февраля — максимальны на плато Шаджатмаз, мини-

мальны в Кисловодске. Данное распределение также связано с ха-

рактером поверхности метеорологических площадок.

Для остальных дней распределение суммарной и отраженной

коротковолновой радиации аналогично за исключением неболь-

ших промежутков времени, когда наблюдались отклонения, свя-

занные с различной облачностью и ее распределением, а также

с изменением отражательной способности поверхностей метеоро-

логических площадок.

Итоговые значения радиационного баланса показаны на рис. 1.3.4.

Одной из главных причин различий между точками наблюдений слу-

жит облачность. Максимум суммарной радиации (670 Вт/м2) наблю-

дается при облачности 4–6 баллов, что соответствует теоретическим

представлениям об увеличении суммарной радиации и радиационно-

го баланса при частичной облачности из-за переотражения от обла-

ков, когда диск солнца остается открытым.

В дневные часы максимальные значения радиационного балан-

са отмечались в Кисловодске (450 Вт/м2), а минимальные на пла-

то Шаджатмаз (60 Вт/м2). При этом радиационный баланс в Кис-

ловодске очень изменчив по сравнению с показателями на станции

Мир. Как видно из рис. 1.3.4, разница между суммарной и отражен-

ной коротковолновой радиацией больше на метеоплощадке в Кис-

ловодске. При этом разница между ДНР и ДВР примерно одинако-

ва, чем объясняется максимальное значение радиационного баланса

в данной точке. Обратная ситуация на плато Шаджатмаз. Здесь

при малой разнице ДНР и ДВР наблюдается минимальная разница

между суммарной и отраженной коротковолновой радиацией. При

этом только на плато Шаджатмаз значения радиационного баланса

Рис. 1.3.4. Ход составляющих радиационного баланса в г. Кисловодске (а),

на плато Шаджатмаз (б) и на станции канатной дороги Мир (с)

100 101

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

ных по влажности на станциях Кисловодск и Шаджатмаз. Для

исключения влияния облачности расчеты проводились толь-

ко по срокам с полностью открытым диском Солнца, т. е. 31 ян-

варя и 3 февраля. Измерения влагосодержания на станции ка-

натной дороги Мир были выполнены с помощью фотометра

Microtops II.

Для расчетов использовалась следующая зависимость длинно-

волновой радиации от температуры воздуха и влагосодержанием

атмосферы:

EATB

a=+ +, (1.12)

где A = 2,722, B = 28,53, C = 209,5 — эмпирические коэффициен-

ты, T — температура воздуха (°C), W — влагосодержание (мм),

Еа — длинноволновая нисходящая радиация ДНР, Вт/м2. Данная

формула была получена в Метеорологической обсерватории МГУ

(МО МГУ) с помощью инфракрасного радиометра (пиргеометра

Эппли) модели PIR (Незваль и др., 2012). Для уточнения данной

формулы между всеми составляющими (температура, влагосо-

держание, ДНР) была выполнена оценка линейной корреляции.

Использовались данные, полученные непосредственно в точках

наблюдения. Нормированные коэффициенты корреляции приве-

дены в табл. 1.3.2. Отчетливо прослеживается существенное влия-

ние обоих факторов на величину ДНР.

в течение практически всего периода были отрицательные, что яв-

ляется следствием низких значений баланса коротковолновой ра-

диации при сопоставимом с другими точками уровне длинновол-

нового баланса.

Значение альбедо в Кисловодске непостоянно и не имеет

определенной закономерности. Это может быть связано с вли-

янием городской среды на метеорологическую площадку — бы-

стрым таянием и образованием снежного покрова. Резкое повы-

шение альбедо (с 30 до 50 %) 1 февраля связано со снегопадом

в зоне холодного фронта (см. главу 1). Среднее значение альбедо

на метеорологической площадке в Кисловодске составило 27 %.

На площадке станции канатной дороги Мир величины альбедо

практически не меняются и колеблются от 49 до 53 %. Это связано

с ее положением на южном склоне Эльбруса, где в течение всего

периода наблюдений лежал сплошной снежный покров, толщина

которого периодически менялась в результате выпадения и пере-

метания снега. Среднее значение альбедо на площадке на плато

Шаджатмаз составляло 84 % и практически не менялось.

Максимальные значения отраженной коротковолновой ра-

диации наблюдались на плато Шаджатмаз, расположенном ниже

станции канатной дороги Мир. С ростом абсолютной высоты

уменьшаются значения и колебания потоков длинноволновой

радиации (около 300 Вт/м2). Итоговый радиационный баланс

в ясные и малооблачные дни был максимальным в Кисловодске.

В пасмурных условиях значения на Мире и в Кисловодске были

схожи. Минимальных значений радиационный баланс достигал

на плато Шаджатмаз.

Оценки длинноволновой нисходящей радиации по данным

о температуре воздуха и влагосодержании

Зимой 2018 г. длинноволновая нисходящая радиация

(ДНР), зависящая от температуры воздуха, влагосодержания

и облачности, измерялась на всех трех точках с помощью датчи-

ков Kipp&Zonen. Но расчет ДНР производился только по дан-

ным со станции Мир. Это связанно с отсутствием надежных дан-

Таблица 1.3.2

Матрица коэффициентов корреляции между температурой возду-

ха t, влагосодержанием атмосферы W и ДНР

t W ДНР

t1 0,44 0,98

W1 0,43

ДНР 1

102 103

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

Графическое изображение формулы (1.13) также представлено

на рис. 1.3.5, по которому видно, что линейная зависимость между

измеренными и расчетными значениями ДНР практически идеаль-

на (R 2 = 0,9588). В условиях нехватки данных радиационных изме-

рений полученная зависимость может в дальнейшем широко при-

меняться для расчетов ДНР в Приэльбрусье.

Пространственная изменчивость приходящей

коротковолновой радиации

Корректная оценка слоя абляции горных ледников невоз-

можна без учета распределения приходящей солнечной радиации

в зависимости от экспозиции склона, его крутизны и закрытости

горизонта. Исключительная важность этих факторов известна

давно, поэтому в работах, посвященных расчетам радиационно-

го баланса горных ледников, они всегда учитывались (Черкасов,

1980). Интенсивное развитие моделей переноса лучистой энергии

позволяет учитывать не только орографическую составляющую,

но и спектральные особенности поглощения коротковолновой

радиации и зависимости коротковолнового баланса от высоты

ледниковой поверхности. Для оценки пространственных вариа-

ций коротковолновых потоков радиации на поверхности Эльбру-

са использовался радиационный алгоритм CLIRAD(FC 05)-SW

(Fomin, Correa, 2005). В данном алгоритме спектр разбит на 3 по-

лосы в УФ и видимой области (<0,7 мкм) и 5 полос в ближнем

ИК-диапазоне (>0,7 мкм). Учитывается поглощение радиации

водяным паром (Н2О), озоном (О3), кислородом (О2) и углекис-

лым газом (СО2). Коэффициенты отражения и пропускания каж-

дого слоя атмосферы вычисляются с использованием приближе-

ния δ-Эддингтона. Погрешности расчета суммарной радиации

при малых значениях аэрозольной оптической толщины не пре-

вышают 2 % (Полюхов и др., 2017).

Экспериментальный расчет суммарной солнечной радиации

производился для июля с дискретностью 30 мин. В алгоритме учи-

тываются изменения высоты рельефа (рис. 1.3.6, а). Для уточне-

ния оценок радиации на склоны использовались хорошо известные

На рис. 1.3.5. приведены данные измеренных с помощью ради-

ометров Kipp&Zonen значений ДНР и рассчитанных по формуле

(1.12). Отмечается расхождение, которое определяется локальны-

ми особенностями температурных профилей и высотой местности.

Вместе с тем заметна тесная связь температуры и влагосодержания

с ДНР. На этом основании с помощью метода множественной ли-

нейной регрессии на основе измеренных данных о температуре воз-

духа, влагосодержании атмосферы и ДНР были получены коэффи-

циенты для формулы расчета ДНР:

EXTY

a=⋅+⋅ +, (1.13)

где X = 2,803, Y = 0,253, Z = 199,916 — эмпирические коэффициен-

ты, определенные регрессионным способом, T — температура воз-

духа (°C), W — влагосодержание (см), Еа — ДНР.

Рис. 1.3.5. Сопоставление измеренных и рассчитанных по формулам

1.12 (зеленые ромбы) и 1.13 (желтые треугольники) значений ДНР за

31 января

104 105

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

Максимальное количество радиации приходит на южный ма-

кросклон Эльбруса — в среднем на 5–10 МДж/м2 за сутки больше,

чем на северный. В эквиваленте затрат тепла на таяние это означает

дополнительные 15–30 мм в. э., или 30–50 % от среднего слоя стаи-

вания для региона. Также есть участки с большой закрытостью го-

ризонта, для которых суточная сумма радиации составляет меньше

10 МДж/м2. В основном это участки склонов северной или запад-

ной экспозиции.

зависимости (Müller, Scherer, 2005). Поступление прямой радиации

на наклонную поверхность склона определялось как:

(sin )(cos)

[cos cos

SS mask

sinsin cos

shadow

NS NS

ΘΘ

ΘΘ ΘΘ f

−

()

, (1.14)

где Ss — прямая радиация на наклонную поверхность, S — пря-

мая радиация на перпендикулярную солнечным лучам площад-

ку,

−

высота Солнца,

−

угол наклона склона,

−

азимут

Солнца, f

− экспозиция склона. Азимуты были рассчитаны

от направления на юг по часовой стрелке. Для задания нали-

чия или отсутствия тени использовалась следующая бинарная

маска:

mask если тень есть

если тени нет

shadow=







,. (1.15)

Таким образом, влияние ориентации и формы склонов на пря-

мую радиацию учитывалось с помощью следующего корректирую-

щего фактора:

tan

()

SSmask

sshadow

=+−











1Θ

Θcosff . (1.16)

Оценка рассеянной составляющей в суммарной радиации про-

водилась с учетом открытости горизонта.

DDsvfR svf

=+−*()1

, (1.17)

где Ds — рассеянная радиация с учетом закрытости горизонта, D —

рассеянная радиация, R — отраженная радиация, svf — закрытость

горизонта, выраженная в долях единицы. SVF определяет, какая

часть небосвода в данной точке открыта (рис. 1.3.6, б).

Рис. 1.3.6. Пространственная изменчивость характеристик приходящей

солнечной радиации в июле для района Эльбруса: а) суточная сумма

с учетом рельефа, мДж/м2; б) закрытость горизонта (sky view factor);

в) суточная сумма с учетом закрытости горизонта

106 107

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

мощью метода аэродинамических формул. Во всех выбранных

случаях во временном ходе компонент теплового баланса просле-

живается 3–7-суточная периодичность, соответствующая типич-

ному периоду синоптической изменчивости, которая в условиях

высокогорного района Кавказа проявляется в режиме облачности,

а значит, и радиационного баланса.

В год со значительной повторяемостью малооблачных усло-

вий (например, 2014 г., рис. 1.3.7, г) коэффициент корреляции

между среднесуточными затратами тепла на таяние и радиацион-

ным балансом составил –0,94, тогда как в условиях наиболее об-

лачного сезона абляции (2008 г.) он не превышал значение –0,6.

В остальные годы коэффициент корреляции колебался в диапазо-

не от –0,6 до –0,81. Менее изменчивая связь прослеживается меж-

ду затратами тепла на таяние и турбулентным теплообменом —

нормированный коэффициент корреляции меняется в диапазоне

от –0,7 до –0,85. Статистически значимая связь между величиной

потока тепла за счет конденсации водяного пара на поверхности

ледника и затратами тепла на таяние была выявлена только для

2008 г. и составила –0,64.

Средние величины компонент радиационного баланса и со-

ответствующих им метеорологических величин за период 2007–

2015 гг. приведены в табл. 1.3.3. На леднике Джанкуат наимень-

шей межгодовой и межсуточной изменчивостью характеризуется

скорость ветра: межгодовая изменчивость не превышает 1 м/с.

Эта стабильность объясняется преобладанием ледникового ветра,

который отмечается в зоне абляции Джанкуата в 80 % случаев.

Сравнительно небольшая межгодовая изменчивость отмечается

и для относительной влажности (около 10 %), хотя межсуточная

изменчивость этой величины может быть значительной (мини-

мальные значения во время фенов достигают 13–18 %). Темпера-

тура воздуха на уровне 2 м над поверхностью более изменчива.

В среднем за сезон абляции она составляет +7,5 °C, однако сред-

неквадратическое отклонение достигает 2,3 °C. Межгодовая из-

менчивость температуры тесно связана с изменчивостью прихо-

дящей коротковолновой радиации, а значит, и с затратами тепла

на таяние.

Тепловой баланс ледников

Особенности теплового баланса в зоне абляции

Оценки нерадиационных компонентов теплового баланса

на ледниках Приэльбрусья и Эльбруса в зоне абляции проводи-

лись неоднократно. Наиболее полные результаты были получены

на леднике Джанкуат, расположенном в 25 км от Эльбруса и на-

ходящемся в тех же гляциоклиматических условиях. На рис. 1.3.7

приведены примеры межсуточной изменчивости компонент те-

плового баланса в верхней части области абляции (IV морфоло-

гической зоне) ледника Джанкуат, которые были рассчитаны с по-

Рис. 1.3.7. Временной ход компонент теплового баланса (Вт/м2)

на леднике Джанкуат в период активной абляции (июль — август) в:

а) 2007 г.; б) 2008 г.; г) 2013 г.; д) 2014 г.; 1 — радиационный баланс,

2 — затраты тепла на таяние, 3 — турбулентный теплообмен, 4 — затраты

тепла на испарение (Торопов и др., 2018)

108 109

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

Таблица 1.3.3

Среднесуточные метеорологические величины на леднике Джанкуат, в 2007–2015 гг., осреднен-

ные за периоды наиболее интенсивной абляции за 2007–2015 гг. В скобках даны стандартные

отклонения соответствующих величин. По: (Торопов и др., 2018)

Год

Основные метеорологические величины Составляющие радиационно-

го баланс

Вт/м2

Характеристики

таяния*

Температура воз-

духа

T, °C

Относитель-

ная влаж-

ность F, %

Скорость ве-

тра

U, м/c

сред. мин. макс. сред. мин. сред. мин. SW+SW–LW+LW–М, Вт/м2Н, мм

2007 8,0

(±2,6) 0,4 13,5 66

(±19) 13 3,8

(±1,7) 8,4 247

(±99) 68

(±39) 280

(±27) 314

(±3) –302

(±130) –3960

2008 8,1

(±2,1) 2,3 13,9 72

(±15) 24 4,2

(±1,8) 9,3 237

(±105) 88

(±58) 291

(±26) 315

(±4) –276

(±105) –2840

2009 6,0

(±2,5) –0,5 14,2 76

(±13) 36 3,8

(±1,7) 9,0 225

(±88) 71

(±48) 286

(±29) 313

(±8) –234

(±110) –2740

2010 8,3

(±2,2) 2,9 15,2 68

(±14) 31 4,2

(±1,3) 8,5 265

(±84) 43

(±15) 293

(±21) 317

(±5) –300

(±100) –3300

2012 7,7

(±2,0) 1,7 15,2 71

(±15) 31 3,9

(±1,6) 7,9 267

(±104) 57

(±25) 290

(±19) 323

(±3) –290

(±117) –3550

2013 5,0

(±2,2) –0,7 10,7 77

(±12) 40 3,5

(±2,0) 10,5 225

(±98) 53

(±30) 300

(±22) 325

(±4) –235

(±121) –2420

2014 7,6

(±2,1) 2,4 14,7 67

(±16) 18 3,6

(±1,6) 8,3 274

(±111) 47

(±18) 306

(±18) 293

(±6) –308

(±133) –3710

2015 8,8

(±2,8) –0,1 17,9 65

(±17) 15 4,0

(±1,8) 8,9 308

(±78) 75

(±22) 357

(±10) 332

(±5) –322

(±105) –3754

Среднее 7,5

(±2,3) 1,1 14,4 70

(±17) 25 3,9

(±1,7) 8,9 231

(±94) 63

(±25) 300

(±10) 317

(±5) –283

(±116) –3276

* В качестве характеристик таяния даны среднесуточные затраты тепла на таяние льда M и сумма абляции

за соответствующий год H.

Таблица 1.3.4

Суммарные компоненты теплового баланса (мДж/м2) на леднике Джанкуат в период наиболее

высокой абляции за 2007–2015 гг.: SW+ — нисходящий (суммарный) поток коротковолновой

радиации; SW– — восходящий (отраженный) поток коротковолновой радиации; LW+ — длин-

новолновое излучение атмосферы; LW– — длинноволновое излучение поверхности ледника;

A — альбедо поверхности; R — радиационный баланс (в скобках указан его вклад в таяние со-

гласно расчетам (первое значение) и на основе измерений (второе значение)); H и LE — турбу-

лентные потоки тепла и влаги соответственно (в скобках указаны их вклады в таяние согласно

расчетам); Qmelt — рассчитанные затраты тепла на таяние; Q0

melt — затраты тепла на таяние, полу-

ченные на основе натурных данных. По: (Торопов и др., 2018)

Год SW+SW–LW+LW–A, % R H LE Qmelt Q0

melt

2007 26,1 4,9 24,6 27,3 19 185 (57–71) 11,3 (35) 2,6 (8) –32,4 –26,2

2008 21,8 7,1 26,0 27,5 32 13,2 (48–58) 11,2 (41) 3,0 (11) –27,4 –23,9

2009 20,2 4,7 26,1 27,3 23 14,3 (58–71) 7,6 (31) 2,9 (12) –24,8 –20,2

2010 22,5 4,0 25,6 27,4 18 16,7 (54–65) 11,5 (37) 3,0 (10) –31,2 –25,8

2012 22,9 4,9 25,1 27,9 21 15,2 (51–60) 11,5 (39) 3,0 (10) –29,7 –25,2

2013 20,7 4,9 26,2 27,9 24 14,1 (61–70) 6,2 (27) 2,9 (12) –23,2 –20,2

2014 24,2 4,5 26,4 25,3 19 20,8 (73–78) 5,1 (18) 2,6 (9) –28,5 –26,6

2015 26,2 6,4 28,9 26,7 24 22,4 (69–80) 7,4 (23) 2,7 (8) –32,5 –27,9

Среднее 23,1 5,2 27,2 27,2 23 16,9 (59–69) 9,0 (31) 2,8 (10) –28,7 –24,5

110 111

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

сезонов. Это объясняется тем, что вклад радиационного фактора

в таяние определяется приходящей коротковолновой радиацией,

которая зависит от облачности. Высокая доля турбулентного по-

тока тепла отмечается в годы, когда температура воздуха устойчи-

во выше нормы, поэтому градиент температуры в приземном слое

воздуха выше среднего. Такая ситуация может наблюдаться в лю-

бых синоптических условиях.

В табл. 1.3.4 приведены суммы компонентов радиационного ба-

ланса за период максимальной абляции. Минимумы приходящей

коротковолновой радиации и радиационного баланса проявляются

в 2009 и 2013 гг. Как видно из табл. 1.3.3, этим годам соответству-

ют отрицательные аномалии температуры, осредненной за этот же

период. Интересным исключением является 2008 г., для которого

характерна минимальная за рассматриваемый период сумма ради-

ационного баланса (13,2 мДж/м2), но при этом температура возду-

ха составляет +8,1 °C, что выше среднего многолетнего значения

на 0,6 °C. Это связано с ролью синоптических процессов в форми-

ровании температурного режима: циклонический характер погоды

в сезон абляции 2008 г. обусловил высокую повторяемость облач-

ных дней и при этом частую адвекцию теплого воздуха из тропи-

ческих широт. Отмечается также значительная изменчивость аль-

бедо в точке наблюдений в пределах зоны абляции: при среднем

значении 23 % средние сезонные значения варьируют от 18 до 32 %.

Оценка пространственно-временной изменчивости альбедо, свя-

занная со снегопадами разной интенсивности в начальный и ко-

нечный период сезона абляции (Волошина, 2001), а также оценка

роли осажденного атмосферного аэрозоля (Lim et al., 2017) являют-

ся важными проблемами в тепло-балансовых задачах гляциологии.

Измерения в одной точке, анализируемые в данной работе, имеют

физический смысл, однако не отражают в полной мере вариации

потока отраженной радиации.

Межгодовая изменчивость структуры теплового баланса лед-

ника Джанкуат хорошо видна на рис. 1.3.8, а. Максимальные значе-

ния слоя абляции даже на основе такой короткой выборки не всег-

да тесно связаны со средней температурой воздуха. Выделяются

два характерных типа распределения вклада различных факторов.

Первый тип характеризуется доминирующей ролью радиацион-

ного баланса (до 70–80 %). Второй тип — соизмеримым вкладом

в таяние радиационного баланса (50–65 %) и турбулентного потока

тепла (30–40 %). Этот тип всегда отмечается на фоне положитель-

ной аномалии температуры в период активной абляции, в то вре-

мя как первый может наблюдаться как на фоне аномально теплого

(2007, 2015 гг.), так и на фоне аномально холодного (2009, 2013 гг.)

Таблица 1.3.5

Средний вклад основных компонент теплового баланса в таяние

ледников умеренных широт (Qmelt) в процентах, % в сравнении

с ледником Джанкуат (Торопов и др., 2018)*: R — радиационный

баланс; H — турбулентный теплообмен, LE — тепловой эквивалент

конденсации (со знаком +) и затраты тепла на испарение (со зна-

ком –); Δ — невязка между Qmelt и R+H+LE, возникающая за счет

ошибок измерений, а также недоучета величин в уравн. (1.8)

Характеристика ледника R H LE Qmelt ∆

Название Высота

Kesselwandferner (Альпы) 3240 54 62 –8 –100 –8

Ewigshneefeld (Альпы) 3366 93 9 –4 –98 0

Aletsgletsher (Альпы) 2220 71 21 8 –100 0

Медвежий (Памир) 3050 95 5 –3 –97 3

Малый Актру (Алтай) 2340 82 15 3 –100 0

Марух (Кавказ) 2910 98 1 1 –100 –1

Гарабаши (Кавказ) 3500 82 18 –9 –91 –9

Джанкуат (Кавказ)*2950 69 31 10 –100 –10

Ampere glacier (Кергелен) 550 58 25 16 –99 –1

Moreno (Анды) 480 47 50 1 –98 –2

Tyndall (Анды) 620 60 34 5 –99 –1

* Результаты по леднику Джанкуат получены авторами, данные

по альпийским ледникам заимствованы из работы (Оhmura, 2001); по лед-

никам Медвежий, Малый Актру и Марух — из (Волошина, 2001); по лед-

нику Ampere glacier — (Poggi, 1977); по ледникам Moreno и Tyndall —

(Takeuchi et al., 1999).

112 113

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

идет об абсолютном преобладании радиационного баланса (98 %),

которое в (Волошина, 2001) не комментируется. Возможно, такая

необычная структура теплового баланса связана с преобладанием

дневных измерений и с недостаточным объемом выборки.

На рис. 1.3.8, б представлен осредненный за весь период на-

блюдения суточный ход компонент теплового баланса на леднике

Джанкуат. В ночные часы таяние полностью определяется турбу-

лентным теплообменом, который особенно велик в случае фенов.

Этот известный эффект, называемый «катабатическим добавком»,

описан, в частности, в работе (Broeke, 1997) и в определенных си-

ноптических ситуациях может давать существенный вклад в тая-

ние ледников Эльбруса.

Анализ данных масс-балансовых наблюдений на Джанкуате

за 1969–2015 гг. показал, что резкая деградация ледника в послед-

ние 20 лет связана, прежде всего, с аномалиями абляции, а значит,

с особенностями метеорологического режима в летний сезон.

Особенности теплового баланса в зоне аккумуляции

Особенности теплового баланса в области аккумуляции лед-

ников Эльбруса могут быть рассмотрены на примере Западно-

го плато. На рис. 1.3.9, б, в представлена временн я изменчивость

компонент теплового баланса, в том числе турбулентных потоков

тепла, влаги и диффузии тепла в толще снега. Хорошо видно, что

в условиях Западного плато главным фактором, определяющим

тепловой бюджет снежной поверхности, служит радиационный

баланс. В верхней части области аккумуляции ледников Эльбру-

са турбулентный теплообмен чаще способствует выхолажива-

нию поверхности, отводя от нее в среднем около 15 % энергии ра-

диационного баланса, тогда как в зоне абляции горных ледников

умеренных и субтропических широт вклад потока явного тепла

в таяние может достигать 20–30 % (Торопов и др., 2018; Волоши-

на, 2001). Так происходит потому, что летом на Западном плато

повторяемость неустойчивой стратификации, судя по выполнен-

ным нами измерениям, примерно на 20–25 % выше, чем безраз-

личной и устойчивой. Поверхность достаточно часто прогревается

В табл. 1.3.5 дано сравнение результатов, полученных нами

в данной работе, с данными других авторов по горным ледникам

умеренной климатической зоны (Ohmura, 2001; Wheler et al., 2014;

Poggi, 1977; Волошина, 2001; Takeuchi et al., 1999). Превалирующая

роль радиационного баланса характерна для ледников в диапазо-

не высот 2200–3200 м, тогда как для ледников, расположенных

на высотах ниже 1000 м, не менее важен вклад турбулентного те-

плообмена за счет большей по сравнению с высокогорьем разницы

между температурой поверхности ледника и приземного воздуха.

В целом для оледенения Центрального Кавказа на примере ледни-

ков Гарабаши и Джанкуат вклад радиационной компоненты в тая-

ние составляет 70–80 %, турбулентного потока тепла — 20–30 %,

а вот величина LE может быть как положительной, так и отрица-

тельной (на леднике Гарабаши преобладают затраты тепла на испа-

рение, в то время как на Джанкуате — теплота конденсации. Дан-

ные по леднику Марух интерпретировать достаточно сложно: речь

Рис. 1.3.8. Структура теплового баланса ледника Джанкуат в июле-

августе: а) в среднем за периоды интенсивной абляции в 2007–2015 гг.

(1 — средняя суточная температура воздуха, 2 — вклад радиационного

баланса, 3 — вклад турбулентного потока тепла, 4 — вклад теплоты

конденсации); б) — осредненный за все сезоны абляции суточный ход

компонент теплового баланса (5 — радиационный баланс, 6 — турбулентный

поток тепла, 7 — теплота конденсации на поверхность ледника, 8 — затраты

тепла на таяние по натурным данным, 9 — рассчитанные затраты тепла

на таяние)

114 115

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

до точки таяния (0 °C), тогда как температура воздуха даже на вы-

соте 0,25 м остается отрицательной. Еще больше энергии затрачи-

вается на испарение жидкой фазы с поверхности снега, поскольку

воздух на уровне шероховатости над снежной поверхностью всег-

да оказывается близким к состоянию насыщения, т. е. поток вла-

ги направлен от снежной поверхности к атмосфере. Величина за-

трат тепла на испарение LE в условиях Западного плато составляет

примерно половину от радиационного баланса. Диффузия тепла

в снежном покрове невелика (суточная сумма в среднем составля-

ет 0,1 мДж/м2) и в дневные часы направлена от поверхности в тол-

щу снега, а в ночные, наоборот, к поверхности. Дополнительным

источником тепла в толще снега в ночные часы является процесс

замерзания жидкой фазы воды. В целом типичный диапазон зна-

чений компонент теплового баланса в околополуденные часы сле-

дующий: радиационный баланс 150–350 Вт/м2, поток явного тепла

30–80 Вт/м2, поток скрытого тепла –20… —60 Вт/м2, поток тепла

в толщу снега –20… —40 Вт/м2. В ночные часы радиационный ба-

ланс чаще всего варьирует в диапазоне 0… —60 Вт/м2, поток явного

тепла –20…+70 Вт/м2, поток скрытого тепла –20…+20 Вт/м2, поток

тепла в снежной толще 20–30 Вт/м2.

Несмотря на явное преобладание радиационного баланса, роль

потоков тепла и затрат на испарение в определенных условиях мо-

жет быть значительной, как усиливая, так и ослабляя радиацион-

ный эффект (рис. 1.3.9, а, табл. 1.3.6). Такими условиями могут

быть сильный ветер, вторжение холодного или аномально сухого

воздуха.

Одним из важных результатов измерений и расчетов компо-

нентов теплового баланса ледников в зоне аккумуляции является

количественная оценка возможной потери массы за счет испарения

талой воды в поверхностном слое снежного покрова. Эти оценки

были проведены как результирующая величина между радиацион-

ным балансом, потоками явного и скрытого тепла и диффузией теп-

ла в толщу снега. В табл. 1.3.6 видно, что в отдельные дни (прежде

всего при облачной погоде с интенсивными осадками) тепловой ба-

ланс поверхности снежного покрова был отрицательным, т. е. тепло

практически не затрачивалось на таяние (3–5 июля и 13–15 июля).

Рис. 1.3.9. Структура теплового баланса: а) радиационный баланс (2)

и альбедо поверхности (3) на Западном плато в сравнении с радиационным

балансом (1) и альбедо (4) на леднике Гарабаши; б) суточные суммы

компонентов теплового баланса на Западном плато: 5 — радиационный

баланс, 6 — тепловой баланс, 7 — поток явного тепла, 8 — поток скрытого

тепла, 9 — диффузия тепла в толщу снега; в) осредненный за 20 суток

суточный ход компонентов теплового баланса: 10 — радиационный баланс,

11 — тепловой баланс, 12 — поток явного тепла, 13 — диффузия тепла

в толщу снега, 14 — поток скрытого тепла

116

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 3. Тепловой баланс ледников Эльбруса...

на Западном плато выпало около 152 мм осадков. Эта оценка яв-

ляется весьма приближенной в силу погрешностей оценки плотно-

сти, а также формального исключения метелевого переноса на ос-

новании измерений по четырем вешкам реечного поля. За этот же

период в долине р. Баксан выпали обильные осадки: по данным м/с

Терскол их сумма за этот же промежуток времени достигла 100 мм.

Согласно расчетам, основанным на данных наблюдений 2018 г.,

в жидкую фазу превратилось 74 мм в. э. снега (или 49 см снеж-

ной толщи), однако из растаявшей влаги испарилось лишь 12 мм.

Оставшиеся 62 мм диффундировали в толщу снега, где повторно

замерзали, о чем свидетельствует выделение тепла в приповерх-

ностном слое снега в ночные часы (рис 1.3.9, б). Таким образом, ве-

личина потерь снежной массы связана прежде всего с испарением

жидкой фазы, величина которой составила 12 мм за 20 суток.

Вместе с тем в некоторые сутки отмечались очень высокие зна-

чения теплового баланса — суточные суммы превышали 3 МДж/м2.

Максимальная суточная сумма теплового баланса за отмеченный

период составила 7,5 МДж/м2, что эквивалентно таянию 0,11 м

снежного покрова (или примерно 20 мм в. э. при средней плотности

снега 0,15 кг/м3). В среднем слой стаивания, рассчитанный на ос-

нове метода теплового баланса, составил 49 см снежной толщи, или

78 мм в. э. При этом суммарный прирост снежного покрова, зафик-

сированный по реечному полю, составил 52 см. Эта величина яв-

ляется результирующей всех процессов, определяющих аккуму-

ляцию, — осадков, метелевого переноса, испарения жидкой фазы,

возгонки, гравитационного уплотнения и т. д. Это означает, что

если в качестве основных процессов, определяющих аккумуляцию

принять таяние, испарение/возгонку и выпадение осадков (пред-

полагая, что метелевый перенос нивелируется по данным измере-

ний на реечном поле), то окажется, что за три недели наблюдений

Таблица 1.3.6

Средние и экстремальные характеристики теплового баланса на

Западном плато Эльбруса за период 25.06.2018 — 17.07.2018

Оценка Компоненты теплового баланса

SW+SW-LW +LW -H LE G TB

Максимальное

значение, Вт/м21315 282 289 116 31 35 700

Минимальное

значение, Вт/м2 1105 149 229 –105 –139 –22 –178

Максимальная

суточная сумма,

МДж/м2

35,9 25,6 18,0 23,7 1,7 –0,3 0,5 7,5

Минимальная

суточная сумма,

МДж/м2

9,5 6,7 17,2 21,1 –1,5 –2,9 –0,2 –4,5

Средняя суточная

сумма, МДж/м227,2 19,2 17,6 22,8 –0,2 –1,5 0,1 1,2

119

Глава 4. Оледенение Кавказа и современное глобальное потепление

118

никовые системы Альп, Скандинавских гор и Канадских Корди-

льер. Высокая чувствительность оледенения к климатическому

воздействию в этих горных странах связана с относительно неболь-

шими объемами льда. Свою роль играют региональные климатиче-

ские факторы, которые могут усиливать воздействие глобального

потепления.

На рис. 1.4.1, a представлены данные об изменении компонен-

тов баланса массы репрезентативных ледников Джанкуат и Гара-

баши в сочетании со средней сезонной температурой и осадками

на ближайшей метеостанции Терскол. С начала XXI в. баланс мас-

сы ледника Джанкуат отрицательный, причем отмечается стати-

стически значимый тренд. За последние 15 лет среднее значение

баланса массы составляет –0,5 (±0,025) м в. э., при этом величина

стандартного отклонения (σ), вычисленная по всему ряду наблю-

дений, составляет по модулю 0,35 м в. э. Таким образом, средняя

величина баланса массы за период 2000–2015 гг. выходит за преде-

лы естественной изменчивости. На рис 1.4.1, б показана межгодо-

вая изменчивость слоя аккумуляции. Его средняя величина умень-

шилась примерно на 0,16 м в. э., а величина аномалии не вышла

за пределы естественной изменчивости (за период 1967–2015 гг.

|σ| = 200 мм). Ряд данных по аккумуляции хорошо коррелирует

с рядом по зимним осадкам: нормированный коэффициент корре-

ляции составляет 0,74. В большинстве случаев аномалии аккумуля-

ции хорошо согласуются с аномалиями зимних осадков. В четырех

случаях (зимние сезоны 1969/70, 1999/2000, 2007/08, 2005/06 гг.)

положительные аномалии осадков не отразились на аккумуляции,

а как минимум в двух случаях (1977/78, 1994/95 гг.) наблюдалась

обратная ситуация: на фоне сравнительно небольшого количества

осадков наблюдалась положительная аномалия аккумуляции. Эти

расхождения в первую очередь связаны с ролью лавин, радиаци-

онного баланса, положительная аномалия которого может увели-

чивать слой сублимации (особенно весной), а также с разностью

абсолютных высот области аккумуляции ледника Гарабаши и ме-

теостанции Терскол. Тем не менее высокое значение коэффициен-

та корреляции (0,74) позволяет считать осадки основным факто-

ром формирования слоя аккумуляции.

Глава 4

Оледенение Кавказа и современное

глобальное потепление

П. А. Торопов, М. А. Алешина

Тенденции современных изменений ледников Кавказа

В работе (Tielidze, Wheate, 2018) показано, что до начала со-

временной дегляциации в 1960 г. на Большом Кавказе насчиты-

валось 2349 ледников с общей площадью поверхности 1674,9 ±

70,4 км2. К 1986 г. интегральная площадь поверхности ледников

уменьшилось до 1482,1 ± 64,4 км2, т. е. уже 30 лет назад уменьшение

было статистически значимым — свое существование прекратили

140 ледников. За последние 26 лет (1986–2014) площадь оледене-

ния сократилась до 1193,2 ± 54,0 км2 — почти на 29 % по сравне-

нию с 1960 г. В период 1960–1986 гг. коэффициент линейного трен-

да дегляциации составлял в среднем 0,44 % в год, тогда как после

1986 г. он увеличился до 0,69 % в год. В настоящее время на Кавказе

насчитывается 2020 ледников, на 9 % меньше, чем в 1960 г.

Похожие результаты получаются и по результатам моделиро-

вания глобального горного оледенения (Huss, Hock, 2015; Hock et

al., 2019) на основе результатов сценариев IPCC. Показано, что

даже в случае реализации относительно мягкого сценария RCP2.6

к 2100 г. объем оледенения Кавказа уменьшится по сравнению с ба-

зовым периодом (1950–1980) на 60–80 %, а в случае реализации

сценария RCP8.5 оледенение Кавказа прекратит свое существова-

ние. Такими же уязвимыми, согласно (IPCC 2019), являются лед-

120 121

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Глава 4. Оледенение Кавказа и современное глобальное потепление

На рис. 1.4.1, в видно, что основной причиной деградации лед-

ника Гарабаши в последние десятилетия является интенсивная

абляция, которой соответствует череда положительных аномалий

средней летней температуры. По данным метеостанции Терскол,

до 1981 г. величина аномалии колебалась в пределах ±0,5 °C, а в по-

следние 30 лет преобладают положительные аномалии летней тем-

пературы, причем в 8 случаях они превысили 1 °C, а в трех слу-

чаях — достигли экстремального уровня, превышая 2 °C (в 2006,

2010, 2014 гг.). Коэффициент корреляции между сезонным сло-

ем абляции и средней летней температурой равен 0,64 и является

значимым. Однако его величина не позволяет считать температур-

ный фактор единственной причиной экстремального сокращения

ледников. Например, в 1979 и 1992 гг. ярко выраженные положи-

тельные аномалии температуры не привели к интенсивному тая-

нию: аномалии слоя абляции были даже ниже среднего значения

(по модулю). С другой стороны, серия отрицательных аномалий

летней температуры в период 1969–1978 гг. не приводила к суще-

ственному уменьшению слоя стаивания. Очевидно, что помимо

температурного форсинга значительную (а в некоторых случаях

ведущую) роль играет радиационный баланс, регулируемый режи-

мом облачности.

В условиях климата Кавказа даже при температурных услови-

ях, близких к нормальным, при малооблачной погоде слой стаива-

ния может быть аномальным, тогда как при теплой, но облачной

погоде, он может мало отличаться от нормы или даже быть меньше.

Изменения температурно-влажностного режима

На рис. 1.4.2 приведены значения коэффициентов линей-

ных трендов температуры воздуха для всех сезонов года по стан-

ционным данным и реанализу ERA-Interim. Оба источника дан-

ных согласованно показывают небольшое, а в некоторых точках

статистически незначимое потепление в зимний период и интен-

сивное, а местами экстремальное (более 1 °C за 10 лет) повыше-

ние температуры летом. Данные реанализа хорошо воспроизводят

и пространственную структуру температурного тренда. Согласно

Рис. 1.4.1. а) кумулятивные кривые баланса массы (B, м.в.э.) ледников

Джанкуат (Toropov et al., 2018) и Гарабаши (Nosenko et al., 2013) б) аномалии

слоя аккумуляции (Ак, м.в.э.) ледника Джанкуат (3), соответствующие им

суммы осадков Р, мм за холодный период (ноябрь–апрель) (2), и аномалии

температуры ΔT °C за холодный период (1) по ближайшей метеостанции

Терскол; в) аномалии слоя абляции ледника Джанкуат (3), (Ак, м.в.э),

и соответствующие им аномалий осадков P мм (2), и температуры воздуха

ΔT °C (1) за теплый период (май — октябрь), аномалии температуры

и осадков представлены в абсолютных отклонениях от среднего за 1967–

2015 гг.; пунктиром показаны статистически значимые тренды

122 123

станционным данным, зимой статистически значимое потепление

отмечается только на Восточном Кавказе, ближе к Каспийскому

побережью, а также в районе Красной поляны. Весной значимое

потепление наблюдается на равнинной части Кавказа, тогда как

в горах оно практически отсутствует. Такие же тренды прослежи-

ваются и по данным реанализа ERA-Interim. Летом и осенью ин-

тенсивным потеплением охвачен практически весь Кавказ — как

степные, так и горные районы. Наиболее интенсивные темпы по-

тепления отмечаются в предгорных и степных районах Краснодар-

ского края и в Крыму.

Интересна зависимость температурных трендов от высоты над

уровнем моря. Данные станционных наблюдений сосредоточе-

ны в основном в диапазоне 0–1500 м, поэтому в полной мере кор-

ректную оценку провести не удается. Тем не менее прослеживаются

тенденции изменения темпов потепления в зависимости от высот-

ного положения точек (рис. 1.4.2, и, к). Это выражается в уменьше-

нии трендов, особенно выше 1500 м. Подобная тенденция отмеча-

ется и в данных реанализа. В зимнее время температурные тренды

до уровня 750 гПа с высотой меняются мало (рис. 1.4.2), а летом по-

степенно уменьшаются от поверхности до 400 гПа (от 0,6–0,8 °C /

10 лет до от 0,2–0,3 °C / 10 лет) (рис. 1.4.2, к). Отмеченный эффект

проявляется и в других горных системах (Vuille, Bradley, 2000).

Уменьшение тренда потепления в высокогорных районах Анд

в среднем составляет 0,1–0,15 °C / 10 лет. Тенденция уменьшения

потепления в умеренных широтах показана на основе данных ради-

озондов и в глобальном масштабе (Sherwood et al., 2008). В тропи-

ках этот эффект не прослеживается (по всей видимости, из-за ин-

тенсивного конвективного перемешивания).

Тренды осадков по данным архива CRUTEM4 и по станцион-

ным данным показаны на рис. 1.4.3. Несмотря на высокую простран-

ственную изменчивость поля осадков, десятилетние сезонные трен-

ды в точках станций и в узлах сетки хорошо согласованы. В зимние

месяцы на Черноморском побережье Кавказа и на большей час-

ти Грузии отмечается слабовыраженный отрицательный тренд,

не превышающий в среднем 15 % сезонной нормы за 10 лет. Летом

преобладают области со статистически незначимым уменьшением

Рис. 1.4.2. Температурные тренды по данным метеостанций (a — г)

и реанализа ERA-Interim (д — з) по сезонам за период 1980–2015 гг.

(°С/10 лет) (Toropov et al., 2019). Для станционных данных значимые

тренды обведены жирными кружками, для данных реанализа площади

с незначимыми трендами обозначены черными точками; справа

вертикальные профили для трендов температуры воздуха по Западному

и Восточному Кавказу зимой (и) и летом (к)

124 125

осадков над большей частью территории региона за исключением

отдельных метеостанций Восточного Кавказа. На остальной тер-

ритории значимых изменений осадков не выявлено. Отмечает-

ся тенденция роста осадков в переходные сезоны (рис. 1.4.3, б, г).

Но статистически значимый тренд сезонных сумм осадков весной

и осенью обнаружен лишь на 2–3 станциях России и Грузии. Воз-

можно, что тенденция к увеличению осадков осенью может быть

откликом на положительную аномалию температуры поверхности

Черного и Каспийского морей, а весной — на интенсификацию ци-

клогенеза над Средиземным морем в зоне полярного фронта. Этот

процесс достаточно типичен в условиях, когда над покрытой сне-

гом Восточной Европой еще преобладают холодные воздушные

массы, тогда как Северная Африка и Средняя Азия становятся оча-

гом формирования теплого тропического воздуха. Существенного

Рис. 1.4.3. Тренды сезонных сумм осадков (нормированные по

средним сезонным значениям) за период 1980–2015 гг. (% за 10 лет)

по данным метеостанций (a — г) и сеточного архива CRUTEM4 (д — з)

(Toropov et al., 2019). Метеостанции с линейными трендами на уровне

5 % значимости выделены жирными черными кружками (а — г),

на рис. (д — з) области со статистически значимыми линейными трендами

выделены черными точками

Рис. 1.4.4. Межгодовая изменчивость вклада твердых осадков в годовую

сумму для метеорологических станций Северного Кавказа, расположенных

на разных высотах над уровнем моря (Toropov et al., 2019)

126 127

в теплое время года, особенно на равнинах и побережьях в сочета-

нии с практически неизменными значениями годовых и сезонных

сумм осадков, а также доли твердых осадков в общей годовой сум-

ме (за исключением района Сочи).

Вариации радиационного режима и их причины

Важнейшим фактором, определяющим фон летней температу-

ры и его вариации в условиях меняющегося климата, служит ра-

диационный баланс. Горные районы не являются исключением:

например в работе (Philipona, 2013), где показано, что в последние

20 лет радиационный баланс в Альпах статистически значимо уве-

личился. Похожие результаты на основе анализа данных NCEP/

NCAR за период 1948–2015 гг. получены для Кавказа (Торопов

и др., 2016). Аномалии радиационного баланса могут формировать-

ся за счет коротковолновой составляющей, причем как по причине

изменения режима облачности, так и за счет альбедного эффекта.

С другой стороны, радиационный баланс меняется за счет величи-

ны длинноволновой нисходящей радиации (ДНР), которая зави-

сит одновременно от облачности, влагосодержания столба атмос-

феры и от концентрации парниковых газов. На рис. 1.4.5 хорошо

видно, что зимой на большей части региона статистически значи-

мых изменений радиационного баланса не произошло. Лишь над

восточной половиной Кавказа и Азербайджаном отмечается поло-

жительный тренд, достигающий 2–4 Вт/м2 / 10 лет. Летом в реги-

оне отмечается статистически значимое увеличение поглощенной

коротковолновой радиации, причем скорость этого роста достигает

10 Вт/м2 / 10 лет.

Летом статистически значимого увеличения суммарной ради-

ации не происходит только над акваторией Черного моря, а также

над прилегающими районами Краснодарского края. Для длинно-

волнового баланса (рис. 1.4.5, в, г) также характерен статистиче-

ски значимый положительный тренд в летние месяцы, достигаю-

щий над акваторией Черного моря 5–7 Вт/м2 / 10 лет. Этот рост

связан с возрастанием встречного излучения атмосферы, вызван-

ным разогревом тропосферы и увеличением ее влажности, тогда

изменения тренда осадков в зависимости от высоты по данным на-

блюдений не выявлено: сохраняется слабый положительный тренд

в переходные сезоны, отрицательный — летом и малое изменение

сезонной суммы осадков зимой.

Еще одна характеристика меняющегося климата — доля твер-

дых осадков в годовой сумме, которая является одновременно ин-

дикатором количества осадков холодного полугодия и темпера-

турного фактора. На рис. 1.4.4 показана временная изменчивость

доли твердых осадков в годовой сумме за последние 55 лет. Взят

период с 1960 г., поскольку за этот отрезок мы располагаем на-

дежными и скорректированными данными по осадкам различных

фаз. Оценка вклада твердых осадков в общую сумму за период

1985–2015 гг. по сравнению с 1960–1984 гг. показывает, что для

предгорных станций значимое уменьшение наблюдается толь-

ко для расположенной вблизи г. Сочи станции Красная Поляна.

Здесь вклад твердых осадков в общую сумму уменьшился с 9 %

в 1960–1984 гг. до 5 % в 1985–2016 гг. За 20 лет в 1995–2015 гг.

доля твердых осадков ни разу не достигла 10 %, хотя до этого

в 1960–1994 гг. отмечено 13 сезонов, когда порог 10 % был пре-

вышен. За первые 15 лет XXI в. в течение четырех лет доля твер-

дых осадков оказывалась меньше или равна 1 %. На других стан-

циях, лежащих на высотах 0–1000 м (Зеленчукская, Кисловодск),

такого ярко выраженного отрицательного тренда не выявлено.

Факт значимого уменьшения количества твердых осадков вблизи

Черного моря на фоне общего тренда уменьшения сезонных сумм

позволяет предположить, что причиной этого служит рост инте-

грального теплосодержания воздуха над Черным морем. На вы-

сокогорных станциях, расположенных выше 2000 м, уменьшение

доли твердых осадков в годовых суммах не выявлено (рис 1.4.4).

Наоборот, на некоторых станциях (Клухорский перевал, Шаджат-

маз) отмечается рост доли твердых осадков на 2–3 % за счет уве-

личения повторяемости весенних снегопадов. И только на Вос-

точном Кавказе на станции Сулак (2927 м) доля твердых осадков

снизилась на 3 %.

Температурно-влажностный режим Большого Кавказа харак-

теризуется статистически значимым ростом температуры воздуха

128 129

В итоге летом в горах и предгорьях Кавказа наблюдается зна-

чимое увеличение радиационного баланса за счет коротковол-

новой составляющей. Из рис. 1.4.6 следует, что первостепенную

как уходящее длинноволновое излучение увеличилось незначи-

тельно. Поэтому итоговое значение тренда длинноволнового ба-

ланса положительно. Примечательно, что над горными районами

статистически значимого изменения длинноволнового баланса

не происходит. Это может быть связано с отрицательным трендом

общей и нижней облачности над регионом (рис. 1.4.6, г), за счет

которого общий рост нисходящего длинноволнового излучения

нивелируется. Над равнинными территориями и морями тренд

облачности выражен не настолько сильно, поэтому такого эффек-

та не прослеживается.

Рис. 1.4.5. Тренды компонентов радиационного баланса (Вт/м2 за 10 лет)

по данным реанализа ERA Interim за период 1980–2015 гг. (Toropov et

al., 2019): а, б — коротковолновый баланс; в, г — длинноволновый баланс

(а, в — зима, б, г — лето)

Рис. 1.4.6. Зависимость величины суммарной радиации от доли

облачности: a) — общей; б) — нижней; в) средней для Западного Кавказа

(синие квадраты) и Восточного Кавказа (желтые квадраты) для летнего

сезона за период с 1979 по 2015 г.; e) — средние летние значения суммарной

радиации для Западного Кавказа (красная линия) и Восточного Кавказа

(зеленая линия), суммарной облачности (в долях от единицы) для

Западного Кавказа (синяя линия) и Восточного Кавказа (фиолетовая

линия) (Toropov et al., 2019)

130 131

Изменение режима атмосферной циркуляции как

основная причина деградации ледников

Логичным откликом на рост температуры в регионе может

являться увеличение параметров влагосодержания атмосферы,

а также ее устойчивости. Наиболее ярко процесс потепления

проявился в летние месяцы, т. е. наибольшего роста влагосодер-

жания атмосферы и конвекции следует ожидать именно летом.

Максимальный рост доступной конвективной потенциальной

энергии (CAPE) отмечается в юго-восточной части Черного моря

и в северной части Каспия именно летом (рис 1.4.7, б). Также для

Черного моря характерно увеличение влагосодержания атмос-

феры, а для восточного побережья Каспийского моря, наоборот,

сильное его уменьшение (рис.1.4.7, а). Усиление конвективной

деятельности в регионе, особенно над морскими акваториями,

должно приводить к росту осадков — по крайней мере, над мор-

скими акваториями и прилегающими районами побережий. Од-

нако ранее было показано, что режим осадков характеризуется

относительной стабильностью.

Согласно уравнению Клаузиуса — Клапейрона, рост темпера-

туры всей толщи тропосферы на 1 °C приводит к увеличению ее

влагосодержания примерно на 7 % (Min et al., 2011). Сравнивая по-

лученный результат с фактическими данными, можно заключить,

что в регионе темпы роста влагосодержания не согласуются с из-

менениями, ожидаемыми исключительно за счет термодинамиче-

ского эффекта. По данным реанализа увеличение влагосодержания

за период 1980–2015 гг. оказалось на 10–15 % меньше, чем расчет-

ное (Алешина и др., 2018). Это указывает на роль циркуляционного

фактора, который сдерживает эффект локального увеличения вла-

госодержания.

Анализ полей дивергенции влаги (рис. 1.4.7, в) показал, что для

лета характерен положительный тренд этой величины, причем над

большей частью Черноморской акватории. Максимальное увели-

чение дивергенции характерно для центральной части Черного

моря (за 10 лет она возрастает в 1,3 раза). Локальные области уси-

ления конвергенции влаги отмечаются лишь в горах Кавказа.

роль в существенном изменении радиационного режима Кавка-

за играет режим облачности. Так, уменьшение общей и нижней

облачности на 10 % приводит к росту коротковолнового балан-

са на 20 Вт/м2, т. е. почти на 10 % от его средней величины за пе-

риод 1980–2015 гг. Важно, что для средних летних значений эта

связь оказывается линейной, причем коэффициент детерминации

очень высок и составляет 0,7–0,9. Наилучшая связь обнаружена

между суммарной коротковолновой радиацией и облачностью

для нижнего и среднего ярусов облаков. Облака верхнего яруса

обычно имеют небольшую оптическую толщину, поэтому их вли-

яние на потоки суммарной радиации незначительно. Из рис. 1.4.6,

г явно следует, что рост коротковолнового баланса летом в запад-

ных и восточных районах Кавказа тесно связан с уменьшением

облачности в среднем на 10 %.

Естественной реакцией на летнюю положительную аномалию

радиационного баланса в регионе должно быть повышение тем-

пературы поверхности Черного и Каспийского морей летом. Дей-

ствительно, в летние месяцы поверхности обоих морей интенсивно

прогреваются по всем акваториям: тренды статистически значимы

и велики — 0,7–1 °C / 10 лет. Зимой знак тренда меньше по мо-

дулю и, кроме того, регионально зависим. Зимняя температура по-

верхности моря (ТПМ), осредненная по акваториям Каспийско-

го и Черного морей, меняется слабо, тогда как летняя повышается

очень интенсивно. Данный вывод основан на спутниковой ин-

формации NOAA OI SST V2, поэтому к количественной состав-

ляющей полученного результата следует относиться осторожно,

учитывая, что ошибки восстановления температуры поверхности

морской воды по спутниковым данным достигают 0,5 °C (Арта-

монов и др., 2017; Мысленков и др., 2017). Долгопериодные инстру-

ментальные измерения ТПМ Черного и Каспийского морей от-

сутствуют, поэтому количественно оценить точность спутниковой

информации не представляется возможным. Тем не менее на ка-

чественном уровне информации об интенсивном прогреве морей

можно доверять.

132 133

Циркуляционный механизм, определяющий увеличение дивер-

генции влаги, может быть связан с изменениями интенсивности

крупномасштабной меридиональной циркуляции в атмосфере. Со-

гласно оценкам, приведенным в работе (Meehl et al., 2007), антро-

погенное воздействие на климат может привести к большим изме-

нениям в динамике атмосферы. Охлаждение стратосферы влияет

на интенсификацию стратосферного полярного вихря, высоту тро-

попаузы (Williams, 2006; Lorenz, DeWeawer, 2007), а также приво-

дит к смещению тропосферных струйных течений и путей движе-

ния циклонов в более высокие широты (Bengtsson et al., 2006; Yin,

2005). В результате современного потепления происходит расши-

рение области тропиков. Например, в (Hudson et al., 2006) на осно-

ве анализа трендов концентрации озона за период с 1979 по 2003 г.

выявлено расширение тропиков Северного полушария со средней

скоростью около одного градуса широты на каждые 10 лет. Также

по результатам расчета климатических моделей в течение XXI в.

произойдет изменение размеров и интенсивности ячейки Хэдли

и связанное с этим смещение зоны субтропических антициклонов

(Lu et al., 2007; Seager et al., 2007), что должно отразиться на режи-

ме осадков, облачности и радиационного баланса в субтропических

широтах и в южных районах умеренной климатической зоны.

Исходя из соображений о расширении ячейки Хэдли к северу

был выполнен анализ тренда аналога вертикальной скорости (w*)

за выбранный период времени (1980–2015 гг.) (рис. 1.4.7, г, д), ко-

торый позволил выявить изменения повторяемости антицикло-

нальной циркуляции над Кавказом. Аналог вертикальной скорости

считается положительным при восходящих движениях и отрица-

тельным — при нисходящих». Адвекция положительной завихрен-

ности, соответствующая усилению циклонической циркуляции,

приводит к уменьшению w*. Напротив, адвекция отрицательной

завихренности, эквивалентная интенсификации антициклональ-

ной циркуляции, связана с ростом аналога вертикальной скоро-

сти w* (Holton, Hakim, 2013). Также были проанализированы ано-

малии геопотенциала по региону. В летние месяцы отмечается

статистически значимый рост разности высот между изобариче-

скими поверхностями 500 и 1000 гПа, свидетельствующий об уве-

личении повторяемости антициклонов в южной половине Европы.

Рис. 1.4.7. Тренды величин, влияющих на температурно-влажностный

режим Кавказа летом (Toropov et al., 2019): а) интегральное

влагосодержание столба атмосферы; б) доступная потенциальная энергия

конвекции (СAPE); в) дивергенции влаги; г) аналог вертикальной

компоненты скорости ветра; е) вертикальный разрез средних трендов

аналога вертикальной скорости ветра в диапазоне долгот 40–48° в. д.

134 135

В юго-восточной части Черного моря наблюдается локальный

рост интенсивности вертикальных движений, (рис.1.3.8.а), кото-

рый приурочен к району с положительным трендом CAPE. По всей

видимости эти тенденции связаны с увеличением температуры по-

верхности моря в юго-восточной части акватории. Другой очаг ин-

тенсификации восходящих движений расположен над Азербайд-

жаном. Для остальной части Кавказа и прилегающих районов

характерен рост аналога вертикальной скорости (что эквивалентно

интенсификации нисходящих движений), и соответствующее ему

увеличение дивергенции влаги (рис.1.4.7. в, г). Так, на рис. 1.4.7, д

приведены результаты расчетов аналога вертикальной скорости,

осредненные по полосе 40–48° в. д., в которую попадает Кавказ.

Четко видно, что в диапазоне широт 40–48° с. ш. в нижней тропос-

фере наблюдается статистически значимое уменьшение вертикаль-

ной скорости, которое может быть связано с увеличением повторя-

емости антициклонов над регионом. Этот эффект может являться

причиной положительного тренда дивергенции влаги, который

обсуждался выше, и компенсировать увеличение влагосодержа-

ния атмосферного столба за счет роста температуры. Таким обра-

зом, причиной стабильности режима осадков на фоне потепления

в регионе может быть своеобразный баланс между ростом инте-

грального влаго содержания атмосферы и положительным трен-

дом дивергенции влаги за счет увеличения повторяемости анти-

циклональных условий. В такой ситуации сумма осадков остается

неизменной в основном за счет увеличения повторяемости летних

ливней, которое фиксируется по данным наземных и спутнико-

вых наблюдений (Chernokulsky et al., 2019) и может происходить

на фоне антициклональных условий.

Основной итог — выявление статистически значимого, интен-

сивного, местами экстремального летнего потепления на Кавказе,

характеризуемого максимальными значениями линейного тренда

на равнинных территориях — 0,6–0,8 °C / 10 лет. В высокогорных

районах Кавказа значение положительного тренда примерно вдвое

ниже, однако все равно статистически значимо. В остальные сезо-

ны года статистически значимого потепления в последние 35 лет

не наблюдается. Не выявлено и существенных изменений в режиме

Рис. 1.4.8. Концептуальная схема, интерпретирующая интенсивную

дегляциацию Центрального Кавказа в XXI в. (Toropov et al., 2019):

а, б — тренды изменения высоты изобарической поверхности 500 гПа

(в гепотенциальных метрах за 10 лет) по данным реанализа ERA-Interim

за период 1980–2015 гг.: а) летом; б) зимой (звездочкой показан Эльбрус,

тонким контуром и штриховкой — область статистически значимых

трендов, жирной линией — область, в пределах которой тренд превышает

10 м/год); в) схематическое изображение смещения нисходящей ветви

ячейки Хэдли и связанное с ним увеличение повторяемости антициклонов,

вследствие чего уменьшается балл облачности и увеличивается

радиационный баланс; г) изменение компонентов баланса массы ледника

Джанкуат как пример отклика на изменение условий циркуляции

137

Часть I. Климатические условия в районе Эльбруса Часть II

современное состояние оледенения Эльбруса

Результаты изучения эволюции оледенения Эльбруса с середи-

ны XIX в. были опубликованы в ряде работ и обобщены в книгах

«Оледенение Эльбруса» (1968), «Ледники и сели Приэльбрусья»

(Сейнова, Золотарев, 2001) и «Эволюция оледенения Эльбруса»

(Золотарев, 2009). В настоящее время площадь ледников Эльбруса

составляет ∼109 км2 (по данным на 2017 г.), или ∼8 % от общей пло-

щади всего оледенения на Кавказе и Ближнем Востоке (рис. 2.1.1).

Исследования последних лет связаны с изучением колебаний лед-

ников (Золотарев, Харьковец, 2012; Holobâcǎ, 2013; Shahgedanova et

al., 2014; Solomina et al., 2016; Tielidze, Wheate, 2018) и ледниковых

кернов (Mikhalenko et al., 2015). Измерения баланса массы прово-

дятся на леднике Гарабаши (рис. 2.1.1) с 1987 г. (Рототаева и др.,

2019).

В данном разделе приводятся новые данные о толщине и объе-

ме ледников Эльбруса и изменении ледников в последние десяти-

летия. Результаты этих оценок основаны на данных полевых изме-

рений, анализе космических снимков и цифровых моделей рельефа

(табл. 2.1.1).

осадков: слабая тенденция уменьшения осадков зимой и летом ком-

пенсируется их небольшим ростом весной и осенью. Изменения

вклада твердых осадков в годовую сумму, которое могло бы суще-

ственно повлиять на баланс массы горных ледников, также не об-

наружено. Эти факты позволяют обоснованно утверждать, что ос-

новной причиной катастрофического таяния ледников является

летнее повышение температуры, а также увеличение коротковол-

нового радиационного баланса, тренд которого в горных районах

Кавказа может превышать 10 Вт/м2 / 10 лет. Очень важно, что эта

тенденция хорошо коррелирует с отрицательным трендом общей

и нижней облачности, который статистически значим и составляет

в среднем 10 % за 10 лет. Уменьшение балла облачности хорошо со-

гласуется с выявленным трендом дивергенции влаги и интенсифи-

кацией нисходящих движений воздуха.

Полученные результаты позволяют предложить следующую

схему, объясняющую деградацию оледенения на Кавказе, изо-

браженную на рис. 1.4.8. Возможное смещение нисходящей ветви

ячейки Хэдли в последние десятилетия в более северные широты,

которое обсуждается, в частности, в работах (Lu et al., 2007; Seager

et al., 2007), повлекло за собой увеличение повторяемости антици-

клонов на юге Европы летом.

Судя по всему, это стало причиной интенсификации нисходя-

щих движений воздуха, которая выразилась в статистически зна-

чимом уменьшении вертикальной компоненты скорости. Этот ди-

намический форсинг спровоцировал отрицательный тренд балла

нижней и средней облачности, что, в свою очередь, повлекло за со-

бой рост коротковолнового баланса, а также общего радиационно-

го бюджета.

139138

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса

Глава 1

Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

И. И. Лаврентьев, С. С. Кутузов, А. М. Смирнов

Толщина льда — один из основных параметров ледника, остаю-

щийся почти всегда неизвестным. Данные о толщине льда необхо-

димы для расчета объема и массы ледника, запасов воды, заключен-

ной в нем, а также для корректного прогноза изменений геометрии

ледников. К настоящему времени прямые измерения толщины льда

проведены лишь на 0,13 % (Grinsted, 2013) от ~198 000 горных лед-

ников мира (Pfeﬀer et al., 2014). Большинство измерений сделано

вдоль отдельных профилей или в отдельных точках. Данные пло-

щадных радиолокационных съемок, необходимые для определения

объема, доступны для значительно меньшего числа ледников.

Знание объема ледников и его пространственного распреде-

ления критически важно для различных задач гляциологии, од-

ной из которых является оценка вклада ледникового стока в подъ-

ем уровня мирового океана (Andreassen et al., 2015; Vaughan et al.,

2013). Ввиду того, что данные детальных измерений толщины льда

горных ледников весьма ограничены, все чаще их объем оцени-

вается с использованием эмпирических соотношений (Bahr et al.,

2015). Совсем недавно было выполнено моделирование толщины

льда всех горных ледников мира, основываясь на характеристиках

их поверхности (Farinotti et al., 2019). Несмотря на последние до-

стижения, эти подходы все еще имеют значительные неопределен-

ности. В этом отношении оценки объема льда по данным прямых

Таблица 2.1.1

Данные и материалы, использованные в работе

Данные

Пространственное раз-

решение / количество

точек измерений

Дата Цель использо-

вания

Оборудова-

ние

1997 ортофотоплан 2,2 м 08.09.1997 Проведение кон-

туров ледников —

Космический снимок

SPOT 7 1,5 м 20.08.2016 Проведение кон-

туров ледников —

Космический снимок

Pleiades 0,5 м 08.09.2017 Проведение кон-

туров ледников —

1997 ЦМР 10 м 08.09.1997 Изменение высо-

ты поверхности —

2017 Pleiades ЦМР 4 м (resampled to 10 м for

co-registration procedure) 08.09.2017 Изменение высо-

ты поверхности —

РЛЗ 2013 30 000 точек 01.07.2013 Измерение тол-

щины льда

ВИРЛ-6

(20 МГц)

РЛЗ 2014 10 000 точек 25.06.2014 Измерение тол-

щины льда

ВИРЛ-6

(20 МГц)

РЛЗ 2017 (плато) 10 000 точек Июль 2017 г. Измерение тол-

щины льда

ВИРЛ-6

(20 МГц)

РЛЗ 2017

(Восточная вершина) 2000 точек Август 2017 г. Измерение тол-

щины льда

ZOND-12e

(300 МГц)

Аэро- и наземные фо-

тографии ледников –Летние сезоны

2013–2017 гг.

Коррекция кон-

туров ледников

Различные

фотокамеры

140 141

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

вертолета (Navarro, Eisen, 2009). Аэрорадиолокационные съемки

в горных районах до сих пор довольно редки, а полученные данные

часто имеют более низкое качество, что создает трудности при их

интерпретации (Rutishauser et al., 2016). Тем не менее относитель-

но быстрое получение массовых данных при аэрорадиозондирова-

нии в сравнении с наземными съемками позволяет оценить толщи-

ну льда на обширных участках пресеченной горной местности.

В 1987–1989 гг. во время проведений экспедиционных иссле-

дований Институтом географии АН СССР были пробурены три

скважины до ложа в области питания ледника Гарабаши (Загород-

нов и др., 1992) и выполнены первые радиолокационные измерения

толщины льда (Рототаева и др., 2002). Для радиозондирования

использовался портативный импульсный локатор ТГУ дециме-

трового диапазона (700 МГц), предназначенный для зондирования

в пеших маршрутах труднодоступных горных ледников толщиной

до 300 м. Измерения вели по нескольким профилям на ледниках

Гарабаши, Малый и Большой Азау в интервале высот 3000–5600 м.

Профили измерений пройдены на обеих вершинах вулкана, а так-

же в седловине и на продольном профиле вдоль тропы подъема

на Эльбрус. Максимальная измеренная толщина льда (в области

питания ледника Малый Азау на высоте 4800 м) составила 193 м.

В 2005–2007 гг. на Западном плато, а также в седловине (5300 м)

и кратере Восточной вершины Эльбруса (5600 м) были впервые

проведены наземные радиолокационные измерения с моноим-

пульсным радиолокатором ВИРЛ-6 (Лаврентьев и др., 2010). Ре-

зультаты измерений выявили значительную толщину льда в при-

вершинной области и подтолкнули авторов к дальнейшим работам,

связанным с измерением толщины всех ледников Эльбруса и оцен-

ке запасов льда.

Радиолокационные измерения толщины ледников

В 2013 и 2014 гг. было проведено несколько экспедиций с це-

лью измерения толщины льда уже не отдельных участков оледе-

нения Эльбруса, а всей ледниковой системы с применением верто-

лета, а в 2017 г. — наземные детальные радиолокационные съемки

измерений толщины имеют важное значение. В настоящее время

глобальная база данных о толщине ледников содержит наблюдения

с ∼1100 ледников и ледниковых куполов (Gärtner-Roer et al., 2016).

Первые измерения толщины ледников на Эльбрусе были вы-

полнены во время проведения Эльбрусской экспедиции АН СССР

1934–1938 гг. Методом электрозондирования на леднике Гараба-

ши на участке между Приютом одиннадцати и скалами Пастухова

(4200–4600 м) была определена толщина льда, равная 40 м (Михай-

лов, 1939). Через 20 лет, в 1958 г., на том же леднике Гарабаши впер-

вые была определена толщина льда методом сейсмозондирования.

Однако полученные результаты оказались неудовлетворительными

из-за несовершенства аппаратуры и неотработанности методики из-

мерений в таких средах, как фирн и лед (Боканенко, Исаев, 1960).

В 1967 г. В. И. Кравцовой была составлена первая карта мощности

льда ледников Эльбруса (Кравцова, 1967) на основе имевшихся

на тот момент результатов прямых измерений, косвенных призна-

ков и расчетных методов. Правда, сам автор указывает на гипоте-

тичность карты, в первую очередь из-за недостатка данных прямых

наблюдений, которые были проведены на южном склоне Эльбруса

только в конце 1980-х гг. Общий объем ледников Эльбруса соста-

вил 6 км3, а средняя толщина льда оценивалась в 50 м. Позже эти

оценки подверглись критике и было высказано мнение, что толщи-

на и объем ледников были занижены в два раза (Золотарев, 2009).

Радиолокационные методы для исследования ледников стали

применяться с конца 1950-х гг. (Богородский, 1968), а в 1970-х гг.

метод радиозондирования становится одним из основных инстру-

ментов измерений толщины ледников, почти полностью заменив

другие, ранее используемые геофизические контактные методы:

сейсмозондирование и гравиметрические измерения. В настоящее

время он продолжает активно развиваться и получил широкое рас-

пространение как наиболее удобный и точный (в пределах метров)

метод определения толщины ледников и рельефа коренного ложа.

Его достоинством является высокая производительность, обуслов-

ленная простотой получения информации (по времени прихода от-

раженных от ложа импульсов), и возможность как наземного при-

менения, так и дистанционных измерений с борта самолета или

142 143

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

скольким поперечным (с востока на запад и обратно), продольным

(главным образом над низколежащими языками ледников Уллучи-

ран, Карачаул и Уллукол) и петлеобразным (в моменты разворота

вертолета) профилям. Непосредственно над ледниками пролегло

129 км профилей (из ≈196 км). Общая длина профилей с иденти-

фицированным сигналом от ложа ледников составила ≈90 км (69 %

от общей протяженности полетов над ледниками, или 10 000 точек

измерений).

Измерения толщины льда с использованием вертолета про-

изводились в автоматическом режиме с частотой 0,2 с, сред-

няя скорость полета во время измерений составляла 70–90 км/ч

на Западном плато и Восточной вершине с целью уточнения ранее

полученных данных и составления подробной карты толщины лед-

ников Эльбруса и его подледного ложа.

Измерения толщины ледников были выполнены в ходе не-

скольких полевых кампаний. Две из них — 1 июля 2013 г. и 25 июня

2014 г. — включали аэрорадиозондирование с использованием вер-

толета, и еще две — наземные измерения. В 2013 и 2014 гг. для ра-

диолокационного зондирования была применена вертолетная мо-

дификация моноимпульсного локатора ВИРЛ-6 (Мачерет и др.,

2006) с центральной частотой 20 МГц и цифровой регистрацией ра-

дарных и навигационных данных с интервалом 0,2–1 с и антенна-

ми длиной 10 м. Оборудование (передатчик, приемник, блок управ-

ления, батареи, антенны и GPS) было смонтировано на специально

сконструированной деревянной ферме, подвешиваемой на поли-

пропиленовом тросе под вертолетом. Ферма для аэрозондирования

ледников (ФАЗЛ-2) обладает достаточным весом (около 150 кг)

и хвостовым стабилизатором, что обеспечивает стабильное поло-

жение в полете (рис. 2.1.2).

В 2013 г. полеты вертолета с ФАЗЛ-2 и оборудованием осу-

ществлялись с вертолетной площадки МЧС КБР в п. Терскол

и охватывали ледники южного и восточного секторов оледене-

ния (рис. 2.1.3, оранжевая линия). За время работы было соверше-

но три полета над ледниками южного сектора оледенения Эльбру-

са по сети поперечных (с запада на восток и обратно), продольных

(по возможности вдоль центральных осей языков ледников), а так-

же петлеобразных (в моменты разворота воздушного судна) про-

филей с перерывом на заправку вертолета. Всего с учетом подле-

тов к ледникам вертолет с ФАЗЛ-2 налетал более 270 км за 3 часа.

В общей сложности 211,7 км профилей пролегли непосредственно

над ледниками, в то время как надежные отражения от ложа ледни-

ков были зарегистрированы на 167 км профилей (79 % от их общей

длины над ледниками, или 30 000 точек измерений).

В 2014 г. измерения ледников северного и западного секторов

Эльбруса были проведены за два полета с площадки на плато Бер-

мамыт (рис. 2.1.3, пурпурная линия) в районе горячих источников

Джилы-Су (8–10 км от языков ледников) и осуществлялись по не-

Рис. 2.1.1. Изменение площади ледников Эльбруса с 1997 г. (красный

контур) по 2017 г. (черный контур): а) в качестве подложки использован

космический снимок SPOT 7 от 20 августа 2016 г. Номерами

обозначены ледники, названия и статистические данные которых

приведены в табл. 2.1.2. Прямоугольные координаты пересчитаны для

проекции UTM, Зона 38. Фото южного склона Эльбруса (б) и ферма

для аэрорадиозондирования ледников, подвешенная под вертолетом,

с закрепленным оборудованием (в)

144 145

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

В 2017 г. нами были проведены наземные измерения толщины

льда на Западном ледниковом плато (≈ 5100 м н. у. м) с 20 МГц ло-

катором ВИРЛ-7 (Vasilenko et al., 2011) (рис. 2.1.3, красная линия)

и в кратере Восточной вершины Эльбруса (≈ 5500–5600 м н. у. м)

(рис. 2.1.3, зеленая линия) с 300 МГц локатором ZOND-12e (http://

www.radsys.lv).

Наземные измерения на Западном плато выполнялись в пе-

шем маршруте тремя людьми, несущими компоненты локато-

ра в рюкзаках по сети профилей. Измерения проводились в ав-

томатическом режиме с частотой 0,4 с, а для записи плановых

координат использовался GPS приемник Garmin GPSMap 78.

(Кутузов и др., 2015; Kutuzov et al., 2019a). Высота полетов над по-

верхностью ледников варьировала от ~15 до ~700 м. Для регистра-

ции плановых координат каждые 2 сек. использовался GPS прием-

ник Garmin GPSMap 76 CSx. Средняя высота полета над ледниками

составляла 152 м, а наилучшие результаты были получены при вы-

соте полета не менее 80 м. Среднее расстояние (dx) между точка-

ми измерений составляло 5,6 м в 2013 г. и 8,7 м в 2014 г. Во время

аэрорадиозондирования велась непрерывная видеосъемка с камер,

установленных на ферме (в носовой части, поперечной балке и хво-

стовом стабилизаторе, направленные как вперед, так и вертикально

вниз) (рис 2.1.2). Кроме того, велась фото- и видеофиксация с по-

мощью камеры непосредственно из вертолета. Полученные фото-

и видеоматериалы существенно облегчили пространственную

привязку отдельных профилей, что, в свою очередь, упростило де-

шифрирование радиолокационных записей.

Рис. 2.1.2. Аэрорадиозондирование ледников Эльбруса: а) установка

радиолокационного оборудования на ферму; б) оборудование во время

взлета вертолета; в) ферма, подвешенная к вертолету во время

измерений толщины льда, вид с камеры под вертолетом; г) вид с камеры

на носу фермы; д) ферма во время измерений, вид с камеры на хвостовом

стабилизаторе; е) вид с камеры вертикально вниз с поперечной балки

фермы

Рис. 2.1.3. a) профили аэрорадиолокационного зондирования ледников

Эльбруса в 2013 г. (1) и 2014 г. (2). Синим цветом показаны профили

с идентифицированным сигналом от ложа (3). Прямоугольные

координаты пересчитаны для проекции UTM Зона 38; б) профили

наземного радиолокационного зондирования в 2017 г. на западном

плато (4) и в кратере Восточной вершины (5) Эльбруса. В качестве

подложки использован космический снимок SPOT 7 от 20 августа

2016 г. (в). Примеры типичных радарограмм, полученных во время аэро-

и наземного радиозондирования

146 147

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

отражателей на ложе или непрерывными линиями вдоль профи-

лей измерений.

Для дальнейшей обработки применялся алгоритм интерпо-

ляции данных GPS с применением программы MATLAB. Вна-

чале выбирались прямолинейные участки профилей измерений

и выполнялась интерполяция плановых координат по равно-

мерной дистанции. Затем в радарные записи вводилась поправ-

ка за высоту с учетом геометрии поверхности (с использованием

ЦМР поверхности ледника Pléiades DEM). При необходимости,

например, в случаях с множественными боковыми отражения-

ми от подледных склонов, проводилась миграция. После этого

на полученной радарограмме с помощью модуля Picking выпол-

нялась оцифровка времени запаздывания (τ) отражений от ложа

относительно начала зондирующего импульса для каждой трас-

сы измерений. В результате обработки данных была составлена

сводная таблица метрических UTM-координат (x, y) и време-

ни запаздывания сигналов (τ) оцифрованного подледниково-

го ложа и рассчитана толщина ледника с использованием сред-

ней скорости распространения радиоволн в леднике 0,168 м/нс

(Dowdeswell, Evans, 2004). Для учета изменения толщины льда

между измерениями, проведенными в 2013–2014 гг., и ЦМР

2017 г., мы внесли поправку в точки с измеренными толщина-

ми льда с учетом среднегодового изменения высоты поверхно-

сти между 1997 и 2017 гг.

На заключительном шаге эти данные, а также данные с нуле-

вой толщиной на границах ледников использовались для постро-

ения карты толщины льда методом эмпирического байесовского

кригинга (EBK) (Krivoruchko, 2012) в программной среде ESRI

ARCGIS. Для интерполяции данных о толщине льда на Эльбру-

се использовались следующие параметры EBK: эмпирическое

преобразование, модель вариограммы к-Бесселя, размер под-

множества 100, коэффициент перекрытия 3 и число имитаций,

равное 100. Радиус поиска был установлен на 700 м, что соответ-

ствует максимальному расстоянию между профилями радиозон-

дирования.

Измерения на Восточной вершине были выполнены с помощью

радара ZOND-12e путем перемещения экранированной антенны

по поверхности ледника одним оператором. Данные записывались

автоматически с частотой 3,5 сек. Более 6 и 1,3 км профилей ра-

диозондирования были получены на Западном плато и в кратере

Восточной вершины соответственно.

Обработка данных аэрорадиозондирования

Для обработки полученных радиолокационных данных ис-

пользовался разработанный компанией Deco Geophysical пакет

программ RadexPro Basic 2011.1, (www.radexpro.ru; Кульницкий

и др., 2001) с применением модулей Amplitude Correction, Bandpass

Filtering, Apply Statics, Stolt-FK Migration и Picking. Первые три

модуля служили для лучшей визуализации радарных записей, мо-

дуль Apply Statics — для введения статической поправки в начало

зондирующих импульсов и в границу раздела воздух/ледник; мо-

дуль Picking — для оцифровки времени запаздывания отраженных

от ложа в интерактивном режиме, модуль Stolt-FK Migration — для

миграции радарных записей с применением Фурье-анализа, позво-

ляющего получать более реальные данные о геометрии ложа за счет

коррекции положения боковых отражений.

На полученных радарограммах было выявлено несколько ти-

пов отраженных сигналов. Первый тип — отраженный сигнал

от границы воздух — ледниковая/неледниковая поверхность.

Второй тип — от поверхностных и внутриледниковых неодно-

родностей, главным образом трещин на поверхности ледников

как в области питания на крутых склонах, так и на спускающих-

ся в долины языках ледников. Они служили источниками силь-

ного рассеяния радиосигналов в толще, насыщенной талой водой,

что типично для теплых ледников. Это в ряде случаев существен-

но затрудняло интерпретацию радарных записей, а часто не дава-

ло возможности дешифрировать ложе ледника на том или ином

участке. Третий тип отражений — от границы лед / подледнико-

вое ложе (рис. 2.1.3). Эти отражения, в свою очередь, представле-

ны несколькими видами — гиперболами от отдельных точечных

148 149

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

температурами не типично для Эльбруса. Поэтому мы считаем, что

погрешность измерения, связанная с выбором постоянной скоро-

сти, составляет 5 %, как это рекомендуется для радиолокационных

съемок, охватывающих как зоны аккумуляции, так и зоны абляции

(Lapazaran et al., 2016a).

Другой источник погрешности в радиолокационных изме-

рениях связан с точностью выбора отраженного горизонта, или

погрешностью его оцифровки (ɛt), которая может быть оцене-

на по вертикальному разрешению радиолокационной аппарату-

ры и зависит от центральной частоты, определяемой как ɛt = 1/f.

В нашем случае ɛt соответствует 50 нс, или 4,2 м при использова-

нии скорости распространения радиоволн 0,168 м/нс. Суммарная

средняя погрешность измерения (ɛgpr) для более чем 60 000 точек

измерений составила 6,2 м (7,4 % от средней измеренной толщины

льда) со стандартным отклонением 2 м и максимальной погреш-

ностью 12,9 м.

Погрешность интерполяции данных радиозондирования

Мы оценили распределение стандартных ошибок методом

эмпирического Байесового кригинга (empirical Bayesian kriging,

EBK) (Krivoruchko, 2012). Кросс-валидационный анализ показал,

что интерполяция EBK приводит к среднеквадратичной ошиб-

ке 1,65 м для 60 000 точек измерений с максимальной ошибкой

38 м. Метод EBK подразумевает многочисленные повторные вы-

числения модели вариограммы для подмножеств точек измере-

ний. Распределение вариограмм затем используется для интер-

поляции значений и оценки ошибок. Ошибки распространяются

в зависимости от плотности (густоты) покрытия ледника профи-

лями измерений, а также от изменчивости толщины льда. Наи-

большие ошибки соответствуют областям с наименьшим охва-

том данных. Другим источником неопределенности являются

большие вариации толщины льда на коротких расстояниях, на-

пример, в некоторых случаях точки с измеренной толщиной льда

в несколько десятков метров располагались вблизи границ лед-

ника (рис. 2.1.4, б).

Оценка погрешностей

Погрешности определения толщины льда

Ошибки в средних значениях толщины льда возникают из-

за ошибки измерения, связанной с выбранной скоростью распро-

странения радиоволн для преобразования времени в глубину (εc),

а также с точностью выбора (и оцифровки) отраженного сигнала

от ложа (ετ).

Качество и согласованность данных аэрорадиолокацион-

ной съемки можно оценить путем сравнения толщин льда, по-

лученных на пересечениях разных профилей (Martín-Español

et al., 2013). Стандартное отклонение абсолютных разностей

на 107 пересечениях профилей радиозондирования составило

6,0 м (8,9 %). Кроме того, мы сравнили данные о толщине льда,

полученные при аэро- и наземном радиозондировании на Запад-

ном плато Эльбруса и в кратере Восточной вершины Эльбруса

(рис 2.1.3, б, в). Данные двух независимых измерений показали

хорошее соответствие на пересечениях со стандартным отклоне-

нием толщины льда 7,8 м (6,9 %).

Скорость распространения радиоволн непостоянна в разных зо-

нах ледника и зависит в основном от плотности среды (снег, фирн,

лед) и наличия жидкой воды. Радиолокационными измерения-

ми на Эльбрусе были охвачены как зона аккумуляции с мощным

(50–60 м) слоем фирна и полным отсутствием таяния, так и зона

абляции, типичная для теплых ледников. Для преобразования вре-

мени запаздывания сигналов в глубину была использована посто-

янная скорость распространения радиоволн — 0,168 м/нс для всех

точек съемки, за исключением Западного плато. Предыдущие ис-

следования показали, что средняя скорость распространения ради-

оволн для глубины 180 м на плато составляет 0,180 м/нс (Лаврен-

тьев и др., 2010). Это было установлено по измерениям плотности

льда в 182-метровом керне и данным термометрии скважины, вви-

ду чего использование постоянной скорости 0,168 м/нс занижает

толщину льда на плато на 6,6 %. Отметим, что Западное плато с его

высокой аккумуляцией, значительной толщиной льда и низкими

150 151

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

ла от крутых склонов Эльбруса, вблизи которых летел вертолет. Та-

кие данные невозможно было интерпретировать в силу отсутствия

на радарных записях границы воздух/лед, т. е. поверхности ледни-

ка. В результате даже наличие хорошего сигнала от ложа не позво-

ляет точно пересчитать время запаздывания в толщину льда.

Анализ данных и построенной на их основе карты толщины

ледников Эльбруса показал, что максимальные значения толщи-

ны льда приходятся на привершинную область, а именно на За-

падное ледниковое плато — 254 м. Общий объем измеренных лед-

ников составляет 5,03 ± 0,85 км3, или 4,27 ± 0,72 км3 в слое воды

в 2017 г. Учитывая, что площадь неизмеренных ледников состав-

ляет всего 4,5 км2, предполагается, что общий объем ледниковой

системы незначительно превосходит полученное значение. Сред-

няя толщина ледников Эльбруса составляет 44,9 ± 7,3 м. Самым

крупным из них является Джикиуганкез (ледники Бирджалычи-

ран и Чунгурчатчиран) общей площадью 24,54 ± 0,25 км2 в 2017 г.,

его средняя толщина льда равна 56,8 ± 7,3 м, максимальная — до-

стигает 204 ± 11,0 м, а объем льда составляет 1,39 ± 0,18 км3. Сле-

дующим по величине является ледник Большой Азау (площадь

16,63 ± 0,09 км2) с максимальной толщиной льда 236,9 ± 12,6 м

и средней — 52,7 ± 7,3 м. Эти два ледника содержат 45 % всего

льда на Эльбрусе (рис. 2.1.4, табл. 2.1.2). Наименьший объем льда

(0,03 ± 0,01 км3) из всех выводных ледников Эльбруса заключен

в леднике Ирикчат площадью 1,29 ± 0,01 км2.

Более 60 % общего объема ледников (3,16 ± 0,56 км3) сосредото-

чено на высотах ниже 4000 м. Толщина льда уменьшается с высо-

той, и только 14 % от объема расположено выше 4500 м, преимуще-

ственно на Западном плато Эльбруса (рис. 2.1.3, б). Распределение

объема льда по отдельным бассейнам и высотным зонам приведе-

но в главе 2 третьей части. Следует отметить, что распределение

объема льда зависит от охвата данными радиозондирования; в осо-

бенности это касается средних частей ледников, ориентированных

на запад. Толщина льда на крутых (25–40°) склонах, как ожидает-

ся, будет относительно небольшой, но охват данными таких участ-

ков недостаточен для подтверждения этого.

Для оценки суммарной погрешности расчета объема за счет ин-

терполяции была проанализирована разница между толщинами

льда, построенными при использовании низких (0,25 квартиля)

и высоких (0,75 квартиля) оценок, основанных на распределении

вариограмм. Полученная разность принята за погрешность интер-

поляции, соответствующую ± 4,9 м для средней толщины ледников

Эльбруса. В сочетании с погрешностями измерений окончательная

расчетная погрешность в оценке общего объема ледников Эльбруса

составляет ±0,859 км3, или ±17 % от общего объема.

Толщина льда и объем ледников

Результаты обработки полученных радарных данных свиде-

тельствуют об их хорошем качестве на участках с ровной, плоской

поверхностью ледников. На крутых участках склонов Эльбруса,

в особенности в привершинной области, на радарных записях при-

сутствует шум, не позволяющий надежно интерпретировать данные

по некоторым профилям. Причиной тому, вероятно, служит недо-

статочная высота полета над ледником и сильное рассеяние сигна-

Рис. 2.1.4. Толщина льда ледников Эльбруса (а)

и ошибки интерполяции (б)

152 153

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

Таблица 2.1.2

Площадь, толщина и объём ледников Эльбруса по данным анализа космических снимков

и радио локационной съёмки на 2017 г.

№

Номер ледника

в каталоге RGI

v.6.0

Название Площадь,

км2

Средняя

толщина

льда, м

Максималь-

ная толщина

льда, м

Объём, км3

1 RGI60-12.00014 Уллучиран 10,59 ± 0,05 40,1 ± 9,2 179,8 ± 9,9 0,42 ± 0,1

2 RGI60-12.00014 Уллучиран* 0,07 ± 0,01 — — —

3 RGI60-12.01124 Карачаул 6,53 ± 0,03 46,6 ± 8,4 209,1 ± 11,3 0,30 ± 0,06

4 RGI60-12.00507 Уллукол и Уллума-

лиендерку 5,26 ± 0,03 36,5 ± 8,6 150,9 ± 8,6 0,19 ± 0,04

5 RGI60-12.00610 Микельчиран 4,71 ± 0,02 42,9 ± 8,2 149,0 ± 8,6 0,20 ± 0,04

6 RGI60-12.01061

Джикиуганкез (Бир-

джалычиран и Чун-

гурчатчиран)

24,54 ± 0,25 56,6 ± 7,3 204,3 ± 11,0 1,39 ± 0,18

7 RGI60-12.01061 Джикиуганкез* 0,04 ± 0,01 — — —

8 RGI60-12.01061 Джикиуганкез* 0,06 ± 0,01 — — —

9 RGI60-12.00345 Ирикчат 1,29 ± 0,01 23,3 ± 6,2 93,9 ± 6,3 0,03 ± 0,01

10 RGI60-12.00730 Ирик 7,89 ± 0,04 46,1 ± 7,3 136,3 ± 8,0 0,36 ± 0,06

11 RGI60-12.00730 Ирик* 0,06 ± 0,01 — — —

12 RGI60-12.00450 №25 1,07 ± 0,01 23,4 ± 6,7 66,9 ± 5,4 0,02 ± 0,01

13 RGI60-12.00821 Терскол 6,58 ± 0,03 60,8 ± 7,2 175,2 ± 9,7 0,40 ± 0,05

14 RGI60-12.00161 Гарабаши 4,05 ± 0,02 51,9 ± 6,6 159,3 ± 9,0 0,21 ± 0,03

15 RGI60-12.00168 Малый Азау 8,50 ± 0,04 40,8 ± 7,2 137,0 ± 8,0 0,35 ± 0,06

16 RGI60-12.00080 Большой Азау 16,63 ± 0,09 52,7 ± 7,3 236,9 ± 12,6 0,88 ± 0,12

17 RGI60-12.00080 Большой Азау* 0,53 ± 0,01 — — —

18 RGI60-12.00412 №310 0,07 ± 0,01 — — —

19 RGI60-12.00213 №311 0,30 ± 0,01 — — —

20 RGI60-12.00606 №312 0,22 ± 0,01 — — —

21 RGI60-12.01221 Уллукам 0,65 ± 0,03 — — —

22 RGI60-12.00042 №313* 0,69 ± 0,01 3,6 ± 6,2 46,4 ± 4,8 0,002 ± 0,004

23 RGI60-12.00887 №316 1,09 ± 0,05 — — —

24 RGI60-12.00887 №316* 0,70 ± 0,03 — — —

25 RGI60-12.01093 №317 0,63 ± 0,01 11,1 ± 12,5 52,1 ± 4,9 0,007 ± 0,008

26 RGI60-12.01093 №317* 0,51 ± 0,10 — — —

27 RGI60-12.00479 Кюкюртлю 6,69 ± 0,03 34,2 ± 8,3 242,5 ± 12,8 0,23 ± 0,06

28 RGI60-12.00671 №319 0,20 ± 0,01 — — —

29 RGI60-12.00188 Битюктюбе 1,99 ± 0,01 13,1 ± 6,5 87,2 ± 6,1 0,03 ± 0,01

30 RGI60-12.00198 №321 0,05 ± 0,01 — — —

Все ледники Эльбруса 112,20 ± 0,58

Ледники Эльбруса с измеренной толщи-

ной льда 107,64 ± 0,55 5,03 ± 0,85

* – часть ледника, отделившаяся от основного тела.

154 155

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

киуганкез, составляет 304 м, что на 100 м больше измеренной),

использованием других контуров ледников (т. е. площадей) и дру-

гих ЦМР при моделировании.

Мы также сравнили полученные оценки объема льда с резуль-

татами модели, основанной на характеристиках ледниковой по-

верхности (Кутузов и др., 2015). Оказалось, что общий объем лед-

ников Эльбруса отличается от полученных нами менее чем на 3 %,

хотя пространственное распределение толщины льда несколько

иное. Было также показано, что модели толщины льда работают бо-

лее эффективно на долинных ледниках, чем на ледниковых купо-

лах и ледниках конических вершин (таких как Эльбрус) (Farinotti

et al., 2017). Полученный массив данных может быть использован

для валидации моделей толщины льда и дальнейшего совершен-

ствования подходов к моделированию.

Одним из интересных результатов, полученных в результате

наших исследований, является обнаружение значительной толщи-

ны льда на ледяном поле Джикиуганкез в зоне абляции ледника

Чунгурчатчиран, что противоречит предыдущим представлениям.

По результатам работ в период проведения Международного ге-

офизического года и Международного гидрологического десяти-

летия (МГД) было высказано предположение, что толщина льда

на большей части ледяного поля Джикиуганкез составляет всего

около 13–25 м, что позволило прогнозировать быстрое стаивание

ледника на этом участке (Оледенение Эльбруса, 1968). По нашим

данным, толщина льда в центральной части этого ледника превы-

шает 200 м, что противоречит этой гипотезе. Кроме того, сравне-

ние двух цифровых моделей рельефа 1997 и 2017 гг. (см.: часть 2,

глава 2) выявило уменьшение толщины льда на 30–40 м за этот пе-

риод, а по данным Е. А. Золотарева с соавторами (Золотарев и др.,

2005) ледник потерял 30–40 м в течение предыдущего периода

(1957–1997 гг.). Таким образом, в 1950-х гг. максимальная толщи-

на льда здесь могла превышать 320 м, что более чем на 100 м выше,

чем в настоящее время (204 м) (рис. 2.1.4). Зная объем льда в 2017 г.

и его изменения с 1957 г., можно сделать вывод, что общий объем

ледников Эльбруса в 1957 г. составлял около 7,6 км3, что близко

к первой оценке, выполненной В. И. Кравцовой (Кравцова, 1967).

Обсуждение результатов и сравнение с моделями

Основными источниками ошибок в оценке объема ледников

являются погрешности измерений и интерполяции. Погрешности

измерений при радиозондировании могут быть частично умень-

шены за счет улучшения расчетов средней скорости распростра-

нения радиоволн (RWV). Однако на практике, когда речь идет

о переменных условиях и топографии горного ледника, манипу-

лирование RWV без точного знания основных свойств среды мо-

жет привести к дополнительным ошибкам. Проблемы, связанные

с интерполяцией ограниченного количества радиолокационных

данных и прогнозированием ошибок, хорошо известны. Суще-

ствует несколько подходов к обработке данных: от ручной отри-

совки подледникового ложа на основе экспертных оценок (Fischer,

Kuhn, 2013) до более сложных методов интерполяции и перекрест-

ной проверки (Lapazaran et al., 2016b). Другой метод включает ис-

пользование распределенной модели толщины льда, которая мо-

жет быть проверена и скорректирована с помощью имеющихся

данных измерений (Feiger et al., 2018). Такой подход позволяет

оценить толщину льда на участках ледника, не охваченных ради-

олокационной съемкой. Несмотря на относительно хороший ох-

ват данными ледников Эльбруса, все еще есть некоторые области

без каких-либо измерений или надежных отражений от коренного

ложа, которые могут привести к недооценке общего объема льда.

Мы сравнили наши результаты с оценками объема ледников Эль-

бруса на основе комбинации нескольких моделей толщины льда

(Farinotti et al., 2019). Общий объем смоделированных 20 крупней-

ших ледников составляет 8,69 км3, что значительно выше (на 57 %)

нашей оценки для этих же ледников (5,03 км3). При этом сред-

ние значения толщины льда у смоделированных ледников оказа-

лись занижены в среднем на 7,5 м (при разбросе значений от –40 м

до +10 м) по сравнению с данными измерений, а максимальные —

завышены в среднем на 8 м (при разбросе от –108 м до +100 м).

В данном случае это можно объяснить систематической переоцен-

кой максимальной толщины льда (например, максимальная тол-

щина льда, сообщенная в (Farinotti et al., 2019) для ледника Джи-

156 157

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

С ростом количества и площади, занимаемой ледниковыми озе-

рами на Эльбрусе, увеличивается и угроза их прорывов. Проры-

вы ледниковых озер неоднократно приводили к многочисленным

жертвам и значительному ущербу в различных горных районах

(Harrison et al., 2018). Так, в 2006 г. прорыв озера, расположенного

в предпольях ледника Джикиуганкез, нанес ущерб строениям ку-

рорта Джилысу (Черноморец и др., 2007), незначительные проры-

вы озера у фронта ледника Малый Азау на Эльбрусе происходили

в 1978 и 2011 гг. (Perov et al., 2017).

Определить возможные места образования приледниковых

озер в будущем и оценить их параметры можно, зная толщину лед-

ника и рельеф подстилающего ложа.

Рельеф подледного ложа

Данные площадной радиолокационной съемки ледников Эль-

бруса помимо оценки толщины и объема льда могут быть исполь-

зованы для составления карты подледного ложа ледников. Для

этого кроме значений толщины льда необходимо иметь данные

о высоте поверхности ледника. Карта подледного рельефа Эльбру-

са строилась как разность высотных отметок поверхности ледника

по цифровой модели рельефа (ЦМР), в нашем случае использова-

лась высокоточная ЦМР на основе стереопары Pléiades на 8 сентя-

бря 2017 г. (рис. 2.1.5, а), и данных о толщине льда. Очевидно, что

значения высоты и уклонов ложа несут в себе погрешности, зало-

женные в использованную ЦМР, а также погрешности определе-

ния толщины льда, интерполяции данных и т. п. Тем не менее эти

неточности не оказывают существенного влияния на определение

общего характера подледного рельефа.

Анализ полученной карты подледного рельефа (ложа)

(рис. 2.1.5, б) показал, что абсолютная высота ложа закономер-

но увеличивается от языков к верхним частям ледников. В целом

рисунок изолиний на ложе ледников отражает рисунок на его

поверхности (см. рис. 2.1.5, а, б), но не везде. Рельеф некото-

рых участков ложа имеет довольно плоскую, а иногда и вогну-

тую форму. Например, в средней части ледников Джикиуганкез

В этой, расположенной в понижении рельефа, области Эльбру-

са сосредоточен значительный объем льда. Исходя из текущей ско-

рости понижения поверхности ледника и характера распределения

толщины льда, поток льда из области аккумуляции может замед-

литься и в перспективе полностью прекратиться.

Подледный рельеф Эльбруса. Подледниковые озера

Повсеместное сокращение горного оледенения, отмечаемое

в последние десятилетия, способствует быстрому формированию

и разрастанию ледниковых озер в большинстве горных систем

(Kapitsa et al., 2017). Безопасное развитие инфраструктуры в таких

районах проблематично без оценки опасности гляциальных павод-

ков и селей. Традиционные способы оценки риска прорыва прилед-

никовых озер и возникновения гляциальных селей по наличию се-

левых отложений и геоботаническим признакам (Флейшман, 1970)

для ледниковых озер неприемлемы, поскольку они формируются

на месте отступающих ледников и зачастую являются образовани-

ями, не имеющими исторических аналогов. Географическое поло-

жение таких озер, их морфометрия и вероятность прорыва нередко

остаются неизвестными до самого прорыва. Возможность их появ-

ления на месте отступающих ледников или разрастания уже суще-

ствующих приледниковых озер не учитывается при зонировании

природных опасностей в горных районах.

Все это характерно как для Кавказа в целом, где отмечается

наибольшая степень гляциального риска на территории России

(Петраков, 2010), так и для Эльбруса. Как и в других горных си-

стемах, здесь в последние десятилетия наблюдается заметное со-

кращение ледников (Kutuzov et al., 2019a), сопровождающееся

формированием и ростом ледниковых озер (Petrakov et al., 2012;

Докукин, Хаткутов, 2016) и их прорывами (Черноморец и др.,

2018). Развитие инфраструктуры при развитии горных террито-

рий на фоне отступания ледников может привести к возникнове-

нию ситуаций, когда недавно построенные объекты оказываются

в зоне селевой угрозы из-за формирования озер на месте отступа-

ющих ледников.

158 159

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

ниже углов наклона поверхности ледника, а в верхней части об-

ласти питания, наоборот, выше (рис. 2.1.5, в, г, табл. 2.1.3). Такая

и Большой Азау были обнаружены глубокие впадины. Ранее уже

была выявлена крупная депрессия на ложе Западного плато Эль-

бруса (Лаврентьев и др., 2010, Mikhalenko et al., 2015), которая яв-

ляется древним кратером. Углы наклона ложа на языках заметно

Рис. 2.1.5. Рельеф поверхности ледников Эльбруса (а): тонкие черные

линии — изогипсы (показаны через 100 м), толстые черные линии —

границы ледосборных бассейнов (ледников); рельеф подледного ложа

Эльбруса (б) (изогипсы показаны через 200 м); углы наклона ледниковой

поверхности (градусы) (в); углы наклона рельефа ложа (градусы) (г)

Таблица 2.1.3

Углы наклона поверхности и ложа ледникового покрова Эльбруса

Название

Площадь,

км2

Уклон поверх-

ности, град.

Уклон ложа,

град. ∆

уклон,

град.

Макс. Сред. Макс. Сред.

Уллучиран 10,59 76,5 23,3 75,0 25,0 –1,7

Карачаул 6,53 66,5 21,9 67,4 23,6 –1,6

Уллукол и Уллума-

лиендерку 5,26 55,0 20,7 64,4 21,8 –1,1

Микельчиран 4,71 45,1 19,6 45,8 20,6 –1,0

Джикиуганкез 24,54 77,8 15,0 77,8 17,7 –2,7

Ирикчат 1,29 59,4 13,3 59,5 16,2 –2,9

Ирик 7,89 68,0 15,3 68,2 17,9 –2,6

№ 25 1,07 41,1 12,4 43,0 14,0 –1,6

Терскол 6,58 66,5 18,0 66,3 19,4 –1,4

Гарабаши 4,05 52,3 14,9 54,3 17,4 –2,5

Малый Азау 8,50 69,5 19,7 70,4 21,6 –1,9

Большой Азау 16,63 80,0 18,0 78,5 22,1 –4,2

№ 310 0,07 32,8 23,2 32,8 23,2 0,0

№ 311 0,30 53,7 22,5 50,9 22,3 0,2

№ 312 0,22 71,9 29,5 71,9 29,2 0,3

№ 313* 0,69 77,6 31,0 77,3 30,6 0,4

№ 317 0,63 74,0 32,5 76,7 31,0 1,5

Кюкюртлю 6,69 75,5 25,1 77,1 27,3 –2,2

№ 319 0,20 56,5 34,3 69,6 34,1 0,2

Битюктюбе 1,99 80,5 25,1 80,6 24,8 0,2

Среднее 21,8 23,0 –1,2

* — часть ледника, отделившаяся от основного тела

160 161

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

φ = ρwgB + fρig(H — B), (2.1)

где f — давление воды на ложе, выраженное в долях давления пе-

рекрывающего льда; Н — высота поверхности, м; В — высота ложа,

м; ρw и ρi — плотность воды и льда соответственно, кг/м3; g — уско-

рение силы тяжести м/с2; f принимает значения от 0 до 1, которые

отвечают течению воды при атмосферном давлении и при давле-

нии всего перекрывающего льда соответственно. Замкнутые гори-

зонтали в поле ГП свидетельствуют о возможности существования

участков с переуглубленным ложем ( в том числе подледниковых

озер). Оба описанных метода дают схожий результат по местам

возможного скопления воды.

Результаты

Пользуясь описанными выше методами, нами были обнару-

жены 19 участков переуглублённого ложа Эльбруса и смоделиро-

вана подледниковая дренажная сеть, по которой вода поступает

в эти переуглубления и к фронтам ледников (рис. 2.1.6, табл. 2.1.4).

На рис. 2.1.6, а приведено положение переуглубленных участков

на коренном ложе Эльбруса при f = 0, т. е. без давления перекры-

вающего льда (без ледников). Красными полигонами показаны

участки на ложе, соответствующие минимумам в поле гидравли-

ческого потенциала, которые, в свою очередь, говорят о наличие

пере углублений, в которых может скапливаться вода. Их количе-

ство и площадь больше выделенных цифрами понижений, т. к. для

более достоверной оценки мы, как было отмечено выше, понизили

их уровень на 10 м. Как видно из рис. 2.1.6, самые крупные пере-

углубления (№ 6, 16 и 19) площадью 1026, 195 и 415 тыс. м2 соответ-

ственно, расположены на ложе ледников Джикиуганкез и Большой

Азау, а их объем составляет 7355, 4522 и 9380 тыс. м3 соответствен-

но (табл. 2.1.4). Общая площадь переуглублений на ложе Эльбруса

составляет 1884 тыс. м2, средняя их глубина равна 7 м.

На рис. 2.1.6, б показана картина подледного дренажа и поло-

жение замкнутых горизонталей в поле гидравлического потенци-

ала при f = 1, т. е. в современных условиях, когда ложе перекрыто

картина на ложе ледников Эльбруса позволяет предположить,

что в обнаруженных понижениях рельефа может накапливать-

ся вода, причем как после отступания ледников, так и в насто-

ящее время. В следующих разделах описана методика поиска

пере углублений на коренном ложе Эльбруса и реконструкции

подледной гидрологической сети, по которой вода может посту-

пать в эти депрессии и в будущем при сокращении ледников об-

разовывать приледниковые озера.

Методика поиска участков перегубленного ложа

Как было показано в (Linsbauer et al., 2016), переуглубления

на ложе обнаруживаются путем их заполнения, используя стандарт-

ный геоинформационный гидрологический инструмент (Hydrology

tools) в программной среде ArcMAP. Следующим шагом было по-

лучение уклонов ложа из этой заполненной ЦМР. Были выделены

плоские (значения уклона ложа <1°) участки на его поверхности.

Разностная ЦМР между заполненной и исходной ЦМР без ледни-

ков (т. е. батиметрический растр) использовалась для количествен-

ной оценки площади и объема переуглублений на ложе ледника.

Однако полученный батиметрический растр заполняет переуглу-

бления до краев, что может привести к переоценке потенциально-

го объема будущих озер. Поэтому мы использовали растр с уров-

нем на 10 м ниже. Таким образом, количество потенциальных озер

сократилось. На основе батиметрического растра и контуров полу-

ченных переуглублений были рассчитаны средние и максимальные

глубины потенциальных озер с использованием зональной стати-

стики. Максимальная длина измерялась вдоль самой длинной оси

каждого контура потенциального озера, а средняя ширина была по-

лучена путем деления общей площади на максимальную длину.

Второй способ обнаружения участков переуглублённого ложа,

а также мест скопления подледниковой воды и реконструкции кар-

тины подледного дренажа, т. е. возможных путей стока воды — рас-

чет величины гидравлического потенциала (ГП) φ, который рас-

считывается из тех же входных данных (ЦМР поверхности и ложа

ледника) (Copland, Sharp, 2000):

162 163

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

отсутствия льда (f = 0) и при современном состоянии оледене-

ния (2017 г.) (f = 1). При полном исчезновении ледников на скло-

нах Эльбруса может образоваться не менее 19 новых озер общей

площадью 1890,8 тыс. м2 и средней глубиной 6,9 м. При этом са-

мые глубокие озера окажутся в современной области абляции лед-

ника Большой Азау в интервале высот 3100–3400 м. Самое круп-

ное по площади (1025,8 тыс.м2) прогляциальное озеро образуется

на месте языка ледника Джикиуганкез, его максимальная глубина

будет достигать 40 м при среднем значении 7,2 м (табл. 2.1.4).

В современных условиях, когда Эльбрус покрыт ледником,

также возможно существование депрессий, заполненных водой.

Как показали результаты моделирования, такие участки могут су-

ществовать на ложе ледников Уллучиран, Джикиуганкез, Ирик,

Большой Азау и Кюкюртлю (Лаврентьев и др., 2019). Крупнейшее

понижение, где возможно наличие жидкой воды, находится в при-

вершинной области Эльбруса на Западном плато. Косвенным под-

тверждением этого можно считать результаты моделирования дон-

ного таяния на основе данных термометрии глубокой скважины,

пробуренной на Западном плато Эльбруса в 2009 г. Результаты мо-

делирования показали, что донное таяние возможно подо льдом

ледником. Заметно различие в положении, количестве и площа-

ди найденных понижений в рельефе — их площадь значительно

уменьшилась по сравнению с условиями, когда ледника нет. В ус-

ловиях, когда давления льда не хватает, чтобы выжать всю воду

из-под ледников, часть ее вполне может накапливаться в этих по-

нижениях. Общая их площадь составляет 320 тыс. м2, самое боль-

шое из них находится на ложе Западного плато Эльбруса (№ 8),

его площадь составляет 61 тыс. м2. Также крупные «подледные озе-

ра» № 16 и 19, площадью 42 и 51 тыс. м2 соответственно, могут на-

ходиться под ледником Большой Азау, в его нижней части, в месте

слияния основного потока и льда, текущего с перевала Эхо Войны

(рис. 2.1.6, б) (Лаврентьев и др., 2020). В этом месте за последние

годы образовался крупный моренный вал, испещренный каналами

стока и воронками (рис. 2.1.7).

Реконструкция понижений коренного ложа Эльбруса и мест

возможного скопления воды, выполненная по величине гидравли-

ческого потенциала, показала, что количество и, главное, плановые

размеры таких понижений существенно отличаются в условиях

Рис. 2.1.6. Переуглубления (м) на коренном ложе ледников Эльбруса

по данным радиозондирования и реконструированная подледниковая

дренажная сеть без ледников (f = 0) (а) и при их наличии (f = 1) (б)

Рис. 2.1.7. Срединная морена на леднике Большой Азау.

Фото И. И. Лаврентьева от 01.07.2013

164

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 1. Толщина ледников и запасы льда на Эльбрусе

толщиной более 220 м (здесь максимальная толщина льда достига-

ет ~240 м), но его значение не превышает 10 мм в. э./год (Mikhalenko

et al., 2015).

Учитывая разрешение воздушной радиолокационной съёмки,

ошибки ЦМР и погрешности при интерполяции толщины льда,

приведённые оценки могут содержать неточности. Проведение де-

тальной наземной радиолокационной съёмки позволит получить

достоверные количественные данные и уточнить размеры вероят-

ных озёр под ледниками Эльбруса.

Таблица 2.1.4

Переуглубления на ложе ледникового покрова Эльбруса

Переу-

глубле-

ние

Ледник

Координаты центров

переуглублений Пло-

щадь

тыс. м2

Макс.

длина, м

Средняя

шири-

на, м

Макс.

глуби-

на, м

Сред-

няя

глуби-

на, м

STD Объём

тыс. м3

Широта,

град.

Долгота,

град.

1 Уллучиран 42,42568 43,40241 7 100 71 11 5 3 38

2 Уллучиран 42,42012 43,39417 19 161 115 16 7 5 135

3 Уллучиран 42,42907 43,38853 12 136 91 12 6 4 69

4 Карачаул 42,44343 43,38803 9 135 69 11 6 4 54

5 Джикиуганкез 42,52788 43,37469 3 83 30 1 1 0 2

6 Джикиуганкез 42,55234 43,37111 1026 1999 513 40 7 6 7355

7 Джикиуганкез 42,51849 43,36654 3 84 39 3 2 1 5

8 Джикиуганкез 42,54574 43,35997 22 186 120 4 2 1 36

9 Кюкюртлю 42,38635 43,35958 11 130 87 14 5 5 60

10 Джикиуганкез 42,52869 43,35954 22 229 96 12 4 4 92

11 Кюкюртлю/

Большой Азау 42,42804 43,34938 72 358 201 46 17 13 1217

12 Джикиуганкез 42,51452 43,33940 30 199 149 23 9 7 263

13 Большой Азау 42,42041 43,32052 14 262 55 6 3 3 37

14 Терскол 42,47976 43,31236 16 154 104 18 7 5 116

15 Гарабаши 42,46882 43,31047 8 114 69 5 2 2 17

16 Большой Азау 42,42869 43,30230 195 747 260 56 23 15 4522

17 Большой Азау 42,40549 43,29539 3 66 49 4 1 2 5

18 Большой Азау 42,40638 43,29253 4 81 51 3 1 2 2

19 Большой Азау 42,42524 43,28430 415 1163 357 55 23 16 9380

Среднее 100 336 133 18 7 1232

Сумма 1884 23405

167

Глава 2. Изменение объема ледников

166

Среднее расстояние между точками составило 20 м, что позволи-

ло создать ЦМР с вертикальной точностью ±1 м (Золотарев, Харь-

ковец, 2000). Наличие на аэрофотоснимках затененных слепых зон

и участков, покрытых свежим снегом (рис. 2.2.1), привело к сни-

жению плотности контрольных точек и, следовательно, большей

неопределенности на некоторых участках. ЦМР 1997 г. имеет про-

странственное разрешение 10 м.

Для оценки площадных изменений оледенения Эльбруса за пе-

риод 1997–2017 гг. мы использовали ортофотоплан Эльбруса

на 1997 г. (разрешение 2,2 м), созданный в виде мозаики аэрофо-

тоснимков; космический снимок «Плеяды» 2017 г. с разрешени-

ем 0,5 м и космический снимок SPOT7 (разрешение 1,5 м), полу-

ченный 20 августа 2016 г. Кроме того, для корректировки контуров

ледников были использованы аэро- и наземные фотографии, полу-

ченные во время полевых работ в 2013–2017 гг. (табл. 2.1.1).

Методы исследования

Изменение высоты поверхности ледников Эльбруса в 1997–

2017 гг. рассчитано с использованием разностной ЦМР. После

первоначальной обработки (перепроецирование и пересчет до

10 м/пиксель) ЦМР 1997 г. была вычтена из ЦМР 2017 г. В резуль-

тирующей (разностной) ЦМР были выявлены рельефные струк-

туры за пределами ледникового покрова (рис. 2.2.2), что говорит

о смещении одной модели по горизонтали относительно другой;

таким образом, для этих ЦМР требуется точное пространственное

совмещение, или корегистрация. Решение задачи горизонтальной

корегистрации ЦМР было показано в работе (Nuth, Kääb, 2011)

и состоит в нахождении параметров сдвига с помощью аналитиче-

ского уравнения регрессии.

Разность высот, полученная вычитанием ЦМР, описывается

уравнением:

∆= ⋅−

()

⋅

()

+∆hacosb ta

nhya

, (2.2)

Глава 2

Изменение объема ледников

С. С. Кутузов, А. М. Смирнов,

И. И. Лаврентьев, Г. А. Носенко

Для оценки изменения высоты поверхности ледников Эльбру-

са и баланса их массы за последние 20 лет (1997–2017) нами были

использованы данные аэрофото-, космических съемок и цифровых

моделей рельефа.

Стереопара и ЦМР Pléiades на 2017 г. были предоставлены

Французским космическим агентством (CNES) в рамках програм-

мы по наблюдениям за ледниками из космоса с использованием

спутников «Плеяды» (Pléiades Glacier Observatory). ЦМР разреше-

нием 4 м/пиксел была создана на основе изображений «Плеяды»

от 8 сентября 2017 г. с помощью алгоритма Ames Stereo Pipeline

(Shean et al., 2016). Вертикальная точность этой ЦМР была оценена

ранее (Belart et al., 2017; Berthier et al., 2014; Marti et al., 2016) и нахо-

дится в пределах ±0,5 м. ЦМР 1997 г. получена в результате аэрофо-

тосъемки, проведенной на Эльбрусе 8 сентября 1997 г. Лаборато-

рией аэрокосмических методов географического факультета МГУ

(Золотарев, Харьковец, 2000). ЦМР была создана из 10 стерео пар.

Изображения оцифровывались с помощью фотограмметрического

сканера и затем привязывались с помощью набора наземных кон-

трольных точек с 1,5 м горизонтальной и вертикальной погреш-

ностью. Было использовано около 100 000–150 000 контрольных

точек, подобранных стереоскопически для каждой стереопары.

168 169

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

а горизонтальный сдвиг выражается уравнением:

∆=⋅ −

()

tanacos

()ay, (2.3)

где Δh — индивидуальная разница высот, α — уклон поверхности,

ψ — экспозиция склона, Δh — общее смещение высот между двумя

наборами данных.

Вектор смещения имеет горизонтальную (а) и вертикальную

составляющие (с), а также некоторое направление (b). Кроме того,

искажение значения Δh зависит от уклона. Синусоидальная зави-

симость перепадов высот над устойчивым рельефом от экспозиции

показана на рис. 2.2.2, д. Расчет параметров в уравнении (2.3) и ап-

проксимация данных синусоидой выполнена методом наименьших

квадратов. Поскольку предлагаемое решение аналитическое, а ре-

льеф не является аналитической поверхностью, может потребо-

ваться несколько итераций для корегистрации одной ЦМР в дру-

гую. В оригинальном методе (Nuth, Kääb, 2011) было предложено

завершить процесс, когда расчетный сдвиг составляет менее 0,5 м.

В нашем случае к ЦМР 1997 г. было применено заключительное

горизонтальное смещение, составившее 0,09 м, а расчетное верти-

кальное смещение последней итерации составило 0,36 м.

После процедуры корегистрации были выявлены некоторые об-

ласти инструментальных искажений в ЦМР 1997 г. (рис. 2.2.2, б).

Природа таких артефактов может быть обусловлена проблемами

во время одного из аэрофотосъемочных полетов в 1997 г. над се-

верными склонами Эльбруса (Ю. Г. Селиверстов, персональное со-

общение). Области на неледниковой части могут быть исключены

из анализа, поскольку они не участвуют в дальнейших расчетах;

однако неверные данные по ледниковой поверхности необходимо

было устранить. В этом случае автоматизированная аналитическая

коррекция с помощью какой-либо функции невозможна, т. к. иска-

жения не являются случайными. Границы ошибочных высот опре-

делялись путем анализа распределений значений Δh по продоль-

ному и поперечному профилям. На основе резких изменений,

в местах, где этому нет логического объяснения, были определены

Рис. 2.2.1. Используемые изображения: а) спутниковый снимок SPOT 7,

полученный 20.08.2016. Эльбрус показан красным прямоугольником,

ледник Джанкуат — синим прямоугольником; б) мозаика полученных

аэрофотоснимков во время аэрофотосъемки ледников Эльбруса 08.09.1997;

в) снимок «Плеяды», полученный 08.09.2017

170 171

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

Разностный растр взаимно совмещенных ЦМР имеет градиент

значений с запада на восток. Такое смещение можно исправить, по-

строив плоскости регрессии (рис. 2.1.5, д). Анализ сочетает в себе

поиск продольных (юг — север) и поперечных (запад — восток) ис-

кажений. Для продольно-поперечной коррекции (которая в дан-

ном случае действует как операция наклона одной из ЦМР) было

принято линейное приближение:

∆= ++haXbYc

. (2.4)

Коэффициенты а и b из уравнения (2.4) равны касательным

углам наклона плоскости в поперечном и продольном направлени-

ях соответственно. После того, как эта коррекция была примене-

на, был повторен анализ корегистрации, который выявил дополни-

тельный сдвиг ЦМР на 1,4 м.

Таким образом, были сделаны три типа корректировок ЦМР:

горизонтальный сдвиг, устранение артефактов и наклон од-

ной модели относительно другой. Эта процедура устранила вер-

тикальные смещения двух моделей и уменьшила погрешно-

сти на 12,3 %. Окончательные параметры коррекции приведены

в табл. 2.2.1.

границы нарушений и, соответственно, определены значения кор-

ректировок (1–4 м). По большей части предполагаемый дефект

ледниковой поверхности совпадал с генетическим искажением ста-

бильного рельефа, поэтому были внесены поправки как в леднико-

вые, так и в неледниковые районы, которые отвечали требованию

минимального искажения исходных данных.

Рис. 2.2.2. Исходная разностная карта высот (Δh) между ЦМР 2017

(Pléiades) и 1997 (МГУ): a) до и б) после корегистрации; в) окончательный

растр перепада высот после поправки вдоль поперечного сечения и ручной

коррекции; г) графики показывают зависящее от экспозиции распределение

направления сдвига и его величины на устойчивой местности до и после

корегистрации; д) поверхность регрессии для коррекции вдоль и поперек

линии ЦМР 1997 г.; е) улучшение распределения значений Δh путем

внесения корректировок

Таблица 2.2.1

Список корректировок, внесенных в ЦМР 1997 г., и стандартных

отклонений (σ) значений Δh на устойчивой местности

X +5,73 м

Y –7,94 м

Z –4,80 м

X склон –0,0085°

Y склон –0,0059°

Исходное σ (±50 м) 8,71 м

После корегистрации σ8,00 м

Итоговое σ (±50 м) 6,64 м

172 173

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

где fp — коэффициент пересчета, Δt — продолжительность перио-

да (20 лет), а

A⋅

— средняя площадь ледников между 1997 и 2017 гг.

Учитывая высокую пространственную изменчивость плотности

снега/фирна/льда на ледниках Эльбруса, которые охватывают ди-

апазон высот более 3000 м, средние изменения высот были преоб-

разованы в изменение массы с использованием коэффициента пре-

образования постоянной плотности 0,85 ± 0,06 (Huss, 2013).

Области, покрытые свежевыпавшим снегом, хорошо заметны

на исходных изображениях. Снежный покров имел схожее распре-

деление на обоих снимках, а полевые данные о толщине снежного

покрова, собранные в ходе изучения баланса массы ледника Гара-

баши, подтвердили, что снежный покров образовался в результате

одного снегопада и имел толщину несколько сантиметров, поэтому

дополнительная коррекция не применялась.

Исключение аномальных значений и расчет изменений

массы ледника

На результирующей разностной ЦМР было выявлено несколь-

ко резко отличающихся значений как на стабильном рельефе, так

и на поверхности ледников. Для неледниковых участков перепа-

ды высот более 50 м были исключены из статистического анали-

за. Зоны ошибочных отклонений над ледниками соответствуют

в основном очень крутым склонам, ледопадам и сбросам. Распре-

деления значений Δh рассчитывались для 100-метровых высот-

ных зон, а затем из анализа исключались отклонения, превыша-

ющие 2σ (рис. 2.2.3, а). Экстремальные значения можно увидеть

на рис. 2.1.6, б, который иллюстрирует распределение значений Δh

с высотой над ледниками.

Изменение объема ледников ΔV (м3) было рассчитано как:

∆∆Vh=⋅A1997 , (2.5)

где (

∆h

) (м) — среднее изменение высоты ледниковой поверхно-

сти за период 1997–2017 гг., а A1997 — площадь поверхности ледни-

ка (м2) в 1997 г.

Средняя по площади скорость изменения баланса массы

(м в. э. / год) рассчитывалась как:

a=⋅

⋅

∆

r, (2.6)

Рис. 2.2.3. а) изменения высоты поверхности ледников Эльбруса

за период 1997–2017 гг. Тонкие черные линии — изогипсы (через 100 м),

толстые линии — границы ледосборных бассейнов. Прямоугольные

координаты пересчитаны для проекции UTM Зона 38. ЦМР Pléiades

2017 г. используется в качестве подложки; б) график распределения Δh

с высотой. Зеленым цветом отмечены точки, используемые в расчетах,

черным — удаленные выбросы (соответствующие розовым затененным

областям на карте). Синими точками обозначены средние значения Δh

для каждой 100-метровой высотной зоны

174 175

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

носительного уменьшения объемов льда для конкретного бассейна,

вышеуказанные ошибки суммируются с общей суммой погрешно-

сти расчета объема (εv), которая в свою очередь включает в себя по-

грешность радиолокационных измерений толщины льда (εgpr) и по-

грешность интерполяции (εint).

Ошибки в значениях изменения высоты поверхности ледников

оценивались следующим образом. Индивидуальные ошибки (εΔhi)

для пикселей считались равными стандартному отклонению раз-

ностной ЦМР по неледниковым поверхностям (6,64 м). Ошибки

в среднем изменении высот по высотным зонам и ледникам были

рассчитаны с учетом стандартного отклонения Δh от неледнико-

вых областей, а также степени пространственной корреляции. Мы

придерживаемся подхода, предложенного ранее (Rolstad et al., 2009;

Fischer et al., 2015). Это требует оценки области (Acor), где ошиб-

ки рассматриваются как пространственно-коррелированные с ис-

пользованием уравнения (2.7):

corr

=p2, (2.7)

где R — радиус круговой области, равный расстоянию простран-

ственной корреляции (120 м), которая была оценена путем рас-

чета модели одиночной сферической вариограммы для значений

разностной ЦМР на устойчивой (неледниковой) поверхности

(рис. 2.2.4). Погрешность средней разницы высоты поверхности

по заданной площади рассчитывалась по формуле (2.8) (Rolstad

et al., 2009):

∆hh

corr

=⋅

⋅

∆

1997

5, (2.8)

где σΔh — стандартное отклонение Δh по неледниковым районам,

а A1997 — площадь в 1997 г.

При расчете суммарной погрешности Δh, взвешенные погреш-

ности по высотным зонам были суммированы по всем ледникам

Эльбруса. Неопределенность изменения объема (εv) и осредненный

Контуры ледников

Контуры ледников Эльбруса были проведены вручную с ис-

пользованием ортоизображения 1997 г., космических снимков

«Плеяды» на 2017 г. и SPOT7 на 2016 г. для визуального контро-

ля и уточнения положения нунатаков в районах, покрытых свежим

снегом на снимке «Плеяды». Кроме того, мы использовали боль-

шую базу данных аэро- и наземных фотографий, полевых данных

и радиолокационных измерений для уточнения границ заморе-

ненных участков ледников. Границы, выделенные с использовани-

ем изображения 1997 г., были скорректированы с целью включе-

ния частей, показавших значительное истончение с 1997 по 2017 г.

На основе анализа рельефа поверхности были определены ледораз-

делы и оконтурены ледосборные бассейны.

Был использован множественный подход оцифровки для оцен-

ки неопределенности в области ледника (Paul et al., 2013). Контуры

ледников дешифрированы независимо тремя людьми с использо-

ванием всех доступных материалов. Сравнение показало, что мак-

симальная разница общей площади ледников Эльбруса состави-

ла 0,65 км2, или менее 1 % от общей площади. Для заморененных

участков ледников неопределенность достигала 20 %. Результиру-

ющая неопределенность каждого отдельного ледника представляет

собой абсолютную максимальную разницу между тремя оцифро-

ванными контурами.

Оценка погрешностей

Мы определили несколько источников погрешностей, которые

повлияли на общую оценку неопределенности при расчете изме-

нений объема ледников Эльбруса (εΔv). Их сочетание варьируется

для различных результатов. Средняя погрешность изменения вы-

соты поверхности ледников (εh) зависит от точности ЦМР и чис-

ла точек измерений. Среднегодовая погрешность баланса массы

(εBa) преобразуется в объем, суммированный по интересующей об-

ласти, объединенный с допущением по плотности (ερ) и погрешно-

стью определения площади ледников (εA). Наконец, при оценке от-

176 177

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

Результаты

Изменение площади

С 1997 по 2017 г. общая площадь ледников Эльбруса уменьши-

лась с 125,76 ± 0,65 до 112,20 ± 0,58 км2, причем скорость сокраще-

ния составляла 0,54 % в год. За этот период пять небольших лед-

ников общей площадью 0,76 ± 0,01 км2 отделились от Эльбрусской

ледниковой системы (рис. 2.2.3). Сокращение площади происходи-

ло не только в силу отступания языков ледников, но и из-за увеличе-

ния площади существующих нунатаков и появления новых скаль-

ных выходов ниже 4500 м. Ледники Эльбруса характеризовались

различным относительным уменьшением площади. Максимальное

уменьшение площади среди выводных ледников было зарегистри-

ровано для ледника Ирикчат (Рис. 2.1.1, а, N 9), который потерял

почти 30 % своей площади с 1997 по 2017 г. (табл. 2.2.2). Два покры-

тых мореной ледника (N 316 и N 317), расположенные на западном

склоне (см. рис. 2.1.1, а, N 23 и N 26), вели себя по-разному. Несмо-

тря на большую неопределенность границ заморененных ледников,

мы предполагаем, что в период с 1997 по 2017 г. площадь ледника

N 317 не изменилась, в то время как ледник N 316 распался на две

части. При этом в восточной части ледника (N 316*) зарегистриро-

вано увеличение высоты поверхности в нижней части и незначи-

тельное (50–70 м) наступание (рис. 2.2.5).

Изменение высоты поверхности и объема ледников

За 20 лет с 1997 по 2017 г. высота поверхности ледников Эльбру-

са в среднем понизилась на 12,22 ± 0,28 м. Наиболее значительное

таяние отмечено ниже 2900 м, где толщина льда уменьшилась в сред-

нем на 38,5 ± 1,8 м за счет истончения двух низко лежащих языков

ледников Большой Азау и Ирик (рис. 2.2.3, б). К 2017 г. только око-

ло 1 % от общего объема льда располагалось на высотах ниже 3200 м.

Самое значительное понижение высоты поверхности произошло

в интервале высот 3200–3400 м на обширных плоских участках лед-

ников Джикиуганкез и Большой Азау, где толщина льда в среднем

уменьшилась на 45,6 ± 1,5 и 30,5 ± 1,0 м соответственно.

по площади темп изменения баланса массы (εBa) для каждого лед-

ника рассчитаны используя уравнения (2.9) и (2.10) следующего

вида (Fischer et al., 2015; Zhou et al., 2019):

∆

=⋅

∆1997 , (2.9)

ee e

rr r

∆⋅







+⋅







+∆⋅ ⋅









∆

22 2

, (2.10)

где fρ — коэффициент преобразования плотности (0,85), а ερ — не-

определенность коэффициента пересчета (0,06), εA — неопределен-

ность площади ледника (табл. 2.2.2).

Рис. 2.2.4. Модель одинарной сферической вариограммы для разностной

ЦМР по стабильной (неледниковой) местности

178 179

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

Таблица 2.2.2

Изменение площади, объема и высоты поверхности, а также геодезический баланс массы ледни-

ков Эльбруса с 1997 по 2017 г.

Номер Название ∆A ∆V ∆h bn

% % m mwe a-1

1 RGI60–12.00014 Уллучиран –7,3 –13,4 –5,78 ± 0,19 –0,25 ± 0,02

2 RGI60–12.00014 Уллучиран* – – – –

3 RGI60–12.01124 Карачаул –5,8 –10,6 –5,23 ± 0,24 –0,23 ± 0,02

4 RGI60–12.00507 Уллукол и Уллума-

лиендерку –13,6 –20,0 –7,94 ± 0,26 –0,36 ± 0,03

5 RGI60–12.00610 Микельчиран –8,9 –22,6 –11,50 ± 0,28 –0,51 ± 0,04

6 RGI60–12.01061

Джикиуганкез

(Бирджалычиран

и Чунгурчатчиран)

–11,3 –30,2 –21,56 ± 0,12 –0,97 ± 0,07

7 RGI60–12.01061 Джикиуганкез* – – – –

8 RGI60–12.01061 Джикиуганкез* – – – –

9 RGI60–12.00345 Ирикчат –27,0 –47,4 –15,37 ± 0,47 –0,76 ± 0,06

10 RGI60–12.00730 Ирик –9,7 –24,9 –13,83 ± 0,21 –0,62 ± 0,04

11 RGI60–12.00730 Ирик* – – – –

12 RGI60–12.00450 № 25 –15,1 –43,2 –14,92 ± 0,56 –0,69 ± 0,06

13 RGI60–12.00821 Терскол –7,1 –16,7 –11,19 ± 0,24 –0,49 ± 0,04

14 RGI60–12.00161 Гарабаши –13,2 –25,7 –14,21 ± 0,29 –0,65 ± 0,05

15 RGI60–12.00168 Малый Азау –9,7 –18,7 –8,52 ± 0,21 –0,38 ± 0,03

16 RGI60–12.00080 Большой Азау –15,0 –23,2 –13,49 ± 0,14 –0,61 ± 0,04

17 RGI60–12.00080 Большой Азау* – – – –

18 RGI60–12.00412 № 310 –44,4 – –14,76 ± 1,72 –0,81 ± 0,11

19 RGI60–12.00213 № 311 –35,7 – –11,61 ± 0,93 –0,60 ± 0,06

20 RGI60–12.00606 № 312 –29,5 – –13,81 ± 1,14 –0,69 ± 0,05

21 RGI60–12.01221 Уллукам –12,7 – –10,18 ± 0,73 –0,46 ± 0,05

22 RGI60–12.00042 № 313* –32,4 –10,6 –0,29 ± 0,62 –0,01 ± 0,03

23 RGI60–12.00887 № 316 –59,9 – –10,29 ± 0,38 –0,53 ± 0,05

24 RGI60–12.00887 № 316* – – – –

25 RGI60–12.01093 № 317 +0,0 +17,8 1,98 ± 0,80 0,08 ± 0,03

26 RGI60–12.01093 № 317* 0,0 – –1,30 ± 0,89 –0,06 ± 0,04

27 RGI60–12.00479 Кюкюртлю –5,1 –5,0 –1,86 ± 0,24 –0,08 ± 0,01

28 RGI60–12.00671 № 319 –30,7 – –9,29 ± 1,17 –0,47 ± 0,07

29 RGI60–12.00188 Битюктюбе –4,8 –35,3 –6,76 ± 0,44 –0,29 ± 0,03

30 RGI60–12.00198 № 321 – – – –

Все ледники Эльбруса –10,8 –12,22 ± 0,28 –0,55 ± 0,04

Ледники Эльбруса с измеренной

толщиной льда –10,7 –22,8 –12,35 ± 0,28 –0,55 ± 0,04

* — часть ледника, отделившаяся от основного тела.

180 181

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

нем 21,4 % (σ = 12,4) льда. Два ледника на южном склоне, Ирик-

чат и № 25, сократились больше других: 47,4 % (2,4 % в год) и 43,2 %

(2,2 % в год) соответственно. Уменьшение массы двух крупнейших

ледников (Джикиуганкез и Большой Азау) составляет 57,8 % от об-

щего уменьшения объема.

Ледниковая система Эльбруса потеряла в 1997–2017 гг. более

42 % от своего общего объема ниже 3500 м; 20 % — в диапазоне вы-

сот 3500–4000 м и около 8 % — между высотами 4000 и 4500 м.

Изменения массы ледников Эльбруса были оценены ранее гео-

дезическими методами за два периода: 1887–1957 и 1957–1997 гг.

(Золотарев, 2009). В итоге был сделан вывод, что деградация оле-

денения шла постепенно, а скорость убыли льда в последний пе-

риод была ниже. Средняя скорость изменения высоты поверхно-

сти за первый период составила –0,29 м в. э. в год и –0,17 м в. э.

в год в 1957–1997 гг. (Золотарев, 2009). За 40 лет объем ледников

С 1997 по 2017 г. средний баланс массы ледников Эльбруса со-

ставлял –0,55 ± 0,04 м в. э. в год. Наиболее отрицательный средний

баланс массы составляет –0,97 ± 0,07 м в. э. для ледника Джикиуган-

кез, за которым следуют ледники Ирикчат (–0,76 ± 0,07 м в. э.) и лед-

ник N 25 (–0,69 ± 0,05 м в. э.) (рис. 2.2.6). Баланс массы трех северных

ледников составлял в среднем –0,27 ± 0,04 м в. э. в год, в то время как

пять ледников на южном склоне теряли 0,54 ± 0,10 м в. э. в год. Наи-

меньшая отрицательная скорость изменения баланса массы была

рассчитана для ледника Кюкюртлю, а единственный ледник, кото-

рый показал прирост массы, — ледник № 317, расположенный выше

3700 м (рис. 2.2.6).

Ледники Эльбруса, лежащие ниже 4500 м над уровнем моря,

теряют массу. Ледники на северных склонах в высотном диапа-

зоне 4000–4500 м характеризовались меньшими отрицательными

значениями баланса массы, в то время как ледники южного скло-

на Эльбруса теряли массу более высокими темпами (рис. 2.2.6,

2.2.7). К 2017 г. ледники Эльбруса потеряли 22,8 % от своего объ-

ема по сравнению с 1997 г. Отдельные ледники потеряли в сред-

Рис.2.2.5. Изменение площади (а) и высоты поверхности (б) в западном

секторе оледенения Эльбруса. Увеличение высоты поверхности ледника

N316* отмечено стрелкой

Рис. 2.2.6. Баланс массы ледников (а), распределение объема ледников

Эльбруса по высоте в 1997 и 2017 гг., а также изменение высоты

поверхности ледников (черная кривая – среднее) (б). Аналогичные

графики для отдельных ледников представлены на рис. 2.2.7

182 183

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

Эльбруса уменьшился на 1,20 ± 0,02 км3, а 45 % этого снижения

было связано с сокращением ледника Джикиуганкез, в то время

как 98 % потерь объема произошло ниже 4000 м.

В ряде публикаций, где обсуждалось изменения площади и от-

ступание ледников, ледники Эльбруса считались менее чувстви-

тельны к текущим изменениям климата из-за их более высокого

положения и большой площади зоны аккумуляции (Shahgedanova

et al., 2014; Tielidze, Wheate, 2018). Наши результаты показывают,

что объем льда уменьшался вдвое быстрее, чем площадь, и что

ледники Эльбруса характеризуются отрицательным балансом

массы (табл. 2.2.2). Темпы сокращения ледников Эльбруса утрои-

лись в последнее время (1997–2017 гг.) по сравнению с периодом

1957–1997 гг.

Наши результаты согласуются с результатами длиннопериод-

ных измерений баланса массы двух эталонных ледников Кавказа.

Ледник Джанкуат, расположенный в 21 км к юго-востоку от п. Тер-

скол (рис. 2.2.1), имеет самый длинный ряд измерений баланса

массы на Кавказе, начатый еще в 1968 г. (Shahgedanova et al., 2007),

а баланс массы ледника Гарабаши на Эльбрусе измеряется с 1983 г.

(Рототаева и др., 2019). Осредненный по площади, кумулятив-

ный, а также геодезический баланс массы этих ледников представ-

лен на рис. 2.1.7. Оба метода показывают схожий результат: ледник

Гарабаши потерял 12,58 м в. э. и 12,92 ± 0,95 м в. э. (–0,63 и –0,65 ±

0,05 м в. э. в год) по оценке гляциологическим и геодезическим ме-

тодами соответственно. За тот же период ледник Джанкуат утратил

12,15 м в. э. (–0,61 м в. э. в год) по данным прямых гляциологиче-

ских измерений (www.wgms.ch).

Расчетный геодезический баланс масс ледников Эльбруса

включает дополнительные компоненты помимо поверхностного

баланса массы. Эльбрус — это спящий вулкан, и изменения в гео-

термальном потоке потенциально могут способствовать усилению

донного таяния. За рассматриваемый период мы не обнаружили

специфических особенностей в распределении изменения высоты

поверхности на ледниках Эльбруса, которые можно связать с под-

ледниковой вулканической и геотермальной активностью (напр.,

Magnússon, 2005).

Рис. 2.2.7. Распределение объема ледников Эльбруса по высоте в 1997

и 2017 гг. и изменение высоты поверхности по 100-метровым высотным

интервалам

184 185

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 2. Изменение объема ледников

положены на более низких высотах; около 50 % площади ледника

Джикиуганкез и 45 % площади ледника Большой Азау лежат ниже

3700 м. 34 % площади крупнейшего ледника северного сектора —

Уллучирана находится ниже 3700 м, как и 23 % площади ледника

Кюкюртлю в западном секторе. Склоны ледников южного и осо-

бенно восточного секторов заметно более пологие на высотах ниже

4000 м по сравнению с ледниками северного и западного участ-

ков и характеризуются большей чувствительностью к изменению

климата. Даже незначительный подъем высоты границы питания

(ELA) на пологих склонах здесь приводит к значительному сниже-

нию коэффициента площади аккумуляции (AAR). Кроме того, лед-

ники западного сектора подвержены воздействию лавин, благодаря

чему они частично перекрыты обломочным материалом, в то время

как морена на поверхности ледников в других секторах практиче-

ски отсутствует, за исключением ледника Уллучиран.

Увеличивающиеся темпы снижения баланса массы ледников от-

мечаются и в других горных районах Евразии. Значительные изме-

нения баланса зафиксированы на горных ледниках Тянь-Шаня, где

общая площадь и масса уменьшились с 1961 по 2012 г. на 18 ± 6 и 27

± 15 % соответственно и баланс массы ледников снижался в сред-

нем на 0,33 ± 0,18 м в. э. в год (Farinotti et al., 2015). За период 2000–

2016 гг. средний баланс массы ледников на Тянь-Шане изменился

на –0,29 ± 0,21 м в. э. в год, а более отрицательные показатели были

оценены для ледников Бутана (–0,43 ± 0,26 м в. э. в год) и Ньэн-

чентанглха в Тибете (–0,63 ± 0,26 м в. э. в год) (Brun et al., 2017).

Хотя поверхностный баланс массы шести ледников в Альпах с 1962

по 1982 г. находился в стационарных условиях, среднее изменение

баланса массы составило –0,85 м в. э. в год за период 1983–2002 гг.

и –1,63 м в. э. в год в 2003–2013 гг. (Vincent et al., 2017). Эти данные

хорошо соответствуют ускорению потери массы ледниками Эль-

бруса с 1997 по 2017 г. по сравнению с предыдущими периодами.

Ледники Монблана теряли 1 ± 0,37 м в. э. в год между 2000 и 2014 гг.

(Berthier et al., 2016). В среднем ледники Эльбруса характеризова-

лись меньшими потерями массы, чем в Альпах, однако некоторые

ледники (например, Джикиуганкез) теряли массу с сопоставимой

скоростью (0,97 ± 0.07 м в. э. в год) в 1997–2017 гг. Усредненный

Тенденция ускорения убыли массы ледников с конца ХХ в. ха-

рактерна как для Кавказа, так и для других горных районов Рос-

сии (Khromova et al., 2019). Усиление сокращения ледников Эль-

бруса отражает выявленное повышение летней температуры,

особенно после 1995 г., при почти неизменном количестве осадков

(Рототаева и др., 2019; Tashilova et al., 2019). Средняя летняя тем-

пература в высокогорье Кавказа за последние 30 лет увеличилась

на 0,5–0,7 °C (Toropov et al., 2019). Вполне возможно, что увели-

чение приходящей коротковолновой солнечной радиации, отмеча-

емое с 1980-х гг., также сыграло значительную роль в ускоренной

потере массы ледниками в последние годы (Торопов и др., 2016).

Тенденция увеличения на 10 Вт/м2 за 10 лет коротковолнового ра-

диационного баланса в высокогорье Кавказа связана с негативной

тенденцией развития высокой и низкой облачности, что, в свою

очередь, обусловлено увеличением частоты антициклонов в теплое

время года (Toropov et al., 2019).

Поведение ледников на разных склонах Эльбруса не было одно-

родным. Наиболее значительные потери массы (–0,83 м в. э. в год)

были зафиксированы в восточном секторе Эльбруса (рис. 2.2.7).

Скорость убыли массы в южном секторе составила –0,54 м в. э.

в год, в северном секторе –0,27 м в. э. в год, а в западном — –0,12 м

в. э. в год. Аналогичная картина была выявлена Е. А. Золотаревым

(Золотарев, 2009) для периодов 1887–1957 и 1957–1987 гг. В более

ранний период среднее значение баланса массы ледников в южном

и восточном секторах было на 50 % более отрицательным по срав-

нению с северным и западным секторами, в то время как в более

поздний период баланс массы ледников этих участков оледенения

Эльбруса был слегка положительным. Значительные простран-

ственные различия в скорости убыли массы объясняются в пер-

вую очередь экспозицией и гипсографией местности. Ориентиро-

ванные на юг ледники, как правило, отступают быстрее в горах,

расположенных в одних и тех же широтах, например на Тянь-Ша-

не (Petrakov et al., 2016; Wang et al., 2016). Это может быть связа-

но с более выраженным эффектом изменения коротковолнового

излучения (Торопов и др., 2016) на южных склонах гор. Большие

участки ледников Эльбруса, ориентированные на юг и восток, рас-

187186

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса

Глава 3

Баланс массы ледника Гарабаши

О. В. Рототаева, Г. А. Носенко,

С. С. Кутузов, И. И. Лаврентьев

Ледник Гарабаши расположен на обширном открытом участ-

ке южного склона Эльбруса, охватывающем максимальное разно-

образие условий ледниковой зоны Кавказа в высотном диапазоне

более двух километров. Ледник начинается на высоте около 5000 м

в виде узкого клина на крутом склоне «купола» Эльбруса; ниже

он постепенно расширяется и достигает наибольшей ширины —

до 1,5 км на более пологой части склона на высотах 3700–3900 м

(рис. 2.3.1). В 2017 г. язык ледника шириной 750 м оканчивался

на высоте 3330 м, площадь ледника составляла 4,05 ± 0,02 км2.

Ежегодные наблюдения за балансом массы ледника Гарабаши

были начаты в 1982 г. и продолжаются до настоящего времени (Ро-

тотаева и др., 2019). С 1984 г. ледник включен в систему наблюде-

ний Международной службы мониторинга ледников.

Основной задачей работ на леднике было исследование баланса

его массы — факторов формирования массообмена, пространствен-

ной изменчивости процессов, их межгодовых колебаний и много-

летних трендов.

Методика исследований

Составляющие баланса массы ледника определяются прямы-

ми измерениями на поверхности и в толще. Основные наблюдения

по площади баланс массы ледников Эльбруса (–0,55 ± 0,04 м в. э.

в год за период 1997–2017 гг.) сопоставим со среднегодовым ба-

лансом (–0,66 ± 0,55 м в. э. в год), рассчитанным за тот же период

с использованием данных из работы, основанной на экстраполяции

гляциологических и геодезических наблюдений (Zemp et al., 2019)

для Кавказа. Два ряда длиннопериодных наблюдений на ледни-

ках Джанкуат и Гарабаши были дополнены новыми геодезически-

ми измерениями свыше 52 % площади оледенения за период 2000–

2017 гг. с использованием ЦМР ASTER DEM (рис. 2.2.8), несмотря

на то что указанные неопределенности в геодезических оценках яв-

ляются довольно большими (Zemp et al., 2019).

Рис. 2.2.8. Годовой (а) и кумулятивный (б) баланс массы ледников

Гарабаши и Джанкуат. Геодезический баланс масс рассчитан для ледника

Гарабаши и всей системы Эльбруса. Толщина линии соответствует

погрешности оценки баланса геодезическим методом

188 189

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

проводятся вдоль двух опорных продольных профилей на леднике,

отмеченных постоянными забуренными в лед дюралевыми вехами

(рис. 2.3.1), а также в дополнительных шурфах и скважинах.

В начале работ, в 1987–1991 гг., проводился наибольший комп-

лекс наблюдений: весенние и осенние снегосъемки на всей пло-

щади ледника; измерения таяния в течение всего сезона абляции;

метеорологические 8-срочные наблюдения на специально оборудо-

ванной площадке на высоте 3830 м, примерно на высоте границы

питания; там же на снегомерной площадке измерения таяния и лет-

него накопления снега; измерения и расчет внутреннего питания

в толще снега и фирна на разных высотах.

Построение в течение пяти лет карт всех составляющих водно-

ледового баланса, а также высотных балансовых кривых за 10 лет

позволило оценить многолетнюю изменчивость этих характери-

стик. Количественные показатели типового распределения акку-

муляции и абляции на площади ледника были получены расчетом

нормированных коэффициентов в 100-метровых высотных зонах,

а также на всем леднике. Коэффициенты межгодовой вариации

нормированных показателей не превысили 20 % (Бажев и др., 1995).

В дальнейшем ежегодный расчет баланса массы был основан

на детальных измерениях на леднике в начале и конце периода

таяния, построении по этим данным высотных кривых аккуму-

ляции и абляции вдоль профилей и переходе через нормирован-

ные коэффициенты от профилей к средним величинам в каждой

100-мет ровой зоне и на площади ледника. В начале XXI в. в ус-

ловиях резкого увеличения таяния эмпирические коэффициенты

были скорректированы.

Для получения зависимостей между значениями таяния

на леднике и температурой воздуха были использованы резуль-

таты измерений таяния и температуры на площадке на высоте

3830 м, а также данные сетевых метеостанций (табл. 1.1.1). Это по-

зволило по суточным значениям температуры воздуха в долине

определять таяние на площадке весной до начала наблюдений или

осенью после их окончания. От площадки через установленные

уравнения регрессии рассчитывалась абляция на профиле и далее

в высотных зонах.

Рис. 2.3.1. Схема ледника Гарабаши: 1 — горизонтали, 2 — границы

ледника, 3 — линии опорных продольных профилей, 4 — постоянные

вехи, 5 — гляциологические стационары, 6 — вершина Эльбруса, 7 —

глубокие скважины, 8 — метеоплощадка, 9 — дополнительные шурфы.

На подложке — аэрофотоснимок 08.09.1997

190 191

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

На основе связи аккумуляции и абляции на леднике с темпера-

турой и осадками в Терсколе и на других метеостанциях в окруже-

нии Эльбруса, была выполнена реконструкция ежегодных значе-

ний баланса массы ледника с начала XX в. до 1995 г. (Рототаева,

Тарасова, 2000).

Метеорологические условия в Приэльбрусье

Данные метеостанции Терскол характеризуют климатические

условия в Приэльбрусье во второй половине XX — начале XXI в.

Для оценки балансового состояния ледников определяющими по-

казателями являются изменения летних температур воздуха и зим-

них осадков.

За все годы наблюдений в Терсколе (1951–2017 гг.) средняя

летняя температура воздуха (июнь — август) составила 11,6 °C; мак-

симальный диапазон ее колебаний — от 9,4 °C (1967 г.) до 13,6 °C

(1957 г.). Изменчивость летних температур σ, как и на всей высоко-

горной части Кавказа (Давидович, Тарасова, 1992), мала (табл. 2.3.1).

Межгодовые отклонения составляли для отдельных периодов на-

блюдений 0,7–0,9 °C, при коэффициенте вариации Сv = 0,06–0,08.

Вариации средних годовых температур больше: Сv = 0,2–0,25.

Наиболее теплый месяц июль — в среднем 12,1 °C; самый холод-

ный январь –7,2 °C, большую часть года ледник находится в усло-

виях зимнего режима. Мы определяем зимний период с сентября,

когда на ледниках обычно заканчивается таяние, до мая включи-

тельно, когда снегопады еще обеспечивают превышение аккумуля-

ции над начавшимся таянием. Все годовые данные в статье приво-

дятся за гидрологический год: сентябрь — август. Диапазон высот

ледника Гарабаши на склоне Эльбруса велик, сроки сезонов смеща-

ются, мы принимаем средние.

О скорости снижения температуры воздуха в ледниковой зоне

Эльбруса дают представление расчеты вертикальных температур-

ных градиентов. По методике, разработанной при составлении

карт Атласа снежно-ледовых ресурсов мира (Атлас…, 1997; Крен-

ке, 1982), нами пересчитаны градиенты летних температур воздуха

на Кавказе для периода 1960–1987 гг. Оказалось, что по сравнению

Таблица 2.3.1

Изменения основных статистических характеристик температу-

ры воздуха (°C), осадков (мм) на метеостанции Терскол за 1951–

2017 гг. и элементов баланса массы ледника Гарабаши (см в. э.)

за годы наблюдений

Показатели

метеоусловий

Период,

годы

Среднее

значение σСv

Температура, средняя

за гидрологический год

1951–2017 2,7 0,67 0,25

1951–1962 3,3 0,63 0,19

1963–1997 2,4 0,49 0,2

1998–2017 2,8 0,69 0,25

Температура, средняя

летняя, июнь — август

1951–2017 11,6 0,92 0,08

1951–1962 12,3 0,80 0,06

1963–1997 11 0,64 0,06

1998–2017 12,2 0,69 0,06

Осадки, средние зим-

ние, сентябрь — май

1951–2017 655 143 0,22

1951–1962 573 57 0,1

1963–1997 641 148 0,23

1998–2017 729 135 0,18

Осадки, средние лет-

ние, июнь — август

1951–2017 289 69 0,24

1951–1962 236 50 0,21

1963–1997 306 73 0,24

1998–2017 292 54 0,18

Элементы баланса массы

Аккумуляция

1982–2017 122 16,41 0,14

1982–1997 124 17,96 0,15

1998–2017 120 14,64 0,12

Абляция

1982–2017 153 50,40 0,33

1982–1997 115 23,12 0,20

1998–2017 183 45,35 0,25

Баланс массы ледника

1982–2017 –31 56,08 –1,81

1982–1997 9 31,77 3,53

1998–2017 –63 50,67 –0,80

σ — среднеквадратические отклонения.

Сv — коэффициент вариации.

192 193

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Данных о распределении осадков на склоне Эльбруса мало из-за

недостатка прямых измерений. Наблюдения по осадкомерам в пе-

риод 1951–1958 гг. показали годовую величину осадков в среднем

от 790 мм в Терсколе до 810 мм на 3020 м (пик Терскол) и 1130 мм

на 4200 м у Приюта одиннадцати (Матюхин, 1960). Однако зимой

из-за сильных ветров на больших высотах показания осадкомеров

сильно занижены; при частых метелях недоучет осадков может до-

стигать 60–75 %. (Котляков, Плам, 1965). Осадки в долине и выпа-

дение снега на ледниках далеко не всегда синхронны.

На станции Терскол средний многолетний уровень годовой

суммы осадков — около 950 мм, почти треть их выпадает за три лет-

них месяца. Зимой при средней величине 655 мм основной диапа-

зон значений разных лет — от 500 до 900 мм. Более половины —

56 % осадков выпадает в первые и последние два зимних месяца:

в среднем в сентябре — октябре и апреле — мае месячные суммы

составляют около 100 мм. Межгодовые колебания зимних и летних

осадков мало отличаются, коэффициент вариации Сv порядка 23 %

(см. табл. 2.3.2).

В целом за вторую половину ХХ — начало XXI в. тренды по-

казывают увеличение летних температур на 0,7 °C и зимних осад-

ков на 180 мм. Однако линейные тренды — условный показатель

лишь общей направленности процесса за многолетний период. Для

оценки условий существования ледников важнее изменения метео-

условий за разные годы, и в общем ряду данных такую картину по-

казывает осреднение значений по десятилетиям и аппроксимация

полиномом-4 (рис. 2.3.2). За все годы наблюдений метеостанции

Терскол дважды происходила смена климатических условий.

Начало работ станции — 1950-е гг. — совпало с максимумом са-

мого жаркого тридцатилетия 1930–1950-х гг. на Кавказе. Темпера-

тура лета в Приэльбрусье поднялась в среднем до 12,4 °C, на 0,8 °C

выше многолетней нормы (1951–2017 гг.). Аномалии температур

воздуха в 1951–1962 гг. были самыми высокими за 67 лет наблюде-

ний во все четыре сезона (рис. 2.3.3) Температура трех зимних меся-

цев оказалась даже положительной: +0,3 °C. Тогда же рекордными

были отрицательные аномалии осадков, особенно летом и осенью.

Все аномалии способствовали активному таянию ледников.

с прошлым периодом (1955–1965 гг.) (Тареева, 1976) они практи-

чески не изменились. Средний склоновый градиент в верховьях

Малки — Терека составляет 0,58–0,60 °C на 100 м.

Для расчета температурных градиентов были использованы дан-

ные, полученные в 2014–2016 гг. с помощью автоматических дат-

чиков Thermochron iButton, установленных на Поляне Азау (база

МГУ, 2300 м), пике Терскол (3127 м, обсерватория), у базы Гараба-

ши ИГРАН (3850 м, на скальной гряде в 120 м от правого края ледни-

ка), а также на скалах в фирновой области ледника на высоте 4000 м.

По средним суточным данным 2016 г. рассчитан температур-

ный градиент на склоне между Поляной Азау и пиком Терскол, ко-

торый снижался от мая до августа от 0,71 до 0,53 °C / 100 м подъема

и для июня — августа был равен в среднем 0,6 °C / 100 м.

Градиент между Поляной Азау и базой Гарабаши, которая на-

ходится в зоне прямого охлаждающего влияния ледника, увеличи-

вался до 0,69–0,73, в среднем 0,71 °C на 100 м. Средний градиент

в июне — августе 2014 г. между Поляной Азау и вершиной Эльбру-

са оказался 0,67 °C / 100 м, а между 4000 м и вершиной в мае —

июне 0,56 °C / 100 м.

Наблюдения вдоль склона за суточным ходом температур

в июле — августе 2013 г. (Торопов и др., 2016) показали градиент

в полуденные часы между Терсколом и базой Гарабаши 0,84 °C /

100 м подъема, а между базой и вершиной 0,69 °C / 100 м.

Сравнения целого ряда измерений в разные годы на разных

уровнях, несмотря на большой разброс величин градиентов, позво-

ляет предполагать, что в верхней зоне области питания ледников,

на «куполе» Эльбруса снижение температуры с высотой замедля-

ется по сравнению с нижележащей частью склона.

Величина температурного скачка при переходе на леднико-

вую поверхность также весьма изменчива. По измерениям в 1988–

1991 гг. были получены величины скачка 1–2 °C при средней су-

точной температуре на леднике в диапазоне от –2 до +5 °C. Это

согласуется с данными наблюдений А. П. Волошиной в районе «Ле-

довой базы» в 1958–1960 гг.: тогда скачок составлял от 1,2 до 2,8 °C

в зависимости от температуры внеледниковой поверхности соот-

ветственно от 2 до 10 °C (Волошина, 2002).

194 195

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Период с конца 1990-х до 2017 г. снова «повернул» климатиче-

скую кривую. Рост летней температуры начался во второй половине

1990-х, а с 1998 г. она резко поднялась, аномалия в целом достигла

0,7 °C. При этом в начале XXI в. так же резко увеличились зим-

ние осадки, превысив норму на 200 мм; но затем они значительно

Затем наступила смена условий. Главной чертой тридцатиле-

тия 1960–1980-х гг. и почти до конца 1990-х было значительное

похолодание. В 1960-х гг. летняя температура воздуха понизилась

на 1,4 °C; затем она повышалась, но в среднем для всего периода

осталась на 0,6 °C ниже нормы. Изменчивость ее в эти годы мини-

мальна — σ = 0,6 °C. С 1960-х гг. начала увеличиваться снежность

зим, постепенно приблизившись к многолетнему среднему. Измен-

чивость зимних, как и летних, осадков больше, чем в другие перио-

ды. Особенно выделяется аномалия летних осадков.

Рис. 2.3.2. Десятилетние средние значения температуры и осадков

по метеостанции Терскол за период 1951–2019 гг.: а) октябрь — апрель,

б) май — сентябрь

Рис. 2.3.3. Отклонения от многолетней нормы температуры воздуха (а)

и осадков (б) в отдельные сезоны разных климатических периодов

за время работы метеостанции «Терскол»: 1 — осень, 2 — зима, 3 — весна,

4 — лето

196 197

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Зимой число дней с осадками на леднике велико — до 70 % вре-

мени. Поле аккумуляции построено достаточно сложно, что вызва-

но переотложением снега западными ветрами, повторяемость ко-

торых здесь — более 80 % в году. Во время метелей скорость ветра

часто достигает 20–30 м/с. В областях сноса и накопления снега

водозапас может различаться в пять и более раз (Котляков, Плам,

1965). В целом на леднике аккумуляция растет с высотой до по-

яса наибольшего накопления на высотах 3700–4100 м. В правой

и центральной частях ледника максимум снега всегда наблюдается

на верхнем «плато» — 3900–4000 м, приуроченном к пологому вы-

ровненному участку склона, а также на втором, нижнем фирновом

поле на высотах 3650–3750 м. Левая часть ледника отличается зна-

чительно большей аккумуляцией — здесь в широкую продольную

ложбину постоянно переметается снег с более возвышенной пра-

вой части. Ежегодные измерения на двух профилях вдоль ледника

показали различия в величине накопления в два-три раза.

Выше 4100 м, при крутизне склона «купола» Эльбруса до 20–

30° и более, аккумуляция резко убывает. Здесь отложение снега

наиболее зарегулировано ветрами. В левой части ледника оно по-

степенно снижается до 100 и 50 см в. э., тогда как в правой — до 50

и 20 см в. э., и в конце зимы обширные участки склона нередко ли-

шены снега и покрыты льдом, отполированном ветрами. По нашим

измерениям в 1980-е гг. до высоты 5100 м аккумуляция на скло-

не составляла в начале лета 250–350 мм в. э. На седловине Эльбру-

са (5300 м) ветровой снос снега настолько силен, что баланс мас-

сы постоянно равен нулю: остатки хижины, построенной здесь еще

в 1933 г., сохраняются и поныне.

В 1980–1990-е гг. аккумуляция на леднике составила в среднем

1240 мм в. э. (табл. 2.3.2) — близко к норме за весь срок наблюдений

на Гарабаши — 1220 см в. э. Близ конца ледника слой снега весной

обычно порядка 1000–1200 мм в. э., а на верхнем и нижнем «пла-

то» в среднем 1600–1800 мм в. э. и до 2000–2500 мм в. э. в отдель-

ных ареалах максимального накопления. Межгодовые колебания

аккумуляции наблюдались в основном в пределах 1100–1300 мм

в. э., Сv равен 0,15. Наименьшие ее значения отмечались в 1982/83

(980 мм в. э.), а также в 1984/85 и 1985/86 гг. — порядка 1000 мм в. э.

уменьшились. Особенно заметна в этот период высокая аномалия

весенних осадков, в противоположность прошлому периоду, когда

она была отрицательной (рис. 2.3.3).

Таким образом, ряд наших работ на леднике Гарабаши, начав-

шийся в 1982 г., совпал со сменой двух климатических периодов

в Кавказском регионе на рубеже XX–XXI вв. Первый период наблю-

дений — с 1982 до 1997 г., холодный и достаточно снежный, благо-

приятный для ледников, и второй — 1998–2017 гг., с жаркими летни-

ми сезонами, в котором особенно выделяются последние восемь лет.

Первый период наблюдений, 1982–1997 гг.

Аккумуляция

Зимой основная масса снега поступает на поверхность ледников

южного склона Эльбруса во время обильных снегопадов и метелей,

наблюдающихся обычно 2–3 раза в месяц, когда накопление снега

может достигать 50–70 % месячной суммы (Оледенение Эльбруса,

1968). Они связаны либо с холодными фронтами западноевропей-

ских циклонов, либо с мощными вторжениями средиземноморских

циклонов, которые приносят весной на склоны Эльбруса наиболее

интенсивные осадки. Потоки влаги со стороны Черного моря, под-

нимаясь вдоль открытой к югу широкой долины р. Ингури, дости-

гают западных и южных склонов Эльбруса на высотах более 3,5 км.

Величины аккумуляции на Гарабаши коррелируют с осадками

на станциях южного склона Эльбруса (Рототаева, Тарасова, 2000).

В зимний период максимумы осадков в осенние и весенние

месяцы играют различную роль в снегонакоплении на леднике.

Осенние снегопады менее благоприятны, т. к. в сентябре часть сне-

га успевает стаять, а в октябре почти весь выпадающий снег уно-

сится с фирновых полей сильными ветрами, когда их средняя ско-

рость на высоте 4000 м равна 13 м/с (Оледенение Эльбруса, 1968;

Матюхин, 1960). В апреле — мае при уменьшении скорости ветра

до 6–8 м/с и большей влажности снега он сохраняется на леднике

до начала сезона абляции. В верхней части склонов Эльбруса про-

цесс аккумуляции происходит в течение всего года.

198 199

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Необычно снежными в первый период были зимы 1986/87,

1992/93, 1996/97 гг., когда осадки в Приэльбрусье превыша-

ли 900 мм. Эти же зимы отличались и массовым сходом лавин.

В 1993 г. обрушение снежных карнизов на левом склоне долины

р. Азау вызвало лавину, уничтожившую здание научного стацио-

нара МГУ.

Зима 1986/87 г. оказалась в ХХ в. рекордной на Кавказе

и по снежности, и по масштабу последствий схода катастрофиче-

ских лавин (Володичева и др., 2004). В Приэльбрусье необычно ин-

тенсивные снегопады начались в декабре, а в январе осадки более

270 мм превысили месячную норму в 5 раз и привели к сходу особо

крупных лавин в долине Баксана (Володичева и др., 2014). Экстре-

мальные осадки наблюдались и в мае — более 250 мм. В эту зиму

огромной силы лавины принесли небывалые разрушения и бед-

ствия, особенно на южном склоне Кавказа. В Сванетии иногда над

развалинами целых селений возвышались только древние башни.

На леднике Гарабаши в 1986/87 г. величина аккумуляции была

максимальной за все годы работ — в среднем 1700 мм в. э., а на вы-

сотах 3900–4000 м более 2600 мм в. э.

Таблица 2.3.2

Годовой баланс массы ледника Гарабаши (см в. э.), 1981/82–2016/17 гг.

и средние значения за периоды наблюдений, мм в. э.

Год Аккумуляция Абляция Баланс массы

1981/82 1420 800 620

1982/83 980 970 10

1983/84 1290 950 340

1984/85 1030 1130 –100

1985/86 1000 1640 –640

1986/87 1700 1090 610

1987/88 1190 920 270

1988/89 1310 1280 30

1989/90 1320 1230 90

1990/91 1340 1370 –30

1991/92 1110 970 140

1992/93 1400 1050 350

1993/94 1210 1640 –430

1994/95 1190 1200 –10

1995/96 1040 1070 –30

1996/97 1320 1130 190

1982–1997 1240 1150 90

1997/98 1070 2580 –1510

1998/99 1160 1980 –820

1999/2000 950 2010 –1060

2000/01 1120 1870 –750

2001/02 1370 1110 260

2002/03 1330 1170 160

2003/04 1400 1150 250

2004/05 1350 1150 200

2005/06 1450 2110 –660

2006/07 1140 1770 –630

2007/08 1360 1780 –420

2008/09 1090 1460 –370

2009/10 1380 2620 –1240

2010/11 1140 2000 –860

2011/12 1030 2020 –990

2012/13 1110 1390 –280

2012/14 1180 2100 –920

2014/15 1130 2160 –1030

2015/16 1120 2100 –980

2016/17 1200 2130 –930

1998–2017 1200 1830 –630

1982–2017 1220 1530 –310

Продолжение табл. 2.3.2

200 201

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

го снега в три раза больше, чем льда на постепенно освобождавшей-

ся поверхности языка.

Месяцы наиболее активного таяния — июль и август, тогда как

в июне на леднике еще преобладает циклоническая погода, большое

число дней с осадками и отрицательными средними суточными тем-

пературами воздуха (Тареева, 1996). В июле — августе могут наблю-

даться продолжительные периоды с высокой температурой воздуха,

которые имеют решающее значение в повышении суммарной вели-

чины абляции. Это по 5–7 и даже 9 ясных дней подряд с устойчивой

антициклональной погодой и значительной величиной радиацион-

ного баланса, в условиях поступившей в Приэльбрусье теплой воз-

душной массы. Такие дни отмечались в 1986, 1989, 1991 гг. Темпе-

ратура в Терсколе поднималась выше 14 °C, а на леднике суточное

таяние превышало 35 мм — в полтора раза больше средней величи-

ны в другие дни без осадков. Особая роль таких дней с непрерывным

таянием отмечалась на Эльбрусе и ранее (Некоторые итоги…, 1964).

Продолжительность периода абляции зависит в первую оче-

редь от погоды в сентябре. Обычно в первых его числах ледник

уже окончательно покрывается новым зимним снегом, но иногда

таяние наблюдалось до конца месяца. Так было, например, в 1986

и 1994 гг., когда в Терсколе температура сентября превышала 10 °C

при норме 8,3 °C. В 1994 г. таяние продолжалось до 2 октября, что

максимально повысило годовую абляцию, несмотря на температу-

ру июня — августа не выше нормы.

На абляцию существенно влияет частота летних снегопа-

дов. Больше всего снега выпадало летом 1987, 1996 гг.; а в 1988 г.

в июне — августе на леднике наблюдалось 63 дня с осадками (Таре-

ева, 1996), и годовая абляция оказалась минимальной — 920 мм в. э.

Обильные снегопады снизили общую абляцию также летом 1989 г.,

несмотря на теплое лето. Суточные измерения на снегомерной пло-

щадке показали, что 23 дня со снегопадами в течение сезона приба-

вили к годовой аккумуляции 305 мм в. э. Главное значение имеет

не столько число дней со снегопадами, сколько — дней, затрачен-

ных на таяние этого снега. В июле свежий снег обычно стаивал

в течение 1–2 дней без осадков, но в конце летнего сезона оста-

вался на поверхности до 4–5 дней. Суточное таяние свежего снега

Абляция

Значительное похолодание 1960–1990-х гг. вместе с повышен-

ной снежностью способствовало малой абляции на ледниках Эль-

бруса. В первый период наблюдений ее величина на Гарабаши

составляла в среднем лишь 1150 мм в. э. Наибольшие значения —

1300–1600 мм в. э. — отмечались в 1986 и 1991 гг. (рис. 2.3.4), когда

летние температуры в Приэльбрусье поднимались до 11,8 °C. Из-

менчивость абляции также мала — коэффициент вариации Cv = 0,2.

Но колебания летних температур в районе еще меньше: Cv = 0,06.

Таяние близ конца ледника обычно начинается в первых чис-

лах мая; в основной части области питания на 3800–4000 м — в се-

редине июня, но водоотдача из снежной толщи появляется здесь

в конце месяца; а выше 4200 м — в июле. Весной таяние нередко

задерживается из-за большого слоя зимнего снега. Так, после ано-

мально снежной зимы и весны 1986/87 г. за лето растаяло сезонно-

Рис. 2.3.4. Колебания баланса массы ледника Гарабаши за период

наблюдений, 1982–2017 гг. (а) и кумулятивная кривая баланса массы (б).

Годовые значения: 1 — абляция, 2 — аккумуляция, 3 — баланс массы.

Пятилетние скользящие средние: 4 — абляция, 5 — аккумуляция,

6 — баланс массы, 7 — кумулятивный баланс. Средние значения показаны

горизонтальными линиями, тренды — черными точками

202 203

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

рования баланса массы меняются, следуя различиям в температуре

воздуха, режиме выпадения осадков, особенностям их сохранения

и таяния.

Пространственная изменчивость баланса массы ледника соот-

ветствует в основном распределению аккумуляции. Максималь-

ные значения баланса массы всегда измерялись в интервале высот

3900–4000 м, где годовой остаток в эти годы составлял в правой

части ледника порядка 500–800 мм в. э., а в левой 1500–2000 мм

в. э. Граница питания в левой части ледника постоянно находилась

на 30–50 м ниже по сравнению с правой; в среднем ее высота в пер-

вом периоде была 3800 м. При этом на поверхности ледника ее по-

ложение проследить было невозможно из-за чередования пятен

снега, фирна и льда в конце лета на высотах 3700–3850 м. Граница

питания определялась ежегодно только расчетным способом, при

построении балансовых кривых.

В нижней части ледника, в области абляции отрицательные зна-

чения баланса массы возрастали в среднем от –1000 мм в. э. на высо-

те 3600 м до –2000 мм в. э. близ конца языка (Рототаева и др., 2003).

На высотах 4200–4600 м на выпуклой правой части крутого

склона к концу лета стаивал почти весь снег. Его небольшой оста-

ток, обычно около 200 мм в. э., на больших участках был превращен

в наложенный лед. Нередко выше Приюта одиннадцати на протя-

жении 100–200 м наблюдались пятна области абляции. В левой час-

ти ледника, аккумулирующей зимой переметенный снег, на боль-

ших высотах годовой баланс превышал 500 мм в. э. Таким образом,

в высоких зонах изолинии баланса массы ледника вытягивались

не поперек, а вверх по склону. Распределение на леднике каждой

из составляющих баланса в первый период наблюдений — аккуму-

ляции, таяния, стока, снежного остатка, внутреннего питания и го-

дового прихода — подробно рассмотрено в (Бажев и др., 1995).

Второй период наблюдений, 1998–2017 гг.

Главная особенность второго периода — 1998–2017 гг. — макси-

мальное повышение летних температур воздуха в Приэльбрусье —

в среднем на 1,1 °C по сравнению с первым периодом. Абляция

составляло в среднем 4–8 мм в. э., сезонного снега 20–25 мм в. э.,

а открывшейся в августе поверхности фирна — до 40–45 мм в. э.

Распределение таяния на леднике подчинено высотной зави-

симости. Диапазон величин летнего таяния в первом периоде —

от 3000–4000 мм в. э. близ конца ледника до 100 мм в. э. в верхних

его зонах. Кроме того, на больших высотах таяние снижается из-

за уменьшения колебаний температур воздуха — как средних ме-

сячных, так и суточных, вследствие усиления влияния свободной

атмосферы (Давидович, Тарасова, 1992), а также уменьшения ам-

плитуды радиационного баланса. Наблюдения на южном склоне

Эльбруса на высотах 3850 и 5150 м показали уменьшение суточных

колебаний температуры в 2–3 раза по сравнению с долинной стан-

цией Терскол (Торопов и др., 2016). Снижение дневных темпера-

тур объяснялось усилением потока отраженной радиации в высо-

ких постоянно заснеженных областях. Альбедо на разных участках

поверхности ледника Гарабаши, по нашим измерениям, менялось

от 7–22 % на мокром льду с частицами мелкозема до 30–35 % на ста-

ром фирне (3900 м), 40–60 % на тающем снеге (3950 м) и 70–75 %

на белом снегу с радиационной коркой (4500 м).

В целом скорость уменьшения таяния от конца ледника к вы-

сотам 3800–3900 м составляла в первом периоде около 30 см в. э. /

100 м. В пределах зоны максимальной аккумуляции, на 3900–

4100 м, при сохранении градиента таяния градиент абляции повы-

шался до 400–500 мм в. э. / 100 м из-за больших потерь стока на по-

вторное замерзание талой воды в мощной снежно-фирновой толще.

В центральной ее части, включающей 17 годовых слоев, оставалось

30–50 % и более талых вод (Бажев и др., 1995). В верхних зонах

ледника величина абляции мала и быстро снижается. Выше 4200 м

ее величина была в среднем по леднику около 200 мм в. э., а выше

4600 м при слабом таянии сток постепенно прекращался.

Баланс массы ледника

В первом периоде обе составляющие баланса массы ледника

были ниже многолетней нормы, и при небольшом преобладании ак-

кумуляции баланс в среднем оказался положительным (рис. 2.3.4).

На ледниковом склоне с перепадом высот в 1,5 км условия форми-

204 205

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

1998 г. отмечен максимальной потерей массы на всех опорных

ледниках Международной службы мониторинга (Glacier Mass

Balance Bulletin, 2013); в Альпах потеря массы в 2,5 раза превы-

сила среднее значение за 1980–1990-е гг. (Global Glacier Change

Bulletin, 2017).

В начале ХХI в. в Приэльбрусье быстро увеличились зим-

ние осадки — в среднем за 2002–2006 гг. до 800 мм, а в отдельные

годы до экстремальных значений — свыше 900–1000 мм. Аккуму-

ляция на леднике достигла 1400 мм в. э. В зимний период осадки

значительно превысили многолетнюю норму в месяцы наиболь-

шей аккумуляции на ледниках — осенью и весной, и особо высо-

кой оказалась аномалия весенних осадков — более 17 % нормы

(рис. 2.3.2 и 2.3.4).

Снежные зимы 2001/02–2004/05 гг. сопровождались похоло-

данием летних сезонов, когда абляция на леднике уменьшилась

до 1140 мм в. э. В эти четыре года ледник имел хотя и небольшой,

но положительный баланс массы, около 200 мм в. э., что было ис-

ключением для жаркого периода первых десятилетий XXI в.

Затем процесс катастрофического таяния так же резко оста-

новился. Четыре года подряд, 2002–2005 гг., отличались сильным

ростом не только зимних, но и летних осадков и новым понижени-

ем летних температур воздуха (табл. 2.3.2). Годовой баланс массы

ледника Гарабаши стал положительным: в среднем +220 мм в. э.

Ледники начали восстанавливать свой объем, но в 2006–2007 гг.

возобновилось сильное таяние и баланс массы ледника вновь стал

отрицательным. Таким образом, в десятилетие на рубеже веков

изменчивость климатических и гляциальных процессов сильно

возросла.

После 2006 г. снежность зим в Приэльбрусье начала так же бы-

стро снижаться, тогда как летние температуры росли, достигнув

в 2010 г. 13,5 °C. Таяние на леднике в 2010 г. повторило рекордные

показатели 1998 г. В правой части ледника область абляции под-

нялась до 4500 м, а таяние охватило склон выше 4800 м. Впервые

на бывшем нижнем фирновом поле близ вехи 9 (см. рис. 2.3.1) на-

чали вытаивать из-подо льда скальные обломки. В следующие годы

здесь появилась и затем расширилась продольная лавовая гряда

на леднике увеличилась в 1,6 раза, составляя 1830 мм в. э., отрица-

тельный баланс массы ледника приводил в среднем к потере более

600 мм в. э. в год (табл. 2.3.2).

Граница двух периодов была выражена четко — четырьмя го-

дами катастрофического увеличения таяния на ледниках в 1998–

2001 гг., вызванного особенно жаркими летними сезонами на Кав-

казе. На леднике Гарабаши абляция увеличилась до небывалых

прежде значений — в среднем до 2110 мм в. э. Снежность зим резко

понизилась, причем 2000 г. отличался самым малым накоплением

на леднике во всем ряду 36-летних наблюдений (рис. 2.3.4).

Особенно выделялся 1998 г., когда средняя летняя температу-

ра в Терсколе впервые поднялась до 13 °C, а на леднике растаял слой

2600 мм в. э. Поверхность всей правой части ледника до высоты 4600 м

представляла открытый лед, залитый ручьями талой воды, а в области

максимальной аккумуляции на больших участках растаяла часть мно-

голетнего фирна (рис. 2.3.5). У При-

юта одиннадцати вытаяли на льду

патроны — следы боев за Эльбрус

осенью 1942 г. Между домиком

ИГРАН и метеоплощадкой на лед-

нике показались камни — продол-

жение продольной лавовой гряды,

которая через два года сомкнулась

с нижней своей частью.

В области питания сместились

границы зон льдообразования.

На высотах 3700–4200 м вытаяли

новые участки лавовых гряд и упа-

ли столбы электропередачи, постав-

ленные в начале 1930-х гг. Именно

в конце 1950-х гг. их также при-

шлось восстанавливать и ставить

заново после двух десятилетий ин-

тенсивного накопления массы лед-

ника, когда они сильно погрузи-

лись в лед (Золотарев, 2009).

Рис. 2.3.5. Тающая поверхность

в области питания ледника Га-

рабаши и открывшиеся трещи-

ны на высоте 3950 м в 1998 г.

Фото О. В. Рототаевой

206 207

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

поднялась до 4050 м в 1998 г., но в последние годы держится на этом

уровне постоянно. В левой части ледника она находится в среднем

на высоте 3850–3900 м, а в правой поднимается до 4300 м. Область

максимальной аккумуляции сохранилась на тех же высотах, что

и в первом периоде, — 3900–4000 м, но таяние в этой зоне теперь

втрое выше, и область максимального баланса сместилась на 100 м

вверх и осталась только в центре и левой части ледника. Большая

часть поверхности прежнего верхнего фирнового «плато» замени-

лась открытым льдом (рис. 2.3.6, б). Совсем узкий поток льда меж-

ду скальными грядами в районе Приюта одиннадцати едва достига-

ет выполаживающейся части ледника. На языке ежегодно стаивает

до 4000–6000 мм в. э. льда.

Обсуждение

По данным Всемирной службы мониторинга ледников, с 1960–

1970-х и до середины 1980-х гг. баланс массы ледников относи-

тельно стабилизировался во многих районах Земли — в Канаде,

на Аляске, в Альпах, Тянь-Шанском регионе и др. (Global Glacier

Change Bulletin, 2017). На высоких ледниках Эльбруса этот про-

цесс продлился почти до конца 1990-х гг.

К концу 1980-х гг. в областях питания многих ледников Эль-

бруса наблюдалось повышение высоты поверхности. На Гарабаши

она повысилась до 5–10 м в основных питающих зонах — на 3650–

3800 и 3900–4100 м, а выше местами более чем на 10 м (Золотарев,

2009). Повышение поверхности отмечалось также на втором эта-

лонном леднике Кавказа — Джанкуат. В 1974–1992 гг. на 40–48 %

площади этого ледника происходило повышение поверхности (По-

повнин, Петраков, 2005).

Анализ балансового состояния ледника Гарабаши также по-

казывает, что ледник начиная с 1960-х гг. наращивал свой объем

(Рототаева, Тарасова, 2000), и в первый период наших наблюде-

ний его баланс массы хотя постепенно снижался, но в целом остал-

ся выше ноля, прибавив в сумме около 1000 мм в. э. слоя льда

(табл. 2.3.3). Но на рубеже веков за четыре жарких года ледник по-

терял в 4 раза больше льда, чем накопилось за предыдущие 20 лет.

(рис. 2.3.6, а), в результате правый край ледника ниже 3850 м ока-

зался отделенным от ледника. В зоне максимального баланса раста-

ял слой 1,7 м в. э. снега и фирна, а в среднем на леднике — более

2,6 м в. э. Кумулятивная балансовая кривая после перерыва снова

резко направилась вниз (рис. 2.3.4).

Для периода 1998–2017 гг. особенно характерны длительные

периоды ясной погоды в Приэльбрусье, с наибольшей абляцией

на леднике. Если в первом периоде они наблюдались лишь в не-

скольких летних сезонах, то во втором — почти каждый год. Увели-

чилась их продолжительность — по 8–10 дней, так же как и значе-

ния температур воздуха — до 16–18 °C.

В последние годы (2010–2017 гг.) после максимума 2010 г. здесь

постоянно наблюдается высокая летняя температура — в среднем

12,3 °C, и абляция на леднике на уровне 2000 мм в. э. В эти же годы

резко уменьшилась аккумуляция — до 1130 мм в. э., как в самые

малоснежные зимы. Небольшой слой зимнего накопления, а так-

же заметное повышение температур в июне приводят к быстрому

освобождению ледника от снега, что еще больше способствует рас-

ходу массы. Продолжительность периода абляции увеличивается

и за счет таяния в сентябре, который стал теплее на 0,4 °C по срав-

нению с первым периодом. Граница питания на леднике впервые

Рис. 2.3.6. Результаты экстремального таяния ледника в последние годы

наблюдений. Новая скальная гряда посреди ледника на высоте 3700–

3830 м, 27.08.2015 (а); открытый лед на поверхности прежнего верхнего

фирнового «плато» и обнажившиеся скалы на подъеме к Приюту 11,

14.09.2017 (б). Фото С. А. Никитина

208 209

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

Таблица 2.3.3

Изменения балансовых характеристик ледника Гарабаши

в разные периоды, 1984–2017 гг.

Части ледника S,

км2

Баланс массы

Площадь, км2

Баланс массы

Площадь, км2

Баланс массы Суммарный

1983/84–1996/97 гг. 1997/98–

1999/2000 гг.

2000/01–

2008/09 гг.

2009/10–

2016/17 гг.

объем за 34 года, км3

слой за 34 года, м

за 14 лет,

км3

за 14 лет, м

мм в. э.

за 3 года,

км3

за 3 года, м

мм в. э.

за 9 лет, км3

за 9 лет, м

мм в. э.

за 8 лет, км3

за 8 лет, м

мм в. э.

А Б В А Б В А Б В А Б В

Верхняя часть

склона, 4100–

5000 м

1,150 0,0046 4,0 290 –0,0002 –0,2 –50 1,150 0,0029 2,5 279 1,150 0,0017 1,45 181 0,0091 7,9

Пояс макси-

мального балан-

са, 3800–4100 м

1,685 0,0205 12,1 870 –0,0013 –0,7 –250 1,685 0,0101 6,0 662 1,685 –0,0003 –0,15 –19 0,029 17,2

Область пита-

ния, вся основ-

ная часть, 3800–

5000 м

2,835 +0,0251 +8,8 +630 –0,0015 –0,5 –170 2,835 +0,0129 +4,56 +507 2,835 +0,0014 +0,5 +62 +0,038 +13,4

Нижняя часть

ледника, 3300–

3800 м

1,637 –0,0215 –13,1 –940 –0,0137 –8,4 –2790 1,587 –0,0232 –14,63 –1625 1,479 –0,0308 –20,8 –2600 –0,0892 –54,5

Ледник в целом,

3300–5000 м 4,472 +0,0036 +0,8 +60 –0,0152 –3,4 –1130 4,422 –0,0103 –2,3 –256 4,314 –0,0293 –6,9 –850 –0,0512 –11,4

А — суммарный объем; Б — суммарный слой;

В — средний годовой слой; S — площадь.

210 211

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

шение ее отклика на летние снегопады — по сравнению с постоянно

снежными летними сезонами первого периода.

При этом абляция — многофакторный процесс, который зави-

сит не только от температуры трех летних месяцев, но и от прочих

условий летнего сезона. Особенно показательны годы с экстре-

мальными значениями абляции в оба периода — 1986, 1994, 1998,

2010, 2015 и др. Они всегда отличались сочетанием всех факто-

ров, способствующих увеличению таяния. Основные из них — дли-

тельность сезона абляции — быстрый сход зимнего снега весной

и особенно высокие температуры сентября; малая частота лет-

них снегопадов; продолжительность периодов ясной погоды с не-

прерывающимся таянием, которая обеспечивает наибольшую его

интенсивность, и др.

Главный источник тепла для таяния ледников Эльбруса — сол-

нечная радиация, и максимальное таяние отвечает условиям, ког-

да над Кавказом располагается южная периферия антициклонов,

обычно занимающих большую часть Европейской России. При

этом воздух прогревается до больших высот и на ледники посту-

пает непрерывный поток солнечной радиации (Волошина, 2002).

Именно такие условия характерны для начала XXI в. В отчетных

докладах Росгидромета отмечен восходящий тренд изменения по-

тока прямой солнечной радиации, наиболее выраженный в по-

следние годы на юге Европейской части России. Так, лето 2017 г.

было жарким везде в России, но более всего на Северном Кавказе,

где зафиксирован повышенный приход прямой солнечной радиа-

ции, и на станциях всех высотных зон наблюдались 95 % экстре-

мумы температуры. Результаты реанализа для ледника Гараба-

ши показали увеличение радиационного баланса в 2001–2010 гг.

на 4–5 % по сравнению с предыдущими двумя десятилетиями (То-

ропов и др., 2016).

Повышение температур привело к увеличению темпов сокра-

щения ледников. По данным наблюдений Ростовского УГМС, кон-

цы ледников на Кавказе отступали в первом десятилетии XXI в.

в 2–3 раза быстрее, чем в 1980–1990-х гг. (Ильичев, Салпагаров,

2009). Сокращение площади ледников Эльбруса возросло в эти пе-

риоды от 0,16 км2/год до 0,49 км2/год (Золотарев, Харьковец, 2012),

В первое десятилетие XXI в. запасы льда в леднике уменьшились

еще на 2000 мм в. э., а в годы максимального таяния 2010–2017 гг.

еще почти на 7 м. В целом за все годы наблюдений ледник поте-

рял 11,4 м в. э. слоя льда и более 0,05 км3 своего объема, который

в 1989 г. был определен как 0,36 км3 (Рототаева и др., 2002). Тренд

абляции за все годы наблюдений показал ее увеличение на 1200 мм

в. э., примерно таким же было значение отрицательного тренда ба-

ланса массы ледника.

В колебаниях баланса массы во все периоды основная роль при-

надлежала абляции (табл. 2.3.4), но в первом, холодном и много-

снежном периоде связь баланса с аккумуляцией и абляцией раз-

личалась не сильно: коэффициенты корреляции (r) были 0,7 и 0,82

соответственно. Во втором периоде, когда таяние в 1,5 раза превы-

сило накопление и изменчивость абляции увеличилась в два раза,

колебания баланса почти полностью зависят от абляции (r = 0,97).

Также наиболее высока связь абляции с летними температурами —

в том числе и четырех месяцев, включая сентябрь. Заметно повы-

Таблица 2.3.4

Коэффициенты корреляции r показателей баланса массы ледника

Гарабаши и метеоданных станции Терскол в разные периоды

наблюдений

Метеоданные и показатели баланса

массы ледника

1982–

2017 гг.

1982–

1997 гг.

1998–

2017 гг.

Аккумуляция — зимние осадки

(сентябрь — май) 0,72 0,78 0,80

Абляция — летняя температура воздуха

(июнь — август) 0,89 0,80 0,93

Абляция — летняя температура воздуха

(июнь — сентябрь) 0,88 0,72 0,85

Абляция — летние осадки

(июнь — август) –0,42 –0,30 –0,51

Баланс массы — аккумуляция 0,55 0,70 0,51

Баланс массы — абляция –0,96 –0,82 –0,97

212 213

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

2010 г. их значения, как и величин абляции, высоки, но не растут

(рис. 2.3.2 и 2.3.4). Главная проблема ледника Гарабаши в настоя-

щее время — изменение поверхностной и глубинной структуры его

области питания.

В первом периоде главный высотный пояс, питающий ледник

осадками, — 3700–4100 м — занимал наибольшую площадь и за-

ключал в себе 52 % объема льда в леднике (Рототаева и др., 2002).

В «теплой» фирновой зоне на высотах 3900–4000 м сохранялось

до половины талых вод (Бажев и др., 1995). На крутом склоне Эль-

бруса эта зона замещалась фирново-ледяной, а выше 4600 м в ле-

вой части ледника в холодной толще снега и фирна замерзал весь

небольшой объем талых вод.

По мере потепления границы зон смещались, и к 2010–2017 гг.

состояние ледника кардинально изменилось. Нижнее фирновое

поле исчезло, а на верхнем площадь фирна неуклонно сокращает-

ся. Здесь из-за повышения температур в начале лета быстро подни-

мается граница сезонного снега. Под ним обнажается сначала фирн,

который тает в два раза интенсивнее снега. В следующий год гра-

ница фирна еще отступает, и появляется полоса льда, с еще более

высоким коэффициентом таяния. В дальнейшем под слоем зимнего

снега уже сразу открывается лед, а к концу сезона абляции его верх-

няя граница вновь расширяется. И при постоянно высокой из года

в год летней температуре воздуха этот процесс — прогрессивный.

Зона максимального баланса теряет все новые площади. Преж-

няя «теплая» фирновая зона постепенно заменилась фирново-ле-

дяной, которая не удерживает воду, как прежде, сток возрастает.

К языку поступает все меньше льда, и скорость его отступания рас-

тет. С уменьшением толщины льда меняется морфология ледника.

Вытаивают новые лавовые гряды, местами изменяются уклоны по-

верхности и направление тока льда, отдельные участки ледника ли-

шаются питания, открываются обширные поля трещин.

Быстрая потеря массы ледником Гарабаши объясняется отно-

сительно низкой высотой его основной области питания. Сосед-

ние с ним ледники имеют обширные площади в холодных верхних

зонах Эльбруса, где сохраняются мощные толщи фирна. Лед-

ник Гарабаши в этой высокой зоне имеет менее 14 % площади, где

а оценка по космическим снимкам ASTER и Landsat показала ее

убыль в 1999–2012 гг. на 5 % (Shahgedanova et al., 2014). Ледник Га-

рабаши также сокращался с возрастающей скоростью (рис. 2.3.7).

По материалам съемки ASTER разных лет определено, что скорость

отступания его конца в 2001–2010 гг. составляла порядка 10 м/год,

и скорость потери площади увеличилась почти втрое по сравнению

с 1990-ми гг. В следующие пять лет (2011–2015 гг.) скорость отсту-

пания увеличилась до 20 м/год, и за семь лет 2011–2017 гг. его пло-

щадь сократилась на 0,245 км2, что составило около половины поте-

ри за все годы наблюдений — 0,51 км2. Площадь ледника на 2017 г.

составляет, по нашим оценкам, 3,96 км2.

Высокие темпы убыли массы ледника в последние годы нель-

зя объяснить ускорением роста летних температур, т. к. после

Рис. 2.3.7. Изменение границ языка ледника Гарабаши за 60 лет;

линия А — Б — граница участка ледника с оценкой изменений площади.

На врезке: скорость сокращения площади ледника, км2/год

214 215

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Глава 3. Баланс массы ледника Гарабаши

массы: –168 см в. э., и граница питания тоже «превысила» его выс-

шую отметку — 3740 м. В 2015 г. ледники Альп имели самый резко

отрицательный баланс массы за весь период наблюдений.

Швейцарские ледники, согласно (Zekollari et al., 2019), потеряли

за последние 10 лет, самые жаркие за столетие, 9 км3, т. е. 12 % объе-

ма. На одном из самых крупных Ронском леднике, постоянно посе-

щаемом туристами, в течение восьми лет местные жители каждое

лето укрывают часть языка специальными белыми полотнами, пыта-

ясь спасти его от катастрофического таяния. Но уже за эти восемь лет

ледник отступил на 40 м. Во Французских Альпах площадь ледников

сократилась за последние 40 лет на 26 %. В некоторых южных районах

с высотой гор около 3000 м ледники уже исчезли, а в горах высотой

до 4000 м они тают в три раза быстрее, чем в массиве Монблан с вы-

сотой питающих ледниковых склонов до 4800 м (Vincent et al., 2019).

На рубеже столетий произошли существенные изменения в ба-

лансовом состоянии ледников южного склона Эльбруса. Первый

период наблюдений, 1982–1997 гг., был достаточно благоприятным

для ледника Гарабаши при небольшом, но положительном балан-

се массы. Во втором периоде, 1998–2017 гг., при повышении летних

температур в Приэльбрусье на градус, резко отрицательный баланс

массы привел к потере слоя в 15 раз больше, чем накопилось в пер-

вом периоде.

Степень деградации ледников во время заметных потеплений

зависит от длительности интервала, в течение которого баланс мас-

сы не меняет своего знака, и от амплитуды его отклонений от нор-

мы. За 20 последних лет баланс массы ледника на южном склоне

Эльбруса оказался в два раза ниже нормы за весь период наблюде-

ний, составляя –63 см в. э.; а за восемь лет, с 2010 г, его среднее зна-

чение уже –90,4 см в. э.

В настоящее время запасы льда и многолетних фирнов, нако-

пленные во второй половине ХХ в., тают с небывалой прежде ско-

ростью; на значительной площади в зоне 3700–4000 м они почти

исчерпаны. Граница питания на леднике поднялась на 200 м, рас-

ход фирна возрастает. В области абляции вытаивают лавовые гря-

ды. Кумулятивный баланс массы достиг минимального значения

за прошедшие 50 лет.

аккумуляция мала. Однако в последние годы и на других ледни-

ках южного склона Эльбруса поверхность в области абляции так-

же сильно понизилась — порядка 20–30 м. Расширяются участки

скал и морен, освободившиеся ото льда, что видно на космических

снимках разных лет (рис. 2.3.8).

Подобная картина в последние годы наблюдается и в Альпах

(Global Glacier Change Bulletin, 2017). На леднике Каресер в Ита-

лии, который начинается с высоты 3275 м, уже в течение трех де-

сятилетий граница питания поднимается «выше ледника». Его

средний годовой баланс в 2002–2015 гг. составил –1800 мм в. э.,

обнажились коренные породы, ледник разделился на несколь-

ко частей. Крупный ледник Австрийских Альп Хинтерайсфернер

в 2014/15 г. имел минимальный за все годы наблюдений баланс

Рис. 2.3.8. Современное состояние ледников южного склона Эльбруса,

потерявших значительные участки площади в зонах абляции. Снимок

с Международной космической станции 09.08.2015. Ледники: 1 — Большой

Азау, 2 — Малый Азау, 3 — Гарабаши, 4 — Терскол

217

Часть II. Современное состояние оледенения Эльбруса Часть III

«Память» ледниКов Эльбруса

Глава 1

Экспериментальные исследования

кернов льда

В. Н. Михаленко

Бурение ледников. Получение кернов

Климатические изменения последних десятилетий послужили

причиной повышенного интереса к климатам прошлого. Для анали-

за были использованы самые разные источники палеоклиматической

информации, в том числе и ледниковые керны. В этом ряду керны

льда занимают особое место. Во-первых, это связано с высоким вре-

менным разрешением получаемых данных; во-вторых, только в лед-

никовых кернах содержатся сведения об атмосфере прошедших эпох.

До недавнего времени наши знания о климатических измене-

ниях последних сотен лет и динамике оледенения на Кавказе ба-

зировались на изучении морен ледников (Серебряный и др., 1984;

Сейнова, Золотарев, 2001; Solomina et al., 2016), анализе ширины

древесных колец и плотности древесины (Соломина и др., 2012;

Долгова, Соломина, 2010), сравнении разновременных топографи-

ческих карт и снимков ледников разного масштаба (Золотарев,

2009; Solomina et al., 2016; Tielidze, Wheate, 2018), прямых измере-

ниях баланса массы ледников (Панов, 1993; Рототаева и др., 2019;

Rets et al., 2019). Первая попытка использования ледниковых кер-

нов для реконструкции климатических условий на Кавказе была

предпринята на Джантуганском фирновом плато (бассейн ледника

Главная причина быстрого сокращения ледника Гарабаши—

потеря массы в его области питания, основная часть которой на-

ходится на более низких высотах по сравнению с соседними лед-

никами, поэтому подвержена интенсивному таянию. Реакция этого

ледника на потепление более выражена, тогда как устойчивость

всей гигантской ледниковой системы Эльбруса к изменениям кли-

мата, очевидно, значительно выше.

В Приэльбрусье в последнем десятилетии 2008–2017 гг. сред-

няя летняя температура 12,3 °C еще не достигла уровня десятиле-

тия 1950-х гг. — 12,4 °C. Но, считая с максимума 2010 г., за восемь

лет она уже превысила это значение (12,5 °C). В то же время сред-

няя годовая температура не повышается настолько быстро. Отно-

сительно нормы за 1951–2017 гг., положительная аномалия сред-

ней годовой температуры последнего десятилетия равна 0,2 °C,

тогда как аномалия 1950-х гг. составляла 0,7 °C.

218 219

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

Холодная фирновая зона занимает небольшую по площа-

ди часть вокруг вершин Эльбруса, где из-за постоянных силь-

ных ветров значительная часть снега сдувается. Представление

о глубинном строении ледников в пределах данного высотного

пояса было получено при исследованиях снежных шурфов и не-

глубоких фирновых кернов (Михаленко, 2008). В нижней части

этой зоны на пологом склоне ледника Большой Азау на высоте

4100 м был получен 17-метровый керн льда, исследование кото-

рого показало, что здесь уже наблюдается значительное влияние

талой воды на перераспределение вещественного и химического

состава внутри ледниковой толщи (Bazhev et al., 1998; Рототае-

ва и др., 1998).

Джанкуат) в 1982–1984 гг. (Голубев и др., 1988), находящемся

в пределах теплой инфильтрационно-рекристаллизационной зоны

льдообразования. По результатам структурно-стратиграфическо-

го анализа керна были реконструированы периоды с разной интен-

сивностью аккумуляции (Голубев и др., 1988) и баланс массы лед-

ника Джанкуат (Popovnin, 1999).

На Кавказе существует всего несколько потенциальных участ-

ков, пригодных для глубокого бурения льда и получения ненару-

шенного ледникового керна, — плато Майли на северном склоне

Казбека (Kutuzov et al., 2016); верхняя часть Безенгийской стены

между вершинами Шхара и Гестола, расположенная на высоте око-

ло 5000 м на границе с Грузией (Дюргеров и др., 1988); ледник в кра-

тере Восточной вершины Эльбруса (5600 м) (Чижова и др., 2019);

западное плато Эльбруса, лежащее в интервале высот 5000–5200 м

(Mikhalenko et al., 2015).

Ледники Эльбруса расположены в высотном диапазоне от 2683

до 5642 м (по состоянию на 2017 г.). Первые работы по изуче-

нию строения снежно-фирновой толщи Эльбруса обнаружили на-

личие нескольких зон льдообразования (Оледенение Эльбруса,

1968). Самые холодные условия наблюдаются выше 5200 м, где

круглый год температура воздуха не поднимается выше 0 °C. Ре-

зультаты измерений температуры воздуха на Восточной вершине

в 2013–2015 гг. показали, что в зимние месяцы в отдельные сроки

температура может понижаться ниже –40 °C (Abramov et al., 2017).

В пределах верхнего пояса ледников Эльбруса было исследовано

несколько разрезов снежно-фирновой толщи, характеризующих

условия льдообразования (Михаленко, 2008).

12–13 июля 2006 г. в кратере Восточной вершины Эльбруса

на высоте 5600 м заложен снежный шурф, со дна которого пробу-

рена скважина с отбором керна. Общая глубина вскрытой толщи

составила 6,5 м. Были выполнены измерения плотности снега, тем-

пературы снежной толщи и отобраны образцы для исследования

изотопного состава кислорода (Чижова и др., 2019) (рис. 3.1.1).

Ниже 5200 м в дневные часы может происходить поверхност-

ное таяние. Наиболее детальные данные о строении этой части лед-

ников Эльбруса были получены по Западному плато.

Рис. 3.1.1. Плотность и температура снежно-фирновой толщи в кратере

Восточной вершины Эльбруса в 2006 г.

220 221

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

керн льда (Михаленко и др., 2005). Разрез, вскрытый скважиной,

представлял собой монотонно уплотняющуюся толщу мелкозер-

нистого фирна с редкими радиационными прослоями толщиной

1–3 мм (Михаленко и др., 2011). Плотность снега и фирна менялась

от 210 кг/м3 в приповерхностных горизонтах до 680 кг/м3 на глуби-

не 21,4 м. На глубине 10 м температура толщи составила –17,3 °C.

Средние значения δ18О и δD составили –14,8 и –103,5 ‰ соответ-

ственно. Максимальное значение δ18О составило –8 ‰, а мини-

мальное –28,3 ‰. Низкие значения δ18О и δD на протяжении всего

керна свидетельствуют о том, что конденсация водяного пара и на-

копление снега на плато происходят в условиях резко отрицатель-

ной температуры в течение всего года. Это подтверждается также

температурными измерениями в скважине.

В июле 2007 г. на Западном плато была установлена автомати-

ческая метеостанция AANDERAA, оснащенная датчиками темпе-

ратуры воздуха, влажности, атмосферного давления, направления

и скорости ветра, радиационного баланса и изменения высоты по-

верхности. Станция работала с 30 июля 2007 г. по 11 января 2008 г.

Обширные площади поверхности ледников Эльбруса находят-

ся в пределах теплой фирновой зоны льдообразования, где средняя

многолетняя величина аккумуляции по наблюдениям на леднике

Гарабаши составляет 1220 мм в. э. (Рототаева и др., 2019), а около

60 % годовой суммы осадков стаивает за лето (Бажев, 1968). При

этом примерно треть объема талой воды остается в толще фирна

и вновь замерзает, составляя внутреннее инфильтрационное пита-

ние, а остальная часть (~808 мм в. э.) стекает за пределы области ак-

кумуляции.

В 1988 г. в области питания ледника Гарабаши на высоте 3950 м

был получен керн льда длиной 76 м (Загороднов и др., 1992). Мощ-

ность фирновой толщи достигает 23–24 м при плотности 850–

900 кг/м3. Льдообразование происходит в течение 7–8 лет за счет

замерзания в порах талой воды и сжатия-оседания фирна при ну-

левых температурах. Верхняя часть разреза до глубины 10–11 м,

выхолаживающаяся в зимнее время, сложена фирном с прослоя-

ми инфильтрационного льда, количество и толщина которых воз-

растает с глубиной. Она наиболее подвержена инфильтрации та-

лых вод, что приводит к значительному переотложению вещества.

На глубине 10–11 м, где формируются первые толстые горизон-

та инфильтрационного льда, основной объем инфильтрующейся

воды, по-видимому, уходит в боковой сток. В современных клима-

тических условиях инфильтрационное льдообразование в теплой

фирновой зоне происходит в основном до глубины 10 м. Ниже это-

го уровня содержание инфильтрационного льда варьирует незна-

чительно, что указывает на стабильные условия льдообразования

в последние десятилетия.

Западное плато Эльбруса (рис. 3.1.2) представляет собой от-

носительно плоскую поверхность в верховьях ледников Большой

Азау и Кюкюртлю. Оно расположено на высотах 5000–5150 м над

уровнем моря и занимает площадь около 0,5 км2. В 2004–2007 гг.

на плато была проведена серия радиолокационных исследований,

в результате которых было установлено, что толщина льда варьи-

рует в диапазоне 100–200 м, достигая в северо-восточной части

плато 255 ± 8 м (Лаврентьев и др., 2010). В 2004 г. на плато руч-

ным буром была пробурена скважина глубиной 21,4 м и получен Рис. 3.1.2. Западное плато Эльбруса. Фото И. И. Лаврентьева

222 223

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

Льдообразование завершается на глубине 55,7 м, где пузырьки

воздуха становятся замкнутыми, а плотность достигает величин,

характерных для ледникового льда (рис. 3.1.3).

и передавала информацию с интервалом 3 ч. по каналу спутни-

ковой связи. В результате обработки массива метеорологических

данных была установлена тесная корреляционная связь между

температурой воздуха, измеренной на плато, и другими пунктами

наблюдения на Эльбрусе и на прилегающих метеостанциях (Торо-

пов и др., 2016).

Глубокое бурение ледника на Западном плато было проведено

в период с 27 августа по 6 сентября 2009 г. Ложе ледника было до-

стигнуто на глубине 181,80 м. Бурение производилось в незалитой

(сухой) скважине с помощью электромеханической буровой уста-

новки компании GeoTech (Япония). Ее технические характеристи-

ки детально изложены в (Takeuchi et al., 2004). Процесс бурения,

условия хранения керна и его транспортировка в лабораторию для

дальнейшей обработки описаны в (Михаленко, 2010).

В дополнение к глубокому керну 2009 г. в той же точке в июне

2012 г. был получен 12-метровый керн льда, который был исполь-

зован для удлинения ряда полученных данных с 2009 по 2012 г.

(Kutuzov et al., 2013). В период с 27 по 30 июня 2013 г. был получен

еще один 20,36-метровый ледниковый керн. И, наконец, в июне —

июле 2018 г. было проведено новое глубокое керновое бурение льда

на плато. Было пробурено две скважины: первая достигла глубины

150,3 м, вторая — 119,8 м.

Методы анализа керна и выделение

годовых горизонтов

Стратиграфия и плотность

Наиболее полно к настоящему времени обработан керн льда

2009 г. Его стратиграфическое описание было выполнено в прохо-

дящем свете с фиксацией всех неоднородностей с точностью 1 мм

(Михаленко и др., 2011). Крайне незначительное количество ин-

фильтрационного льда по всему разрезу свидетельствует о том, что

лед формировался при «сухом» уплотнении толщи, а ледяные про-

слои в большинстве случаев представляют собой радиационные

корки.

Рис. 3.1.3. Измеренные значения плотности в трех различных кернах,

полученных на Западном плато Эльбруса в 2009 и 2018 гг. Критические

значения плотности показаны черной прерывистой линией. Красная

пунктирная линия показывает модельные значения плотности

224 225

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

В соответствии с цветовой градацией различных по составу гори-

зонтов (Khairedinova et al., 2019) было установлено, что белым цве-

том отображаются наиболее плотные элементы. На рис. 3.1.4, a,

3.1.4, б в красных прямоугольниках выделены горизонты с предпо-

ложительно пылеватыми частицами. Проблема, которая возника-

ет при интерпретации данных, заключается в отделении шумового

фона от реальных включений минеральной пыли.

Другим важным преимуществом этой методики являет-

ся возможность проследить наклон слоев в трехмерном виде

(рис. 3.1.4, в). Обычно информация о строении слоев льда недо-

ступна, но в данном случае возможно четко проследить слои фир-

на и рассчитать их угол наклона относительно скважины. Ледни-

ковый керн Западного плато Эльбруса с глубины 2020–2180 см

сложен фирном, наклон которого обусловлен унаследованно-

стью микрорельефа поверхности и возможными внутренними

Результаты измерения плотности представлены на рис. 3.1.3.

Во всех исследованных кернах льда (2009 и 2018 гг.) перегибы

на кривой соответствуют критическим значениям плотности 550

и 840 кг/м3 (Maeno, Ebinuma, 1983). Еще одно критическое значе-

ние плотности (730 кг/м3), при котором наблюдается полное замы-

кание воздушных включений и переход фирна в лед, не явно вы-

ражено на кривой плотности, что характерно для льдообразования

без участия талой воды (Hörhold et al., 2011; Ligtenberg et al., 2011).

Сравнение измеренных значений плотности с результатами рас-

четов по модели уплотнения снежно-фирновой толщи (Salamatin

et al., 2009) указывает на рост аккумуляции в последние годы.

Компьютерная томография ледникового керна

А. Г. Хайрединова

В настоящее время все большей популярностью пользуется ме-

тод компьютерной томографии (КТ), который позволяет исследо-

вать стратиграфию ледникового керна путем получения трехмер-

ного распределения значений рентгеновского поглощения всего

объема образца в пределах разрешающей способности. Самым оче-

видным преимуществом КТ является возможность исследования

образца без нарушения его сплошности и таяния льда.

Нами было проанализировано три фрагмента керна, ото-

бранные с глубины 20,31–21,87 м. В работе использовался ком-

пьютерный томограф РКТ-180 геологического факультета МГУ

им. М. В. Ломоносова. Данный метод был протестирован на искус-

ственном и реальном кернах. Подробное описание методики при-

водится в статье (Khairedinova et al., 2019).

Различные по плотности горизонты по-разному поглоща-

ют рентгеновские лучи. В результате КТ-съемки были получены

стереологические визуализации, дающие представление о внут-

ренних неоднородностях ледникового керна (рис. 3.1.4). Од-

ной из целей исследования была оценка возможности примене-

ния КТ-методики для обнаружения прослоев минеральной пыли.

Рис. 3.1.4. Стереологическая визуализация ледниковых кернов: а) нижняя

часть секции керна 41 и б) секция 43 с различными по абсорбционной спо-

собности горизонтами. В красных прямоугольниках — предположительно

минеральная пыль; в) верхняя часть секции 41 с видимым наклоном слоев

фирна

226 227

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

неоднородностями. Расчеты показали, что угол наклона слоев

в изучаемых секциях изменяется от 6 до 9°.

При использовании КТ возможно выделение отдельных кри-

сталлов льда. Нами было выполнено сравнение размеров кристал-

лов, определенное при КТ и при исследовании шлифов льда в про-

ходящем свете (рис. 3.1.5). Ледниковые прослои на первом срезе

имеют размер кристаллов до 6–8 мм; они являются наиболее кон-

трастными и легко определяемыми. В данном случае они лучше

всего видны на изображениях КТ. Второй срез отображает мелко-

зернистый фирн, переходящий при дальнейшем уплотнении в ре-

кристаллизационный лед, которым сложена большая часть лед-

никового керна. Кристаллы фирна имеют размерность порядка

0,1 мм, а крупнозернистого — 1 мм. Было установлено, что при дан-

ном разрешении съемки кристаллическая структура лучше всего

отображается в ледяных прослоях, в то время как достоверно опре-

делить размер зерен мелкозернистого фирна невозможно.

Применение методики компьютерной томографии позволи-

ло определить внутреннюю структуру фирна, установить размеры

кристаллов в различных слоях, найти неоднородности и получить

трехмерную картину распределения плотности.

Химические анализы

В. Н. Михаленко

Керн льда 2009 г. был проанализирован на содержание стабиль-

ных изотопов кислорода и водорода (18O и 2Н), трития (3Н), основ-

ных ионов химических соединений (K+, Na+, Ca2+, Mg2+, NH4

+, SO4

2–,

NO3

–, Cl–, F–), янтарной кислоты (HOOCCH2COOH), концентра-

цию пыли и сажи и распределение частиц по размерам (Козачек

и др., 2015; Mikhalenko et al., 2015; Kutuzov et al., 2019b; Preunkert et

al., 2019). Химические анализы были выполнены в лаборатории

Института геофизических наук и окружающей среды в Гренобле,

Франция; исследования стабильных изотопов кислорода и водо-

рода — в Лаборатории исследования климата и окружающей сре-

ды Арктического и антарктического научно-исследовательского

Рис. 3.1.5. Внутренняя структура ледникового керна: а) стереологическая

визуализация секции 43. Желтые линии отмечают поперечные срезы керна;

б) поперечные срезы керна: 1 — лед (белый цвет), 2 — мелкозернистый

фирн (темно-серый цвет), 3 — крупнозернистый фирн (серый цвет);

в) шлифы кернов из тех же горизонтов с кристаллами: 1 — льда,

2 — мелкозернистого фирна, 3 — крупнозернистого фирна

228 229

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

ческих реакциях из биогенных источников в атмосфере. Эти иссле-

дования показали, что с помощью NH4

+ и янтарной кислоты можно

датировать керны льда с сезонным разрешением.

В Эльбрусском керне каждый годовой слой по результатам

анализов аммония и янтарной кислоты был разделен на две час-

ти, соответствующие осаждению снега в зимних условиях и в тече-

ние весны, лета и осени (Legrand et al., 2013; Mikhalenko et al., 2015;

Preunkert et al., 2000). Пределы концентрации NH4

+ и янтарной кис-

лоты для различных интервалов глубины приведены в табл. 3.1.1.

Такое разделение было принято для коррекции наблюдаемой

тенденции к уменьшению концентрации аммония с глубиной

(Preunkert et al., 2019). Систематического изменения содержания

янтарной кислоты при этом не было обнаружено, поэтому значе-

ния ее концентрации сохранялись такими же и для более глубоких

слоев ледника.

Примеры выделения годовых слоев с разделением их на сезон-

ные горизонты представлены на рис. 3.1.6 для разных интервалов

глубин.

института в Санкт-Петербурге; определение концентрации три-

тия — в университете г. Берна, Швейцария.

Всего было проанализировано 3724 образца до глубины 168,6 м.

Их размер уменьшался от 10 см в верхней части керна до 5 см

на глубине 70 м и до 2 см на глубине 157 м и ниже. Образцы отби-

рались дискретно в холодной лаборатории с использованием чи-

стых инструментов по методике, описанной в (Preunkert, Legrand,

2013). Предварительно подготовленные образцы зачищались под

ламинарным потоком воздуха в чистой комнате. Для контроля чи-

стоты отбора использовались образцы, замороженные из ультрачи-

стой воды. С помощью ион хроматографии определены концентра-

ции основных катионов (Na+, K+, Mg2+, Ca2+, NH4

+) и анионов (Cl–,

NO3

–, SO4

2–). Детально результаты исследований химического со-

става керна льда изложены в (Preunkert et al., 2019) и рассмотрены

в части 3 в главе 5 настоящей монографии.

Выделение годовых горизонтов

В. Н. Михаленко

Годовые горизонты в керне были выделены на основе сезонных

вариаций δ18О и δD, иона аммония (NH4

+) и янтарной кислоты.

Наиболее надежно они идентифицируются по результатам ана-

лиза иона аммония (NH4

+) и янтарной кислоты, для которых отчет-

ливо выражен сезонный ход с минимумом в зимнее время. Такой

подход ранее был использован при анализе керна льда с Монблана

(плато Col du Dôme), где было показано, что концентрация NH4

максимальна в летних горизонтах вследствие наибольшего выбро-

са NH3 в атмосферу и его переноса восходящими потоками воздуха

летом (Fagerli et al., 2007). Янтарная кислота — это легкая дикар-

боновая кислота, концентрация которой в современной атмосфере

Европы максимальна в летнее время и практически равна нулю зи-

мой (Legrand et al., 2007). Очень низкие зимние уровни этих органи-

ческих соединений связаны с отсутствием в зимнее время эмиссии

данных веществ, образующихся главным образом при фотохими-

Таблица 3.1.1

Пределы концентрации NH4

+ и янтарной кислоты, принятые при

выделении зимних и летних слоев в годовых горизонтах в керне

льда, полученном на Эльбрусе в 2009 г., по: (Mikhalenko et al., 2015)

Глубина, м Годы Концентрация в керне

NH4

+янтарная кислота

0–75,6 2009–1963 100 ppb 5 ppm

75,6–86,8 1963–1950 50 ppb 30 ppb

86,8–156,5 1950–1825 30 ppb 5 ppb

156,5–168,5 1825–1774 30 ppb 5 ppb

230 231

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

вых горизонтов составила ±1–2 года. Для контроля точности да-

тирования были использованы реперные горизонты (рис. 3.1.7).

Первый из них — пик повышенной концентрации трития (3Н)

1963 г. — расположен на глубине 50,7 м в. э. Согласно подсчету сло-

ев этому уровню соответствует 1965 г. При стратификации толщи

по аммонию и янтарной кислоте, на глубине 106,7 м расположен го-

ризонт, отложенный в 1926 г., при выделении слоев по δ18О — 1924 г.

Это подтверждается также рядом пиков повышенной кислотности

Датирование льда

В. Н. Михаленко

До глубины, где возможно выделить годовые горизонты на ос-

нове изложенных выше критериев, датирование Эльбрусско-

го керна было выполнено путем простого подсчета годовых слоев

(рис. 3.1.7). Для первых 100 м глубины точность выделения годо-

Рис. 3.1.6. Сезонные вариации NH4

+, янтарной кислоты и δ18О

для различных участков ледникового керна Эльбруса. Красные линии

отражают зимние горизонты в керне. Зеленая линия отражает фоновые

зимние значения

Рис. 3.1.7. Датированные реперные горизонты: а) измерения трития

в образцах ледяного керна Эльбруса (данные были переведены

в 2009 г. с учетом времени полураспада трития, T1/2 = 12,32 года).

Даты, указанные на кривой трития, получены из стратиграфии аммония;

б) расчетная кислотность (вверху; см. (Preunkert et al., 2019)) и кальций

и сульфат (внизу) в слоях льда, расположенных между 86,5 и 90 м в. э.

232 233

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

Поэтому для придонных слоев льда был применен другой

подход, основанный на содержании 14C твердых частиц в ор-

ганическом веществе. С этой целью было отобрано четыре об-

разца из самых глубоких 6 м керна, которые были проанализи-

рованы на содержание 14C в рассеянном органическом углероде

(particulate organic carbon — PO14C). Из анализа были исключены

самые нижние 0,5 м керна из-за содержания в них большого коли-

чества неорганических микрочастиц. Детально методика отбора

образцов, пробоподготовка и определение количества 14C описа-

ны в (Preunkert et al., 2019). Подготовка образцов для анализа про-

водилась в соответствии с протоколом, описанным в (Hoﬀmann

et al., 2018). Определение 14C было выполнено на ускорительном

масс-спектрометре в лаборатории Klaus-Tschira-Lab в Мангейме,

Германия (Hoﬀmann et al., 2017). Полученные результаты пред-

ставлены в табл. 3.1.2. Калибровка значений радиоуглеродного

возраста была выполнена с использованием программы OxCal 4.3

(Bronk Ramsey, 1995).

Как видно из табл. 3.1.2, максимальный возраст придонных

слоев льда может достигать 2 тыс. лет (~1669 ± 385 лет) (рис. 3.1.8).

Он находится в соответствии со средней скоростью аккумуляции

на Западном плато Эльбруса и оценкой возраста по модели тече-

ния льда. Однако это меньше, чем известные датировки нижних

частей ледниковых кернов в Альпах: ~4000 лет т. н. (Hoﬀmann et al.,

2018) и более 10 000 лет т. н. (Jenk et al., 2009) в двух кернах Коле

Гнифетти в массиве Монте Роза и ~7000 лет т. н. в керне ледни-

ка Ортлес в Южных Альпах (Gabrielli et al., 2016). Относительно

небольшой возраст придонных частей ледника на Эльбрусе может

быть связан, помимо высокой интенсивности массообмена, с те-

пловым влиянием магматического очага вулкана Эльбрус. Соглас-

но расчетам теплового потока (Mikhalenko et al., 2015), он в 4–5 раз

превышает среднее значение для поверхности Земли. Это может

приводить к таянию базальных слоев льда и удалению самых древ-

них горизонтов. Если такое утверждение справедливо, то это мо-

жет служить объяснением более молодого возраста придонных

горизонтов льда у ледников, расположенных на вулканических

массивах.

(повышенной концентрации сульфатов), которые соответствуют

извержениям вулканов Катмай (1912 г.) и Косигуина (Cosigüina)

(1835 г.) (Mikhalenko et al., 2015). Прямой подсчет годовых горизон-

тов был выполнен до глубины 168,5 м (131,6 м в. э.). На этой отмет-

ке ледниковый лед датируется 1774 г. (рис. 3.1.8). Ниже этой глу-

бины датирование базальных слоев льда в керне путем ежегодного

подсчета становится затруднительным из-за недостаточного коли-

чества образцов, приходящихся на один годовой горизонт. Анализ

неглубокого керна 2013 г. позволил продлить запись. В результате

запись охватывает 1774–2013 гг. Из-за уплотнения фирновой тол-

щи и растекания льда частота отбора образцов изменялась по глу-

бине от 10 см для верхних слоев до 2 см в глубоких частях керна.

В результате удалось сохранить устойчивое количество образцов

за год (~12 образцов за летний сезон).

Рис. 3.1.8. Соотношение возраста ледниковой толщи на Западном плато

Эльбруса и глубины: зеленые круги показываю прямой подсчет годовых

горизонтов; красная линия — аппроксимация с помощью модели течения

льда; черные квадраты — радиоуглеродный возраст; голубые квадраты —

реперные горизонты (по: Preunkert et al., 2019)

234

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 1. Экспериментальные исследования кернов льда

Несмотря на высокую изменчивость толщины годовых слоев,

данные демонстрируют утоньшение слоев с глубиной, связанной

с течением льда. Поэтому для расчета возраста придонных слоев

и величин аккумуляции снега нами была использована простая мо-

дель течения Дж. Ная (Dansgaard, Johnsen, 1969), в которой была

принята постоянная скорость аккумуляции на поверхности ледни-

ка и его мощность в точке бурения (Mikhalenko et al., 2015). Помимо

этого, нами была рассмотрена термодинамическая модель А. Н. Са-

ламатина (Salamatin et al., 2000), разработанная для ледников, ле-

жащих в кратерах вулканов. Обе эти модели достаточно хорошо

согласуются с фактическими данными о возрасте отдельных слоев

ледника, но показывают максимальный возраст придонных слоев

льда около 600 лет. Для описания зависимости глубина — возраст

с учетом новых радиоуглеродных датировок требуется создание

новой трехмерной модели течения.

Таблица 3.1.2

Радиоуглеродный возраст образцов льда в керне с Западного плато Эльбруса. Откалиброванные

диапазоны значений абсолютного возраста показаны с вероятностью 68,2 % и округлены в соот-

ветствии с (Millard, 2014). По: (Preunkert et al., 2019)

Название

образца Глубина

Масса

образца, г

Масса

POC,

мкг

14C кор-

рект.

[F14C]

Калибр.

14C возраст

BCE/CE

при 68,2 %

Калибр. 14C

возрастной

интервал*

при 68,2 %

[yr cal BP]

Калибр.

14C воз-

раст* [yr

cal BP]

средн.

ELB-176–03

177,11 ± 0,22 м

(137,89 ± 0,18 м

в. э.)

295 4,5 ± 0,5 0,914 ±

0,043

670 CE —

1245 CE 1280–705 1036 ± 302

ELB-178–03

179,19 ± 0,14 м

(139,59 ± 0,12 м

в. э.)

300 5,6 ± 0,5 0.955 ±

0,098

130 CE —

770 CE 1820–1180 1522 ± 314

ELB-181–01

181,50 ±0,13 м

(141.19 ± 0.11 м

в. э.)

260 4,4 ± 0,5 0,932 ±

0,020

440 CE —

1290 CE 1510–660 1108 ± 416

ELB-181–03

182,02 ± 0,13 м

(141,62 ± 0,11 м

в. э.)

320 6,5 ± 0,5 0,875 ±

0,021

90 BCE —

680 CE 2040–1270 1669 ± 385

* Возраст приведен относительно 1950 г.

F14C — доля современного углерода.

POP — particulate organic carbon.

237

Глава 2. Изотопный состав кислорода и водорода в кернах льда

236

Горные ледники также представляют собой региональные ар-

хивы палеоклиматической информации. Однако, в отличие от лед-

никовых щитов Гренландии и Антарктиды, исследования на гор-

ных ледниках зачастую не обнаруживают прямой связи изотопного

состава снега и льда с температурой воздуха (Kozachek et al., 2017).

Одной из причин такого несоответствия служит более сложный ха-

рактер климатического сигнала в изотопном составе атмосферных

осадков, связанный с неоднократным выпадением осадков и вов-

лечением новых порций влажного воздуха на пути движения воз-

душных масс от источника их формирования. Также интерпретация

профилей δ18О в ледниковых кернах требует критической оценки

влияния постседиментационных процессов, нарушающих первич-

ную изотопную стратификацию. Даже в течение одного сезона акку-

муляции такие процессы сглаживают изотопный сигнал отдельных

снегопадов, выравнивают изотопный профиль, а в многолетнем мас-

штабе приводят к уменьшению межгодовой вариативности изотоп-

ного профиля, что затрудняет использование изотопной записи лед-

никовых кернов в качестве палеотермометра (Чижова и др., 2019).

Первые работы по исследованию изотопного состава на ледни-

ках Кавказа были проведены на леднике Марух в 1972 г. (Бажев

и др., 1973). Анализ результатов показал полное отсутствие клима-

тического сигнала вследствие гомогенизации изотопного профи-

ля талыми водами. Более поздние работы на Джантуганском плато

подтвердили бесперспективность проведения подобных исследо-

ваний в пределах теплой фирновой зоны (Popovnin, 1999).

Исследования изотопного состава атмосферных осадков на юж-

ном склоне Эльбруса показали, что в отдельные сезоны наблюдает-

ся проявление высотного изотопного эффекта с разным градиен-

том на различных высотах (Васильчук и др., 2005; 2010). При этом

зачастую этот эффект бывает полностью снивелирован вследствие

метелевого переотложения снега (Vasil’chuk et al., 2019).

Наиболее полная информация об изотопном составе леднико-

вого льда была получена в результате исследования кернов льда

с Западного плато (Михаленко и др., 2005; Mikhalenko et al., 2015;

Kozachek et al., 2017) и на Восточной вершине Эльбруса (Чижова

и др., 2019).

Глава 2

Изотопный состав кислорода и водорода

в кернах льда

А. В. Козачек

В изотопном составе кислорода и водорода атмосферных осад-

ков содержится информация об условиях их конденсации, в том

числе о температуре воздуха (Dansgaard, 1961; 1964). Первые ре-

зультаты изотопных исследований ледникового керна, полученно-

го в 1966 г. на станции Кемп Сенчури (Camp Century) в Северо-За-

падной Гренландии, продемонстрировали большую изменчивость

климата в Гренландии во время последнего ледникового периода

(Dansgaard et al., 1969). Переход от условий ледниковья к совре-

менной эпохе происходил резко, сдвиг на кривой δ18О Кемп Сенчу-

ри составил около 14 ‰, а холодные условия ледникового перио-

да перемежались серией периодов потепления (5–6 ‰), известных

ныне как циклы Дансгора — Эшгера, каждый из которых продол-

жался около 2 тыс. лет. В последующие годы главные результа-

ты в этой области были получены при исследовании кернов льда

из Антарктиды (Petit et al., 1999; Augustin et al., 2004) и Гренландии

(Alley et al., 1993; Johnsen et al., 1997; 2001; North Greenland Ice Core

Project members, 2004; Chappellaz et al., 2013; Dahl-Jensen et al., 2013;

Masson-Delmotte et al., 2015; и др.). В настоящее время на основа-

нии изотопных исследований ледникового льда получены непре-

рывные данные об изменении климата за последние 800 тыс. лет

(Augustin et al., 2004).

238 239

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 2. Изотопный состав кислорода и водорода в кернах льда

Отчетливо выраженные сезонные колебания изотопного соста-

ва позволяют разделить всю ледниковую толщу на разновозраст-

ные горизонты. Для построения возрастной шкалы наряду с δ18О

были использованы данные по концентрации иона аммония и ян-

тарной кислоты (см.: часть 2, глава 1). Вследствие высокой ско-

рости осадконакопления (около 1400 мм в. э.) на поверхности За-

падного плато годовые слои были разделены на зимние и летние

субгоризонты (рис. 3.2.2).

Для выявления факторов, влияющих на формирование изо-

топного состава атмосферных осадков, снега, фирна и льда в высо-

когорной области Большого Кавказа, были использованы данные

метеорологических наблюдений в регионе, индексы циркуляции

атмосферы и результаты расчетов по климатическим моделям. Для

такого сравнения был выбран период времени в 100 лет (с 1914

по 2013 г.), поскольку для него датировка керна имеет сравнитель-

но высокую точность (±2 года), а также доступно большинство дан-

ных прямых наблюдений и результатов моделирования траекто-

рий воздушных масс.

Анализ изотопного состава образцов снега и льда из леднико-

вых кернов, полученных на Эльбрусе, выполнялся на лазерном

анализаторе изотопного состава Picarro L2120-i в Лаборатории

изменений климата и окружающей среды (ЛИКОС) Арктиче-

ского и антарктического научно-исследовательского институ-

та (ААНИИ). Каждый образец измерялся один раз, через каж-

дые пять измерений образцов выполнялись измерения рабочего

стандарта лаборатории, близкого по изотопному составу к зна-

чениям измеряемых образцов. Некоторые случайно выбранные

образцы (10 % от общего количества) измерялись дважды для

контроля качества измерений. Воспроизводимость результа-

тов составила 0,06 ‰ для кислорода-18 и 0,30 ‰ для дейтерия.

Всего было измерено 6000 образцов. Кроме того, 600 образцов

с глубин 23–42 и 158–182 м были параллельно измерены в Ла-

боратории изотопной гидрологии Международного агентства

по атомной энергии (МАГАТЭ, Вена, Австрия). Средняя раз-

ница между измерениями ЛИКОС и измерениями МАГАТЭ

составила 0,13 ‰ для кислорода-18 и 0,83 ‰ для дейтерия, что

находится в пределах допустимой систематической ошибки из-

мерений (Ahmad et al., 2012). Коэффициент корреляции между

измерениями в ААНИИ и измерениями в МАГАТЭ составил

0,9984 для δ18О и 0,9989 для δD.

Формирование изотопного сигнала

Средние значения изотопного состава в керне льда составили

для кислорода (δ18О) –15,2 ‰ и для водорода (δD) –104,9 ‰. Кор-

реляция между δ18О и δD составляет 0,997, поэтому в дальнейшем

мы будем обсуждать только δ18О и эксцесс дейтерия. Все характе-

ристики (кроме абсолютных значений) характерны как для кисло-

рода-18, так и для дейтерия. В вариациях δ18О прослеживаются чет-

ко выраженные сезонные колебания, которые затухают на глубине

165 м. Амплитуда колебаний изменяется от 20 ‰ в верхней части

керна до 10 ‰ в нижней части. Для вариаций эксцесса дейтерия се-

зонные колебания не выявлены. Вертикальный профиль изотопно-

го состава показан на рис. 3.2.1.

Рис. 3.2.1. Вертикальный профиль изотопного кислорода (δ18О)

в керне льда, полученном в 2009 г. на Западном плато Эльбруса

240 241

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 2. Изотопный состав кислорода и водорода в кернах льда

ют преимущественное влияние на изотопный состав выпадающих

осадков.

Для зимнего периода (октябрь — апрель) статистически зна-

чимой связи изотопного состава между характеристиками ледни-

кового керна и температурой воздуха на метеостанциях в районе

Эльбруса выявлено не было. При этом, согласно анализу обрат-

ных траекторий, воздушные массы попеременно приходят в рай-

он Эльбруса из районов Северной Атлантики и Средиземного

моря. Об этом же свидетельствует наличие значимой, слабо от-

рицательной связи (r = –0,18) между скоростью снегонакопле-

ния на плато и индексом NAO. Во время положительной фазы

NAO преобладающим источником влаги для осадков, выпадаю-

щих на Кавказе, служит Средиземное море. Во время отрицатель-

ной — Северная Атлантика. В первом случае изотопный состав

осадков (δ18О) будет выше (менее отрицательный) из-за более

высоких значений δ18О воды в источнике формирования воздуш-

ной массы (Gat et al., 1996) и более короткой траектории ее дви-

жения. Вторичное испарение с поверхности континента также

приводит к изменению изотопного состава осадков (Eltahir, Bras,

1996). Использование простой изотопной модели (Salamatin

et al., 2004) с применением указанных параметров (изотопный

состав и температура поверхности океана в разных источниках

влаги, длина траектории движения воздушной массы, темпера-

тура воздуха в точке выпадения осадков) подтверждает правиль-

ность приведенной схемы формирования изотопного состава

осадков на Западном плато Эльбруса.

Основным фактором, контролирующим изотопный состав ат-

мосферных осадков в высокогорной области Большого Кавказа,

служит тип крупномасштабной атмосферной циркуляции в Север-

ном полушарии, который определяет источник влаги, поступаю-

щей в данный район. Связь изотопного состава с местной темпе-

ратурой воздуха слаба и неустойчива во времени. Она проявляется

только в тех случаях, когда источник влаги остается постоянным

в течение продолжительного времени. Летом большое влияние

на формирование атмосферных осадков оказывает конвекция, что

плохо учитывается в климатических моделях.

Для теплого времени года (май — сентябрь) изотопный состав

снега и льда в первую очередь определяется температурой возду-

ха в месте выпадения атмосферных осадков. Было обнаружено, что

при сравнении изотопного состава и температуры воздуха в реги-

оне статистически значимая корреляция обнаружена только для

летнего сезона в период с 1984 г. по настоящее время. При этом при

расчетах были использованы данные по температуре воздуха в дни

с осадками. Для этого периода r = 0,62, а для всего периода в целом

статистически значимой связи выявлено не было. В это время года,

как показал анализ обратных траекторий по модели FLEXPART

(Forster et al., 2007), преобладают конвективные осадки местно-

го происхождения. В случае более дальнего переноса расположе-

ние изначальной воздушной массы и длина ее траектории оказыва-

Рис. 3.2.2. Изотопный состав снега и льда на Западном плато Эльбруса

за последние 200 лет. Тонкими линиями показаны значения δ18О в слоях,

отложенного в теплый и холодный сезоны года, жирные линии —

скользящие средние с осреднением 5 лет

242 243

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 2. Изотопный состав кислорода и водорода в кернах льда

метеостанциях (ГМС) показал, что и для летних, и для зимних сезо-

нов, выделенных по вариациям δ18О в керне, корреляция с темпера-

турой незначима (Козачек и др., 2015). Накопление снега на Эльбру-

се, с одной стороны, связано с глобальными процессами его переноса

в атмосфере на больших высотах, поэтому не всегда выдерживает

сопоставления с метеоинформацией по долинным станциям. С дру-

гой стороны, формирование изотопного состава снежного покрова

на разных высотных уровнях имеет свои особенности.

12 и 13 июля 2006 г. в кратере Восточной вершины Эльбруса

на высоте 5600 м с дна снежного шурфа была пробурена скважина

с отбором керна. Общая глубина вскрытой толщи составила 6,5 м.

Измерены плотность снега и температура снежной толщи; для ис-

следования изотопного состава кислорода отобрано 64 образца. При

плотности снега от 0,25 г/см3 у поверхности до 0,6 г/см3 на глубине

6,3 м водозапас керна до этой глубины составил 3,07 м в. э. (Чижова

и др., 2019). В летний сезон 2017 г. был пройден шурф на Восточной

вершине глубиной 2,5 м. Разрез снежной толщи в шурфе представ-

лен мелко-, среднезернистым и фирнизованным снегом, плотность

снега варьировала от 0,31 до 0,57 г/см3. Образцы отбирали с разреше-

нием 10 см, глубина отбора в водном эквиваленте составила 1,02 м.

Значения δ18О в керне снежно-фирновой толщи 2006 г. на Вос-

точной вершине изменяются от –6,8 до –19,41 ‰ при среднем зна-

чении –12,61 ‰ (±2,97). Общий диапазон вариаций по глубине

от 0 до 3 м в. э. составил 12,6 ‰ (рис. 3.2.3).

Судя по распределению значений δ18О, два верхних сезонных

пика указывают на два года аккумуляции, средняя величина кото-

рой составляет 0,5 м в. э. в год. Начиная с глубины 1,5 м в. э., на изо-

топной кривой отражаются процессы сглаживания и осреднения

первичного изотопного сигнала осадков.

В 2017 г. на Западном плато был получен фирновый керн

до глубины 23,8 м (13 м в. э.). Сопоставление вариаций δ18О по Вос-

точной вершине с данными, полученными на Западном плато, по-

казывает близкий характер распределения (рис. 3.2.4).

Для сопоставления сезонных величин δ18О (два годовых цик-

ла) на Восточной вершине и на Западном плато глубинные шка-

лы были приведены к одному масштабу (Чижова и др., 2019). Это

Влияние постдепозиционных эффектов

на изотопный состав снега и льда

Одним из факторов, оказывающих влияние на изотопный со-

став отложенных на поверхности ледника атмосферных осадков,

являются посдепозиционные процессы, нарушающие первичную

изотопную стратификацию (Ekaykin et al., 2002; Casado et al., 2019).

На ледниках Кавказа их влияние не столь значимо, как во внутрен-

них районах Антарктиды и Гренландии из-за малого времени на-

хождения снега на поверхности вследствие высокой скорости сне-

гонакопления. Другой причиной различий в изотопном составе

атмосферных осадков в момент их выпадения и ледникового льда

служит диффузия изотопов в фирне и во льду (Johnsen, 1977; Gkinis

et al., 2014). Для оценки влияния этого фактора было рассчита-

но диффузионное сглаживание изотопного сигнала в ледниковом

керне Эльбруса по модели С. Йонсена (Johnsen, 1977). В результа-

те было установлено, что максимальная длина диффузии на глуби-

не замыкания воздушных пор (около 55 м), выше которой проис-

ходит интенсивный воздухообмен ледяных кристаллов с воздухом,

составляет 5 см ледяного эквивалента (л. э.), т. е. из-за диффузии

не происходит нивелирования сезонного сигнала в изотопном со-

ставе керна. После замыкания пор во льду диффузионное сглажи-

вание изотопного сигнала происходит медленней, чем в фирне. При

использовании в данной модели в качестве входных параметров

максимального возраста 1000 лет и температуры на контакте с ло-

жем –2,4 °C длина диффузии увеличится с 5 см в фирне до 5,2 см

в нижней части керна. Таким образом, сезонный сигнал в изотоп-

ных данных не нарушается вследствие диффузии вплоть до при-

донных слоев ледника.

Формирование изотопного сигнала

на Восточной вершине Эльбруса

Анализ связи изотопного состава кислорода льда со средневзве-

шенной по осадкам температурой воздуха на ближайших к Эльбрусу

245

Часть III. «Память» ледников Эльбруса

Глава 3

Изменчивость несгоревшего углерода

С. Лим, С. С. Кутузов, П. Жино

Несгоревший (черный) углерод (black carbon — BC), продукт

неполного сгорания угля, дизельного топлива, биотоплива и био-

массы, является самым сильным светоабсорбирующим компонен-

том взвешенных частиц (Bond et al., 2013). Это твердые мелкие

частицы, в основном состоящие из чистого углерода, которые аб-

сорбируют солнечную радиацию во всех длинах волн. Он считает-

ся вторым по величине антропогенным фактором глобального по-

тепления после углекислого газа (Bond et al., 2013). BC включает

в себя целый ряд углеродсодержащих материалов, частично сго-

ревшие твердые остатки растительных тканей, графитизирован-

ные частицы сажи, летучие вещества, образующиеся в пламени. ВС

отличается от других форм углерода и углеродистых соединений,

содержащихся в атмосфере, т. к. имеет уникальную комбинацию

из следующих физических свойств: сильно поглощает видимый

свет; сохраняет свою основную форму при очень высоких темпера-

турах (4000 K); нерастворим в воде; существует как совокупность

небольших углеродных сфер.

Основными источниками черного углерода служат открытое

сжигание биомассы (лесные и степные пожары), биотоплива, ис-

пользуемого при отоплении, выхлопы дизельных двигателей, сжи-

гание угля. BC может находиться в атмосфере до 10 дней, а основ-

ной процесс отложения — вымывание с атмосферными осадками.

Благодаря малому размеру (менее микрометра) частицы BC могут

вызвано различиями в скорости аккумуляции в этих двух точках

(0,5 и 1,38 м в. э.). Видно, что в снежной толще с Восточной верши-

ны отсутствуют наиболее легкие значения δ18О, характерные для

Западного плато. Общий диапазон изменчивости δ18О для верши-

ны меньше, чем для плато, что может быть связано с возможной по-

терей части изотопного сигнала на вершине. Потеря части изотоп-

ного состава атмосферных осадков на Восточной вершине может

быть обусловлена ветровым сносом уже отложенного снега или от-

сутствием части снегопадов на этом высотном уровне.

Рис. 3.2.3. Распределение значений δ18О

в кернах снежно-фирновой толщи Восточ-

ной вершины: 1 — полученных в 2006 г.,

2 — то же, в 2017 г., 3 — относительно

гомогенные участки изотопной кривой

2006 г., 4 — участки сопоставления ва-

риативности изотопной кривой 2006 г.

(по: Чижова и др., 2019)

Рис. 3.2.4. Сопоставление

значений δ18О в снежно-

фирновой толще в 2017 г.:

1 — в кратере Восточной

вершины, 2 — на Западном

плато (по: Чижова и др.,

2019)

246 247

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 3. Изменчивость несгоревшего углерода

1999; Legrand et al., 2007; Thevenon et al., 2009). Все три керна по-

казали увеличение концентрации антропогенного ВС с середины

ХХ в. Результаты исследования Эльбрусских кернов впервые пре-

доставляют возможность сравнить уровни концентрации ВС для

различных регионов Европы.

В работах, посвященных исследованию несгоревшего углеро-

да, используется понятие refractory black carbon (rBC) — нерас-

творимая углеродная составляющая, испаряющаяся при темпера-

турах около 4000 К, которая определяется методом накаливания.

При анализе ледниковых кернов Эльбруса для измерения rBC ис-

пользовался метод SP2 (Lim et al., 2017). С помощью лазера свето-

поглощающие частицы, содержащие в основном черный или эле-

ментарный углерод, поглощают энергию и нагреваются до точки

накаливания. Измеряется излучение и, исходя из сравнения с эта-

лонами, определяется масса частицы. SP2 также включает в себя

детектор рассеяния частицы 1064 нм. Сигнал рассеяния может

быть использован для определения размера частиц. Детектор рас-

сеяния также может использоваться для обнаружения других аэро-

золей и определения их массовой концентрации.

Керны Эльбруса были исследованы с помощью системы непре-

рывного анализа (CFA — continuous ﬂow analyses), которая поз-

воляет непрерывно анализировать rBC, микрочастицы и электро-

проводность. В системе пробоотбора центральная часть ледяных

кернов (3,4 × 3,4 см × 1 м) расплавлялась нагревательным элемен-

том площадью 6,8 см2 со средней скоростью 3 см/мин. Образую-

щаяся при этом талая вода прокачивалась через эту систему, а па-

раллельно производился отбор проб двумя автосэмплерами для

анализа химического состава. Непрерывные данные rBC, поступа-

ющие в компьютер от анализаторов, усреднялись по глубине с раз-

решением 1 см в. э. До глубины 7,2 м образцы фирна были проанали-

зированы дискретно с разрешением ~2–3 см в. э. Для определения

вклада сжигания биомассы в ВС было выбрано несколько образ-

цов с пиками rBC для анализа сложного органического соедине-

ния — левоглюкозана, образующегося при нагревании целлюло-

зы выше 400 °C и являющегося надежным индикатором лесных

пожаров, в университете г. Венеции, Италия. Методика прямого

переноситься на большие расстояния в отдаленные полярные

и горные районы и влиять на радиационный баланс за счет, на-

пример, изменения альбедо снежного покрова (Flanner et al., 2007).

Однако из-за ограничений в измерении ВС в атмосфере роль ВС

в происходящих климатических изменениях изучена недостаточ-

но. В частности, информация об изменчивости эмиссии и концен-

трации в прошлом может быть получена только при сильных допу-

щениях и на основании каталогов выбросов. Прямые наблюдения

за концентрацией ВС в атмосфере доступны только для ограничен-

ного числа пунктов, измерения в которых, как правило, охватывают

не более двух десятилетий (Collaud Coen et al., 2013). Реконструк-

ция изменчивости ВС по данным ледниковых кернов может быть

полезна для понимания прошлых изменений эмиссии ВС, а также

для проверки данных каталогов выбросов. Но такие реконструкции

довольно сложны по целому ряду причин. Учитывая относительно

короткое время жизни (до 10 дней) частиц несгоревшего углерода

в тропосфере (Bond et al., 2013), записи в кернах могут отражать как

крупномасштабные (вплоть до полушария) выбросы ВС, так и пе-

ренос от локальных источников. Поэтому понимание эволюции ВС

в сочетании с исследованиями по моделированию климата позво-

ляет получить важную информацию для оценки климатического

воздействия ВС и прогноза климатических изменений.

Измерения концентрации ВС в атмосфере, выполненные на на-

земных станциях в Европе, показывают значительную изменчи-

вость в зависимости от сезона, географического положения и плот-

ности населения (Lanz et al., 2010). Ограниченные наблюдения

в Западной и Восточной Европе пока не позволяют установить

различия в концентрациях. При этом моделирование показывает

общее увеличение концентрации ВС в атмосфере при движении

с запада на восток (Tsyro et al., 2007). Наблюдения часто ограничи-

ваются несколькими годами и не позволяют оценивать различия

в долгопериодных изменениях.

Тренды изменения концентрации ВС могут быть получены

по данным анализа ледниковых кернов. Для Западной Европы та-

кие записи существуют для трех ледников в Альпах: Коль дю Дом,

Колле Гнифетти и Фишерхорн (Jenk et al., 2006; Lavanchy et al.,

248 249

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 3. Изменчивость несгоревшего углерода

оценить долгопериодные тренды, годовую и сезонную изменчи-

вость, но также выявить отдельные пики, связанные со специфиче-

скими событиями переноса ВС.

Значения концентрации rBC в керне Эльбруса варьируют

от 0,01 до 222,2 мкг/л при среднем значении 11 ± 11 мкг/л. Ми-

нимальная и максимальная концентрация получена для 1870-х гг.

и 2003 г. соответственно. Среднегодовые концентрации в период

1925–2009 гг. изменялась от 4 до 25,1 мкг/л.

Сравнение с результатами измерения ВС в других районах по-

казывает, что среднегодовая концентрация за период с середины

XIX в. значительно превосходит значения, полученные для Грен-

ландии (4 мкг/л; McConnell et al., 2007), Антарктиды (0,1–0,2 мкг/л;

Bisiaux et al., 2012) и Эвереста (0,1 мкг/л; Kaspari et al., 2011), и со-

гласуется с данными из трех кернов льда в Европейских Альпах

(Коль дю Дом, Колле Гнифети и Фишерхорн, 1,5–72 мкг/л). Од-

нако различие в методах определения rBC не позволяет проводить

прямое количественное сравнение.

В содержании rBC на Эльбрусе четко выражен сезонный сигнал.

Поскольку границы между теплым и холодным сезонами могут от-

личаться от года к году, были рассчитаны значения «середины» лета

и зимы, условно соответствующие трем летним и зимним месяцам.

За середину были приняты две четверти керна в середине участка

керна, образовавшегося в течение теплого или холодного сезона.

Установлено, что средние значения rBC изменяются от 0,2

до 222,2 мкг/л (среднее — 15,5 ± 12,9 мкг/л) в летний сезон

и от 0,2 до 44,6 мкг/л (5,9 ± 5,1 мкг/л) зимой. По данным назем-

ных измерений в Европе, концентрация несгоревшего углерода,

напротив, повышается в 2 раза в зимнее время в основном из-за

эмиссии в отопительный сезон (Pio et al., 2007). В то же время из-

мерения на горных станциях в Альпах (1200–3100 м) показыва-

ют, что концентрация ВC в летние месяцы в 2–3 раза выше, чем

зимой. Данные Эльбрусского керна показывают схожий сигнал,

что объясняется активной конвекцией и увеличением толщины

пограничного слоя в летнее время.

Максимальная концентрация rBC была обнаружена в летних

слоях фирна 2003 г. Два события потенциально могли привести

определения левоглюкозана подробно описана в (Gambaro et al.,

2008; Kehrwald et al., 2012).

В 2016 г. была завершена обработка данных о содержании чер-

ного углерода в глубоком керне 2009 г. до глубины 156,6 м. Допол-

нительно был проанализирован неглубокий керн 2013 г., в резуль-

тате чего эти две записи позволили реконструировать содержание

черного углерода для периода 1825–2013 г. (рис. 3.3.1).

Благодаря непрерывному отбору образцов из керна в пото-

ке было достигнуто высокое разрешение, позволяющее не только

Рис. 3.3.1. Профиль концентрации rBC высокого разрешения для

ледникового керна Эльбруса (а). Для иллюстрации профилей rBC низкого

и высокого разрешения показаны результаты дискретного и непрерывного

анализа (б). Образцы rBC низкого и высокого разрешения были отобраны

каждые ~2–3 см в. э. и 1 см в. э. соответственно

250 251

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 3. Изменчивость несгоревшего углерода

на Камчатке, где основным источником левоглюкозана служат

частые пожары в сибирской тайге. В результате был сделан вывод,

что в керне Эльбруса потенциально содержится информация о ча-

стоте и интенсивности лесных и степных пожаров в Европе, по-

скольку горение биомассы — это единственный источник левоглю-

козана в керне.

Концентрации rBC испытывали существенные колебания в те-

чение последних 190 лет с большой внутригодовой изменчивостью.

В течение ХХ в. выявлено повышение зимних, летних и годовых

значений концентрации (рис. 3.3.2). Средние значения по различ-

ным периодам и сравнение с доиндустриальным уровнем приве-

дены в табл. 3.3.1. Наиболее интенсивный рост концентрации про-

изошел в 1950–1980-х гг. (в 5 раз в летнее время и в 3 раза зимой

по сравнению с доиндустриальным временем).

Для оценки источников поступления ВС на ледники Эльбруса

использовалась модель FLEXPART v6.2. Расчет траекторий дви-

жения отдельных частиц производился исходя из сеточных данных

о скорости и направлении ветра и параметризации турбулентности

и конвекции (Forster et al., 2007; Stohl, Thomson, 1999). Установле-

но, что большинство аэрозолей поступает из Европы (71,0 % летом

и 55,6 % зимой) и в особенности из Восточной Европы и Ближне-

го Востока (35,6 % летом и 30,9 % зимой). При анализе траекторий

нижних 2 км тропосферы доля Восточной Европы и Ближнего Вос-

тока возрастает в 2 раза до 63,6 % в летнее время, тогда как зимой

количество обратных траекторий из этого региона сокращается

до 22 %, что говорит об увеличении летней концентрации за счет

эмиссии из этих регионов.

Было произведено сравнение полученных данных по керну Эль-

бруса с существующими каталогами (ACCMIP и MACCity) выбро-

сов антропогенного и биогенного (пожары) черного углерода для

Западной, Центральной и Восточной Европы, а также стран Ближ-

него Востока (Diehl et al., 2012). При общем сходстве обнаружен ряд

отличий: в каталогах не выражен рост концентрации черного угле-

рода в 1960-х и 1970-х гг., а скорость сокращения выбросов по ка-

талогам не находит отражения в данных по керну после 1980-х гг.

Более того, зарегистрирован небольшой рост концентрации rBC

к переносу и отложению ВС на ледниках Эльбруса в это время.

Во-первых, пожары на нефтяных заводах недалеко от Багдада

во время вторжения в Ирак в период с 20 марта по 1 мая 2003 г.

Однако положение пика в летнем слое 2003 г. косвенно указывает

на то, что это событие произошло ближе к концу лета, а не в весен-

нее время. Вторая вероятная причина — крупные лесные пожары

в Европе, в особенности на Пиренейском полуострове и в Среди-

земноморье в августе 2003 г. (Barbosa et al., 2004). Согласно расче-

там, во время этого периода в атмосферу было выброшено более

100 килотонн микрочастиц (PM2.5), что сопоставимо с антропо-

генными выбросами всех стран Западной Европы за тот же период

(Hodzic et al., 2007).

Сжигание биомассы можно разделить на естественное (лес-

ные и степные пожары) и антропогенное (сжигание дров, сельско-

хозяйственные отходы). Для определения потенциального вклада

горения биомассы в концентрацию rBC в летних слоях ледников

Эльбруса была проанализирована концентрация левоглюкозана

(основной продукт пиролиза целлюлозы и гемицеллюлозы, кото-

рая составляет 50–70 % сухой древесины) для 11 летних слоев, ха-

рактеризующихся максимальными пиками rBC в керне. Обнару-

жено, что в семи случаях пики левоглюкозана и черного углерода

совпали. При этом фоновые и максимальные значения сравнимы

с полученными ранее для ледникового керна вулкана Ушковский

Таблица 3.3.1

Концентрация rBC в керне Эльбруса (медиана ± стандартное от-

клонение)

Период Лето, мкг/л Зима, мкг/л

1825–1850 4,3 ± 1,5 2,0 ± 0,9

1850–1900 5,3 ± 2,6 2,5 ± 1,4

1900–1950 7,9 ± 3,9 3,2 ± 1,6

1950–2000 20,0 ± 7,1 6,0 ± 2,7

1960–1980 22,6 ± 7,2 7,1 ± 2,5

2000–2013 17,7 ± 5,9 5,4 ± 2,3

252

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 3. Изменчивость несгоревшего углерода

в керне Эльбруса после 2000-х гг., который может быть связан как

и изменениями антропогенной эмиссии, так и с летними лесными

и степными пожарами в восточной части Европы в 2000-х гг., не от-

раженный в каталогах (Lim et al., 2017). На сегодняшний момент

запись rBC в кернах Эльбруса — наиболее полный и подробный ар-

хив данных о содержании BC в Европе.

Рис. 3.3.2. Сезонные (а, б) и годовые (в) концентрации rBC в керне

Эльбруса. Толстыми линиями показаны медианы (медиана — значение

в образцах за определенный сезон/год), тонкими линиями показаны

значения 10-го нижнего и верхнего процентиля

255

Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

254

риодных трендов за последние несколько столетий все еще крайне

ограничены. Концентрация минеральных частиц в атмосфере зави-

сит от метеорологических условий, которые, в свою очередь, могут

определяться крупномасштабными циркуляционными механизма-

ми (ENSO, NAO и др.). Долгопериодные изменения в концентра-

ции пыли зависят от изменения режима осадков и растительного

покрова в источниках. При этом условия в источниках могут ме-

няться как в ответ на изменчивость климатических параметров, так

и за счет антропогенных причин; например, изменения, связанные

с активным землепользованием.

Сложность механизмов эмиссии минеральных частиц, их пере-

носа в атмосфере и отложения приводит к большим неопределен-

ностям при моделировании (Mahowald et al., 2007; 2010). Резуль-

таты моделей могут существенно отличаться, причем не совпадают

ни значения концентрации, ни межгодовая и долгопериодная из-

менчивость. Частично это может быть связано с ограниченным ко-

личеством данных прямых измерений, недостаточных для ве-

рификации и калибровки моделей. Начиная с 1980 г. появилась

возможность оценить изменчивость атмосферной пыли по спутни-

ковым данным (Chudnovsky et al., 2017; Li, Sokolik, 2018).

Анализ изменчивости атмосферных аэрозолей в различных ре-

гионах мира в последние десятилетия показывает, что, несмотря

на присутствие значимых трендов, средние значения по планете су-

щественно не изменились за счет суммирования разнонаправлен-

ных изменений (Chin et al., 2014). В то же время анализ изменчи-

вости эмиссии пыли указывает на увеличение потоков в два раза

по сравнению с доиндустриальным временем. Одной из вероятных

причин наряду с климатическими изменениями называется земле-

пользование (Hooper, Marx, 2018). Используя модели атмосферных

аэрозолей, позволяющие разделить естественные и антропогенные

источники, было выявлено, что эмиссия пыли за XX в. выросла

на 25 %, при этом вклад непосредственно климатических измене-

ний составляет 56 %, а 40 % приходится на антропогенные измене-

ния растительного покрова (Stanelle et al., 2014).

Судить об уровнях загрязнения воздуха можно на основе дан-

ных прямых измерений содержания химических соединений

Глава 4

Реконструкция изменчивости

атмосферной пыли по данным

ледникового керна Эльбруса

С. С. Кутузов

Загрязняющие вещества присутствуют в атмосфере в виде аэ-

розолей — взвешенных в воздухе жидких или твердых частиц.

В атмосфере содержатся естественные загрязнители минераль-

ного и биологического происхождения, основными источника-

ми которых служат извержения вулканов, пыльные бури, лесные

и степные пожары, пыльца растений. Главные источники природ-

ных минеральных аэрозолей располагаются в низких широтах се-

верного полушария Земли и включают пустыни Северной Афри-

ки, Аравийский полуостров, Центральную Азию и Китай (Prospero

et al., 2002). Порядка 30 % общей площади суши потенциально мо-

жет быть отнесено к источникам минеральных частиц в атмосфере

(Sokolik, Toon, 1996). Кроме того, минеральные частицы поступают

в атмосферу с территорий, вовлеченных в антропогенную деятель-

ность (дороги, сельскохозяйственные земли), при этом по некото-

рым оценкам доля таких источников в общей массе минеральных

частиц в атмосфере может составлять 20–25 % (Ginoux et al., 2012).

Пыль в атмосфере по массе и влиянию на физические процессы

является самым важным аэрозолем в атмосфере (Knippertz, Stuut,

2014). Однако несмотря на значение атмосферной пыли для био-

геохимического цикла, радиационного режима и здоровья людей

(Middleton, 2017), знания региональной изменчивости и долгопе-

256 257

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

и пустынь Ближнего Востока регулярно поступает на поверхность

ледников Кавказа (Kutuzov et al., 2013). Отсутствие таяния и про-

цессов инфильтрации выше 5000 м обеспечивает сохранение клима-

тического сигнала и концентрации химических соединений в лед-

никах, а сравнительно большая аккумуляция предполагает высокое

разрешение записи ледниковых кернов (Mikhalenko et al., 2015).

В этом разделе рассматриваются результаты анализа содер-

жания кальция (Ca2+) и микрочастиц в кернах, полученных на За-

падном плато Эльбруса, и их связь с изменениями климатических

условий в источниках формирования пылевых воздушных масс,

частично опубликованные ранее (Kutuzov et al., 2013; 2019b).

Для характеристики возможных источников микрочастиц, по-

падающих на поверхность ледников Эльбруса, была проанализи-

рованы трехмерные обратные траектории движения частиц. Для

этого была использована модель NOAA HYSPLIT_4 (Draxler, Hess,

1998; Stein et al., 2015) и данные реанализа NCEP/NCAR с разреше-

нием 2,5 × 2,5 градусов (Kistler et al., 2001) за период 1948–2013 гг.

Обратные траектории рассчитаны на каждые 6 ч., начиная от точки

бурения на высоте 5100 м, в течение 10 дней. Всего получено более

100 000 обратных траекторий.

За этот период перенос аэрозолей определялся западным пере-

носом. Как показывает итоговая плотность траекторий, наиболее

вероятным источником аэрозолей на Эльбрусе служит регион Сре-

диземноморья, Турция, Восточная и Западная Европа, Ближний

Восток, Северная Африка и юг России (рис. 3.4.1).

Дополнительно для оценки вклада потенциальных источников

минеральных частиц были также проанализированы обратные тра-

ектории, попадающие в пограничный слой и обладающие способ-

ностью переносить минеральные частицы (Sodemann et al., 2006).

Большинство рассчитанных таким образом траекторий показыва-

ют юго-западное направление переноса с максимальной их плот-

ностью во все сезоны, и особенно в весеннее время, над Ближним

Востоком, Средиземноморьем и Северной Африкой. В зимнее вре-

мя отмечается более дальний перенос, тогда как летом существует

вероятность переноса из районов Каспийского моря и юга России

(рис. 3.4.2).

в атмосфере, а также по косвенным данным. Ледниковые керны яв-

ляются уникальными архивами информации о температуре воз-

духа, скорости накопления снега, химическом и газовом составе

атмосферы (Legrand, Mayewski, 1997). Аэрозоли, перенесенные воз-

душными массами в полярные районы, а также в высокогорье, фор-

мируют на поверхности ледников слои повышенной концентрации

микрочастиц. В результате внутри ледников сохраняется информа-

ция об уровне содержания аэрозолей, которая может быть исполь-

зована для выявления источников загрязнений, особенностей ат-

мосферной циркуляции и оценки изменения эмиссии во времени.

Наиболее детальные данные о содержании минеральных ча-

стиц в ледниках были получены в результате изучения ледниковых

кернов Гренландии и Антарктиды (De Angelis et al., 1997; Delmonte

et al., 2002; Legrand, 1987; Petit et al., 1999; Ruth et al., 2003). Инфор-

мация, заключенная в полярных ледниках, позволяет судить о гло-

бальных процессах переноса аэрозолей в атмосфере и их измене-

нии за десятки и сотни тысяч лет. Ледниковые керны из горных

ледников средних широт, напротив, позволяют реконструировать

локальные и региональные эмиссии пыли за более короткие перио-

ды времени (Grigholm et al., 2015; 2017; Kaspari et al., 2009; Osterberg

et al., 2008; Bohleber et al., 2018).

Благодаря своему географическому положению Кавказские

горы представляют особый интерес для подобных исследований.

С одной стороны, горные массивы расположены вблизи промыш-

ленного и сельскохозяйственного производства на юге России

и ближнего зарубежья, а также на пути переноса воздушных масс

из стран Западной и Восточной Европы, Ближнего Востока, с дру-

гой — ледниковые комплексы Кавказских гор достигают высоты

свыше 5000 м, где влияние местных источников загрязнения край-

не незначительно, тогда как воздействие глобального и региональ-

ного переноса аэрозолей возрастает.

Работы по изучению процессов переноса и отложения пыли

на Эльбрусе начались в 2009 г., когда во время масс-балансовых

работ на леднике Гарабаши, а также в шурфах на Западном плато

были обнаружены отчетливо различимые горизонты пыли. Уста-

новлено, что минеральная пыль из регионов Северной Африки

258 259

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

кальных источников (морены, выходы скал), 2 — спорадические

события переноса пыли, 3 — фоновый принос частиц.

Если принять, что весь Ca2+ поступает из естественных источни-

ков, то его концентрация может служить показателем атмосферной

пыли дальнего происхождения, т. к. вулканические породы Эльбру-

са в непосредственной близости от точки бурения не содержат каль-

цитов. В дальнейшем при анализе связи различных параметров ис-

пользовалась летняя концентрация Ca2+ в керне Эльбруса.

Количество пыли в ледниковом керне зависит от многих фак-

торов и отражает концентрацию пыли в атмосфере. В первую оче-

редь эмиссия минеральных частиц связана с условиями в источ-

никах (тип почвы, геоморфология, влажность грунта), так же как

и с метеорологическими условиями (скорость ветра). По мере того,

как облако минеральных частиц попадает в среднюю тропосферу,

перенос частиц определяется циркуляцией атмосферы. В горных

районах со значительной аккумуляцией снега отложение происхо-

дит в основном вместе со снегом. Общее количество микрочастиц

в ледниках Эльбруса имеет три компоненты: 1 — частицы из ло-

Рис. 3.4.1. Плотность 10-дневных обратных траекторий движения частиц,

рассчитанная с помощью модели NOAA HYSPLIT_4 и данных реанализа

NCEP/NCAR с разрешением 2,5×2,5 градуса. Траектории рассчитаны для

каждых 6 часов. Красной звездой обозначен Эльбрус, оранжевым цветом

выделены основные источники пыли

Рис. 3.4.2. Плотность 10-дневных обратных траекторий движения частиц,

рассчитанная с помощью модели NOAA HYSPLIT_4 и данных реанализа

NCEP/NCAR с разрешением 2,5 × 2,5 градуса. Показаны только траектории,

попадающие в пограничный слой. Траектории рассчитаны для каждых

6 часов. Красной звездой обозначен Эльбрус

260 261

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

Средняя концентрация Ca2 в керне Эльбруса составила

145 ppb с максимумом 5506 ppb. Большинство пыли переносит-

ся на Эльбрус в летнее время. Следует учитывать, что разделе-

ние керна на летние и зимние слои весьма условно. По сезон-

ному ходу аммония и янтарной кислоты выделяются теплый

и холодный сезоны, но границы между ними не постоянны и ус-

ловно соответствуют началу весны и концу осени. Средняя фо-

новая концентрация кальция в летних слоях составила 103 ppb

по сравнению с 44 ppb в зимних. Большинство спорадических

событий переноса происходит в весенне-летнее время, за счет

чего наблюдается разница в концентрации — 172 ppb летом

и 54 ppb зимой.

На рис. 3.4.4 показан профиль концентрации кальция за весь

период. Было установлено, что с 1950 г. значительно увеличива-

ется частота и масса переносимой пыли во время спорадических

событий переноса и одновременно возрастает фоновая концен-

трация (на 100 ppb). Максимальная концентрация зарегистри-

рована для 1999 и 2000 гг. (980 и 850 ppb). Также наблюдался пе-

риод повышенной концентрации пыли в 1960-х гг.

Ca2+ может поступать на поверхность ледников не только с ми-

крочастицами пыли, но также и с морскими аэрозолями. Эльбрус

расположен в относительной близости Черного моря. Имея данные

по содержанию Na+, можно вычислить влияние морских аэрозолей.

Для проверки влияния морского аэрозоля на содержание каль-

ция была рассчитана концентрация так называемого «неморского»

кальция (nssCa2+) по формуле [nssCa2+] = [Ca2+]–[ssNa+]×(Na+/

Ca2+)ss

-1, где (Na+/Ca2+)ss — соотношение кальция в Мировом

океане (0,038). Обнаружено, что в летнее время морские аэрозо-

ли не оказывают значительного влияния на общую концентрацию

Ca2+ в керне, а их общий вклад оценивается в среднем менее 1 %

(1,4 % в зимнее время). В дальнейшем анализе вклад морского аэ-

розоля в общую концентрацию кальция не учитывался.

Крупные спорадические события переноса пыли из источни-

ков, расположенных на Ближнем Востоке и в Северной Африке,

ежегодно достигают Эльбруса. Перенос пыли на Эльбрус проис-

ходит 5–6 раз в год (Kutuzov et al., 2013). Чаще всего она транс-

портируется из районов Ближнего Востока. Пыль из Сахары пе-

реносится на Кавказ один или два раза в год, и хотя эти события

происходят реже, содержание пыли в них более высокое. Втор-

жения пыльных воздушных масс происходят чаще в весенне-лет-

нее время. Как было показано при исследовании ледяных кернов

в Альпах, такие события существенно влияют на химический со-

став и увеличивают концентрацию многих химических соединений

из-за присутствия в минеральных частицах либо в результате взаи-

модействия щелочных частиц с кислотными соединениями во вре-

мя переноса (Usher et al., 2003).

Для определения частоты подобных вторжений были установ-

лены критерии выделения образцов, подверженных значительно-

му переносу минеральных частиц из далеких источников: 1 — если

концентрация кальция превышала 120 ppb; 2 — если кислотность

образца была ниже, чем 25 % квартиль сплайна общей кислотно-

сти. При использовании таких критериев было выделено 616 об-

разцов в летних горизонтах керна (из 2524) и 67 в зимних (из 1150)

(рис. 3.4.3 и табл. 3.4.1). В результате появляется возможность оце-

нивать частоту событий переноса, а также фоновые концентрации.

Таблица 3.4.1

Концентрация Ca2+ в керне Эльбруса за различные периоды време-

ни, включая общую концентрацию и фоновую составляющую

Период

Ca2+ концентрация (ppb)

лето

(общая) лето (фон) зима

(общая) зима (фон)

1774–1800 65 64 42 42

1800–1850 78 69 52 46

1850–1900 100 69 43 36

1900–1950 156 83 37 33

1950–2000 344 181 75 58

2000–2012 439 212 99 64

1774–2012 172 103 54 44

262 263

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

ратуре воздуха (CRUTEM4) и осадкам (GPCPV2.3), осредненные

для территории, ограниченной координатами 32–37 °N; 38–44 °E.

Корреляция между концентрацией пыли и этими параметрами

рассчитывалась для 12 месяцев текущего и 12 месяцев предыду-

щего года. Было использовано 25-летнее скользящее окно с 2-лет-

ним перекрытием (рис. 3.4.5). Прямое сравнение средней летней

Для оценки факторов, влияющих на содержание пыли в лед-

никах Эльбруса, были проанализированы временные ряды кли-

матических параметров (температура, осадки, скорость ветра,

влажность почвы) в потенциальных источниках пыли. Для это-

го использованы данные реанализа ERA-Interim за период 1979–

2013 гг. (Dee et al., 2011).

Для оценки устойчивости во времени выявленных зависи-

мостей и факторов, лимитирующих эмиссию, перенос и отложе-

ние пыли на ледниках Эльбруса, была исследована связь меж-

ду концентрацией пыли в керне и климатическими параметрами

в предполагаемом источнике происхождения микрочастиц (Месо-

потамии). Были взяты сеточные данные по среднемесячной темпе-

Рис. 3.4.3. общая (красный цвет) и фоновая (черный цвет) концентрация

кальция в керне Эльбруса. Фоновые концентрации получены путем

исключения образцов, отнесенных к событиям значительного переноса

пыли

Рис. 3.4.4. Общая и фоновая (серый цвет) концентрация кальция в керне

Эльбруса в летнее и зимнее время. Темной линией показано скользящее

среднее по 5 годам

264 265

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

Концентрация кальция в керне также статистически значи-

мо коррелирует с индексом SPEI3 для региона Северной Африки

(r = –0,67). Однако в большей степени это объясняется присутстви-

ем схожего линейного тренда в двух рядах. Коэффициент корре-

ляции снижается при исключении тренда из всего ряда (r = –0,27,

p < 0,05). В то же время для периода 1970–2012 гг. он остается зна-

чимым (r = –0,73, p < 0,001). Большие объемы пыли могут быть

перенесены на Эльбрус за одно существенной событие переноса

из Северной Африки (Kutuzov et al., 2013). Иногда такой перенос

сопровождается также дополнительной эмиссией из источников

на Ближнем Востоке (Shahgedanova et al., 2013).

В период засух в регионах-источниках, в атмосферу поступает

большее количество минеральных частиц, которые в весенне-лет-

нее время поступают на поверхность ледников. Отделить влияние

двух источников на данном этапе исследований невозможно. Судя

по всему, в обоих регионах за счет снижения осадков и повышения

температуры увеличивается засушливость на протяжении послед-

него столетия. Вместе с этим растет вероятность возникновения

пыльных бурь в период, благоприятный для продвижения в сторо-

ну Кавказа.

Наши выводы подтверждаются анализом повторяемости засух

в Сирии. Так, за период с 1961 по 2009 г. наблюдалось 25 лет за-

сух (40 % всех лет). В среднем засухи продолжались 4,5 года, хотя

концентрации Ca2+ с температурой воздуха и осадками в Месопо-

тамии показывает, что значимые корреляции характерны для тем-

пературы мая и апреля начиная с 1970-х гг. до настоящего времени.

Затем связь становится незначимой, но постепенно значимые свя-

зи сдвигаются на более ранние месяцы, и для 1915–1959 гг. пыль

в керне значимо коррелирует с температурой воздуха за июнь пре-

дыдущего года. Температура и осадки предыдущих лет теоретиче-

ски тоже могут оказывать влияние на эмиссию пыли, поскольку она

напрямую зависит от продолжительности засух. В то же время точ-

ность датировки слоев в керне на этом отрезке составляет ±1 год,

и вполне возможно, подобный сдвиг связан именно с неточностью

датировки. Похожая картина характерна и для осадков. За послед-

ние 40 лет обратная корреляция концентрации пыли в керне с осад-

ками значима для весенних месяцев, тогда как в начале века значи-

мой становится корреляция с осадками предыдущего года.

Значимая связь была обнаружена при сравнении концентра-

ции Ca2+ в керне Эльбруса с индексами сухости в регионе Месопо-

тамии (граница Сирии и Ирака). Мы использовали наиболее до-

стоверный на сегодняшний день индекс SPEI; наилучшая связь

обнаружена для версии SPEI3 (расчет засушливости за три преды-

дущих месяца) (Vicente-Serrano et al., 2010). Так же как и с темпе-

ратурой воздуха и осадками, месяцы, для которых связь значима,

постепенно смещаются на более ранние сроки. Тем не менее засуш-

ливость в зимние и весенние месяцы в предполагаемом источнике

естественных аэрозолей действительно может оказывать непосред-

ственное влияние на количество пыли в ледниках Эльбруса.

Частично проблему неточности датировок решает анализ сгла-

женных рядов данных. При сглаживании по пяти годам была об-

наружена корреляция концентрации пыли и засушливости для

территории на Ближнем Востоке (32–37 °N; 38–45 °E) за период

1904–2012 гг. Коэффициенты корреляции статистически значимы

(p < 0,001) и достигают –0,71 для полного ряда и –0,48 для рядов

без тренда (рис. 3.4.6). Более засушливые периоды соответствуют

слоям повышенной концентрации пыли в керне, а общий тренд со-

держания пыли отвечает зарегистрированному снижению осадков

и повышению температуры воздуха. Рис. 3.4.5. Ca2+ в керне Эльбруса и индекс сухости SPEI 3 для территории

32–37 N; 38–45 E

266 267

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

личными циркуляционными индексами для разных периодов.

Корреляции расчитывались для периодов от 30 лет, при этом ис-

пользовались скользящие окна и разные периоды осреднения.

Предварительно из всех рядов были исключены тренды.

Наибольшие коэффициенты корреляции обнаружены между

концентрацией пыли в керне в летний период и индексами цирку-

ляции в предшествующий ему зимний период. Для 33 лет (1979–

2012) наибольшие коэффициенты корреляции выявлены для ин-

жексов PDO (r = –0,42), SOI (0,49), Nino 4 (–0,57). В то же время

значимые корреляции для индекса Nino 4 выявлены для перио-

да 1948–2012 гг. (r = –0,47, p<0,01) для периода ноябрь — январь.

23 из 47 лет максимальной концентрации пыли соответствова-

ли фазе Ла Нинья (1900–2012 гг.). После 1950-х гг. 19 из 23 лет

соответствовали одновременной негативной фазе Nino 4 и PDO

(рис. 3.4.7). При этом никакой связи не было онаружено для NAO,

хотя основное влияние Северной Атлантики характерно для зим-

него периода.

Связь концентрации пыли с циркуляционными индексами Ти-

хого океана иллюстрирует картина пространственной корреляции

Са2+ с температурой поверхности океана (рис. 3.4.8). А также кор-

реляция с высотой изобарической поверхности 500 мб. Механизм

подобных дальних связей обсуждался ранее, в частности, в каче-

стве одной из причин вариации осадков и сильных засух 1999–2001

и 2007–2008 гг. на Ближнем Востоке (Barlow et al., 2016). А так-

же при исследовании концентрации пыли в атмосфере в регионе

по данным оптической плотности атмосферы (Pu, Ginoux, 2016).

Предположительно одним из побочных эффектов изменения тем-

пературы поверхности Тихого океана, а именно Ла Нинья (отри-

цательный индекс), является отклонение траекторий прохожде-

ния циклонов и антициклонов в Средиземноморье и на Ближнем

Востоке, что приводит фактически к полному отсутствию осадков.

Остается открытым вопрос об устойчивости обнаруженных даль-

них связей на более длительных отрезках времени. Прежде всего

из-за неопределенности в данных реанализа до середины XX в.

Установлено, что изменчивость концентрации кальция в керне

Эльбруса служит показателем засушливости в регионах Северной

в 1970-х гг. засуха длилась 10 лет. Ряд засух, длившихся два или

более лет, оказали значительное влияние на сельскохозяйственное

производство на северо-востоке страны: засуха в 1961 г. привела

к потере 80 % поголовья верблюдов и 50 % овец. В период засухи

1998–2001 гг. 329 тыс. человек (47 тыс. кочевых семей) вынуждены

были ликвидировать поголовье скота и испытывали острый недо-

статок продовольствия (Breisinger et al., 2011; De Châtel, 2014).

Помимо устойчивого роста концентрации пыли в керне, была

обнаружена квазидекадная изменчивость. Для выявления воз-

можных факторов нами была проанализирована корреляция с раз-

Рис. 3.4.6. Многолетняя изменчивость концентрации Ca2+ в керне Эльбруса

и SPEI 3 для территории Северной Африки (а, в) (20–35 N; 0 35 E)

и Ближнего Востока (32–37 N; 38–45 E) (б, г)

268

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 4. Реконструкция изменчивости атмосферной пыли...

Африки и Ближнего Востока. Концентрация пыли в керне в по-

следние десятилетия была максимальной начиная с 1774 г. Увели-

чивается не только фоновая концентрация, но и частота событий

переноса пыли. Выявленные тренды связаны с более засушливыми

условиями в источниках, за счет уменьшения количества осадков

и роста температуры воздуха. Межгодовая изменчивость атмос-

ферной пыли также регулируется циркуляционными процессами.

Рис. 3.4.7. PDO (a), Niño (декабрь — июнь) (б), нормализованный профиль

концентрации Ca2+ record (в). Серым отмечены годы, когда повышенные

концентрации пыли совпадают с негативными фазами Niño 4

Рис. 3.4.8. Пространственная корреляция Са2+ с температурой поверхности

океана

271

Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы

270

и Бернских Альп (Jenk et al., 2006). В ряде случаев из-за метелевого

переноса зимние слои в ледниках почти полностью отсутствовали

(Wagenbach et al., 2012). В то же время низкая аккумуляция обеспе-

чила сохранность записи на протяжении тысяч лет. В дальнейшем,

используя региональную модель переноса аэрозолей и химическо-

го состава атмосферы и данные каталогов эмиссии диоксида серы

в Европе, были воспроизведены тренды концентрации сульфатов

в ледниковом керне Коль дю Дом (Монблан) (Fagerli et al., 2007),

что позволило установить основные факторы, влияющие на сезон-

ную изменчивость диоксида серы. Подобные работы до настояще-

го времени были единичны, т. к. данные с сезонным разрешением

были получены в Альпах только до 1890 г. (Legrand et al., 2018).

Высокая аккумуляция снега и низкие температуры на Эльбру-

се (Mikhalenko et al., 2015) обеспечивают сохранность сезонной из-

менчивости химических элементов за несколько столетий. В этом

разделе приводятся основные результаты анализа химического со-

става керна льда, полученного в 2009 г. на Эльбрусе, где сезонный

сигнал прослеживается до 1774 г. Изменчивость и долгопериодные

тренды в концентрации сульфатов в образцах снега, фирна и льда

рассматриваются в контексте влияния на химический состав при-

родного аэрозоля (минеральных частиц), а также загрязнения ат-

мосферы антропогенным SO2 (Preunkert et al., 2019).

Значительные события переноса и отложения минеральных ча-

стиц из пустынь оказывают влияние на химический состав ледни-

ков, в особенности за счет отложения богатых кальцием щелочных

слоев снега (Wagenbach et al., 1996; Preunkert et al., 2001). Как пра-

вило, слои, приуроченные к подобным событиям, характеризуются

повышенным содержанием большого количества элементов и сое-

динений, т. к. либо они присутствовали в пыли на стадии эмиссии,

либо были поглощены щелочной пылью во время переноса в атмос-

фере (Usher et al., 2003). Было показано, что при отложении пыли

на поверхности ледников увеличивается концентрация некоторых

катионов (Na+, K+, Mg2+, Ca2+), а также анионов (SO4

2–, NO3

–, Cl–, F–

и карбоксилаты).

Для выявления таких горизонтов в керне Эльбруса кислот-

ность/щелочность образцов определялась путем расчета ионно-

Глава 5

Реконструкция эмиссии диоксида серы

С. Пройнкерт, М. Легран, С. Кутузов

Одной из актуальных проблем в моделировании климата яв-

ляется неопределенность оценки влияния на климат короткожи-

вущих примесей в атмосфере, особенно в региональном масштабе.

Воздушные примеси (аэрозоли) распределены в атмосфере край-

не неравномерно. Для построения достоверных моделей перено-

са аэрозолей и химического состава атмосферы требуется большое

количество прямых измерений. Важным ограничением в моделях

служит непродолжительность подобных измерений, не превышаю-

щих, как правило, нескольких десятков лет. Таким образом, наши

знания о составе атмосферы строятся исходя лишь из данных, по-

лученных в индустриальное время.

Химические соединения сохраняются в неизменном виде в хо-

лодных ледниках и служат уникальными источниками информа-

ции для реконструкции химического состава атмосферы (Legrand,

Mayewski, 1997). Важные результаты были получены при исследо-

вании ледниковых кернов горных ледников, расположенных в не-

посредственной близости от индустриальных районов Евразии,

включая Европейские Альпы (Preunkert, Legrand, 2013; Schwikowski

et al., 2004), Алтай (Eichler et al., 2009; 2012; Olivier et al., 2006)

и Камчатку (Kawamura et al., 2012). Для оценки загрязнения атмос-

феры в процессе индустриального развития в странах Западной

Европы были исследованы керны с ледников Монблана (Preunkert,

2000, Монте-Розы (Schwikowski, 2006; Wagenbach et al., 2012)

272 273

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы

носа пыли, а также фоновые концентрации существенно меня-

лись в прошлом. Начиная со второй половины XX в. концентрация

пыли на ледниках Эльбруса увеличилась. В связи с этим мы попы-

тались оценить, какое влияние это оказало на изменчивость кон-

центрации SO4

2– в керне. Оценить количественно такое влияние

довольно трудно, т. к. количество сульфата в составе щелочного ма-

териала во время транспортировки в атмосфере непостоянно и ме-

няется от события к событию. Так, в работе, базирующейся на ана-

лизе материала, собранного из атмосферы во время пыльных бурь

в Восточном Средиземноморье, показано, что в случае поступле-

ния минеральных частиц напрямую из Сахары соотношение суль-

фата к кальцию (SO4

2–/Ca2+) составляет 0,25. Тогда как в случае

прохождения облака пыли через промышленные районы на Балка-

нах и в Турции это соотношение составляло 1,15 (Koçak et al., 2012).

В связи с этим вводить поправку в концентрацию SO4

2– для каж-

дого образца некорректно. Вместо этого мы исключили из анализа

тренда сульфата образцы, соответствующие горизонтам значитель-

ных событий переноса пыли.

На рис. 3.5.1 видно, что влияние переноса пыли на общий тренд

сульфата в зимнее время незначительно (<10 ppb). В летнее время

до 1850 г. различий между трендами не наблюдается, и до 1920-х гг.

влияние пыли остается несущественным, а затем к 1950–1960-м гг.

более частые события переноса минеральных частиц приводят

к дополнительному росту концентрации SO4

2– вплоть до 100 ppb.

В дополнение к росту частоты событий переноса, фоновая кон-

центрация кальция в атмосфере и, соответственно, в летних гори-

зонтах в керне Эльбруса также увеличилась с 68 до 194 ppb после

1960 г. Чтобы учесть возможный эффект и выделить тренд измене-

ния SO4

2– в зависимости от антропогенной эмиссии SO2, было ис-

следовано соотношение сульфата и кальция в отдельных образцах

в доиндустриальное время (1774–1900 гг.). Корреляция составляет

r2 = 0,32 при линейной зависимости, близкой к 1. Однако использо-

вание такого соотношения приведет к завышению оценки сульфата

в составе пыли. Многие образцы содержат больше SO4

2–, чем можно

ожидать в случае поступления чистого гипса (CaSO4), что, по-ви-

димому, объясняется присутствием в атмосфере сульфата аммония

го баланса анионов и катионов (Preukert et al., 2019). Если кис-

лотность образца была ниже, чем 25 %, квартиль сплайна общей

кислотности, а концентрация кальция превышала 120 ppb, счита-

лось, что горизонты образовались под влиянием значительных со-

бытий переноса пыли. Было выделено 616 образцов в летнее время

(из 2524) и 67 зимних (из 1150). Так как частота подобных эпи-

зодов менялась в прошлом (Kutuzov et al., 2019b), мы исследовали

их влияние на химический состав льда. При значительных собы-

тиях увеличение концентрации кальция сопровождается увеличе-

нием щелочности в 7,4 раза по сравнению с образцами без пыли.

Наряду с кальцием наблюдается также повышенная концентрация

(примерно в восемь раз больше) хлорида, натрия, калия, магния,

в то время как содержание аммония, нитрата, сульфата и карбокси-

лата увеличивается, как правило, в два раза. Очевидно, что эффект

влияния естественного переноса пыли и частоты подобных собы-

тий должен быть рассмотрен при анализе долгопериодных трендов

в химическом составе кернов Эльбруса.

Некоторые слои льда на Эльбрусе содержат следы крупных

извержений вулканов. Слои 1911–1913 гг., по-видимому, соответ-

ствуют извержению вулкана Катмай 1912 г., а слои 1836 и 1837 гг.

можно отнести к извержению Косигуина (Никарагуа) 1835 г. До-

полнительно существуют слои, где пики кислотности и концентра-

ции сульфата выражены не столь явно, однако есть вероятность,

что они также были сформированы под влиянием вулканической

активности. Так, повышенное содержание сульфата в 1854 г. мо-

жет быть свидетельством извержения вулкана Шивелуч, однако

качество образца не позволяет говорить об этом с уверенностью.

Также, возможно, присутствуют следы извержения вулкана Кото-

пахи 1877/78 г. В дальнейшем при рассмотрении всей записи суль-

фата в связи с эмиссией диоксида серы все образцы с потенциаль-

ным воздействием вулканической активности были исключены.

Для исключения эффектов межгодовой изменчивости на долгопе-

риодные тренды мы использовали первую компоненту сингуляр-

ного спектрального анализа (SSA), период 5 лет.

Как было отмечено в предыдущем разделе, посвященном ана-

лизу содержания пыли в керне Эльбруса, частота событий пере-

274 275

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы

Было проведено сравнение долгопериодных трендов концен-

трации SO4

2– в керне Эльбруса с другими записями, полученными

в Альпах (два керна Коль дю Дом (CDD, CDK), Монблан) и на Ал-

тае (Белуха). Выявлены три главных различия в ходе концентра-

ции сульфата между тремя регионами: в Европейских Альпах, в от-

личие от Эльбруса и Белухи, антропогенное загрязнение заметно

уже начиная с 1910–1930-х гг.; период максимальной концентра-

ции на Монблане отмечается в 1970–1980-х гг., тогда как на Кавка-

зе он смещен на более позднее время (примерно на 10 лет); в керне

Эльбруса снижение концентрации в последние десятилетия менее

выражено, чем в кернах Монблана и Белухи (рис. 3.5.2).

Первые сведения о содержании основных ионов (SO4

2–, NO3

–,

Na+, K+, NH4

+) на Эльбрусе были получены в результате анализа

керна (17 м) в западной части ледника Большой Азау на высоте

4150 м (Рототаева и др., 1998). Выявлено, что инфильтрация та-

лых вод приводит к миграции и перераспределению химических

соединений в толще ледника, а пики концентраций ионов приу-

рочены к прослоям инфильтрационного льда. Сравнение средней

концентрации в снеге на леднике Большой Азау с данными, по-

лученными в результате анализа свежевыпавшего снега в Альпах,

показало 4–5-кратное превышение сульфатов и нитратов в аль-

пийском снеге, что было объяснено близостью Альп, в отличие

от Эльбруса, к промышленным районам (Рототаева и др., 1998).

Эти выводы не подтверждаются нашими данными, полученными

при анализе керна из области Эльбруса, не охваченной таянием.

Сравнение профилей концентрации SO4

2– на Монблане и Эльбру-

се, напротив, показывает, что не только общий ход, но и абсолют-

ные значения и сезонная изменчивость очень близки (рис. 3.5.2).

Интересно, что предполагаемое влияние местного источника суль-

фатов (вулканические горные породы, выходы серы, выбросы га-

зов), описанное в (Рототаева и др., 1998), нами не обнаружено.

Сезонный ход концентрации SO4

2– на Эльбрусе не нарушается,

долгопериодные тренды соответствуют эмиссии антропогенно-

го диоксида серы, а уровни концентрации схожи со значениями

в других районах. Возможно, отдельные пики концентрации мо-

гут быть обусловлены активизацией фумарольной деятельности,

((NH4)2SO4) или серной кислоты (H2SO4). Для поправки профи-

ля сульфата в зависимости от фоновой концентрации пыли мы ис-

пользовали соотношение 0,63. Как видно из рис. 3.5.1, полученные

концентрации в доиндустриальное время составили 70 и 40 ppb для

летнего и зимнего сезона соответственно. Концентрация оставалась

на уровне доиндустриального периода вплоть до 1910– 1920-х гг.

(81 и 47 ppb). После 1920 г. концентрация SO4

2– увеличивалась

в среднем на 5 ppb в год в теплый период и на 1 ppb зимой. Рост

концентрации ускорился между 1950 и 1975 гг. (10 ppb в год ле-

том и 5 ppb зимой) вплоть до достижения максимума 530 ppb летом

(255 ppb зимой) в 1980-х гг. После 1990 г. концентрация SO4

2– сни-

зилась до 390 ppb (154 ppb) к первому десятилетию XXI в.

Рис. 3.5.1. Тренды концентрации SO4

2- в слоях теплого (весна, лето,

осень) и холодного (зима) сезонов с 1774 по 2010 г. (первая компонента

сингулярного спектрального анализа SSA, 5 лет). Черная кривая —

первичные данные, пунктирные линии — значения, рассчитанные после

исключения образцов с влиянием переноса пыли (SO4red), красные

и голубые кривые — концентрация SO4

2- после поправки на изменение

фоновой концентрации пыли

276 277

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы

но для подтверждения этого предположения необходимо провести

детальное исследование микроэлементного состава воздуха и сне-

га как в точке бурения, так и в областях проявления фумарольной

активности на Эльбрусе.

По данным каталога эмиссий SO2 (Smith et al., 2011) были по-

строены ряды для стран, расположенных ближе к Эльбрусу, — Рос-

сии, Грузии, Азербайджана, Сирии, Ирака, Турции, Ирана, Украины

и Болгарии (рис. 3.5.3). В этих странах эмиссия диоксида серы уве-

личилась после 1930-х гг. и достигла максимума в конце 1980-х гг.

Рис. 3.5.2. Профили концентрации сульфата (годовые значения — черный,

зимние — синий, летние — красный) на a) Монблане (CDD), b) Эльбрусе

(ELB) и c) Белухи (BEL)

Рис. 3.5.3. Эмиссия SO2 (1850–2005 гг.) в различных регионах:

а) Восточная Европа, Закавказье и Ближний Восток;

б) Западная Европа

278

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 5. Реконструкция эмиссии диоксида серы

трация сульфата в 2005 г. все еще сохранялась на высоком уровне

(380 ppb) и превосходила значения 1950-х гг. (227 ppb). Мы попы-

тались определить основные причины и факторы хода концентра-

ции сульфата в керне Эльбруса в последние десятилетия. Анализ

обратных траекторий движения элементарных ячеек воздуха по-

казал, что в летнее время воздушные массы поступают на Эльбрус

из районов Закавказья, Сирии, Ирака, Турции и юга России, а так-

же Северного Ирана. Действительно, если суммировать эмиссии

этих стран, то результирующая кривая соответствует ходу концен-

трации SO4

2– в керне Эльбруса (рис. 3.5.4). Таким образом, можно

заключить, что концентрация антропогенных элементов и соедине-

ний в ледниках Эльбруса в первую очередь отражает историю раз-

вития промышленности и загрязнения атмосферы в странах Вос-

точной Европы, юга России, Закавказья и Ближнего Востока.

или позднее (Турция, Иран). Ход эмиссии отличается от ситуации

вокруг Монблана. В Западной Европе (Франция, Италия, Испания,

Швейцария и Германия) к 1930-м гг. уровень выбросов был уже

значителен, в основном за счет промышленного производства в Гер-

мании и Франции, и достиг максимума в 1970-х и 1980-х гг.

На Монблане основное влияние на концентрацию SO4

2– оказы-

вают эмиссии с территории Франции, Германии, Италии и Испа-

нии (Fagerli et al., 2007). В соответствии с историей эмиссии стран

Западной Европы в кернах Монблана наблюдается существен-

ное уменьшение концентрации сульфата в последние десятиле-

тия. Концентрация SO4

2– в керне CDD в 2005 г. составила 316 ppb,

что близко к уровню 1950 г. (296 ppb). На Эльбрусе же концен-

Рис. 3.5.4. Сравнение концентрации сульфата в кернах Монблана

и Эльбруса с эмиссией диоксида серы стран, которые потенциально могут

служить источником антропогенного загрязнения ледников. Пунктирная

линия соответствует доиндустриальному времени. Эмиссии SO2 Франции,

Италии, Испании, Швейцарии и Германии (с коэффициентом 0,5).

Турция, Грузия, Азербайджан, Россия (0,5), Украина (0,25), Болгария

(0,25) и Иран (0,25)

281

Глава 6. Температурный режим ледников

280

профиля отражает изменения, происходящие на поверхности. Тем-

пература здесь меняется от –17 до –12 °C и отражает сезонные из-

менения термического режима.

Изменения температуры почти прямолинейны от глубины

100 м до ложа ледника и свидетельствуют о стабильном режиме

теплообмена. Тепловой поток 0,34 Вт/м2 на дне ледника был рас-

считан из измеренного градиента температуры и коэффициента те-

плопроводности льда (2,25 Вт/м2). Это значение в 4–5 раз выше,

чем средняя плотность теплового потока для поверхности Земли,

Глава 6

Температурный режим ледников

В. Н. Михаленко, Г. А. Черняков, С. А. Тюфлин,

О. В. Нагорнов, П. А. Торопов

Фактические данные о температуре льда

О температурном режиме ледников Эльбруса известно немно-

го. Основные измерения проводились на ледниках Гарабаши и Ма-

лый Азау при масс-балансовых наблюдениях. Они охватывали

самую верхнюю часть снежной толщи, которая в летнее время про-

мачивается талыми водами и прогревается до 0 °C. Измерения тем-

пературы в скважине, пробуренной в нижней части области пита-

ния ледника Гарабаши (Загороднов и др., 1992), показали, что вся

толща льда находится при 0 °C. По-видимому, все области абляции

ледников Эльбруса являются изотермическими. Немногочислен-

ные измерения в пределах холодной фирновой зоны проводились

в скважинах, глубина которых не выходила за пределы деятельного

слоя (Михаленко, 2008).

Впервые полный температурный профиль ледника от поверх-

ности до ложа в верхней части области аккумуляции Эльбруса был

измерен на Западном плато (рис. 3.6.1) в скважине, пробуренной

в 2009 г. Значения температуры варьируют от –17 °C на глубине

10 м до –2,4 °C на ложе ледника на глубине 181,8 м.

Температурный профиль можно разделись ни три части в за-

висимости от величины температурного градиента: от поверхности

до глубины 10 м, от 10 до 100 м и от 100 м до ложа. Верхняя часть

Рис. 3.6.1. Измеренные температурные профили на Западном плато

Эльбруса: зеленые треугольники показывают результаты измерений

в 22-метровой скважине в 2004 г.; синие точки — измерения в 181,8-метровой

скважине в 2009 г.; красные точки — в 20-метровой скважине, пробуренной

в 2013 г.

282 283

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

Существующие для высокогорья Кавказа реконструкции тем-

пературы воздуха, прежде всего, основаны на дендрохронологи-

ческих данных (Долгова, Соломина, 2010) и результатах лимноло-

гических исследований (Соломина и др., 2013). В первом случае

можно восстановить только летние температуры; во втором, в силу

невысокой скорости осадконакопления в озерах, временное разре-

шение получаемых данных остается крайне низким. Мы представ-

ляем независимую историю температуры поверхности высокогор-

ного ледника в массиве Эльбруса, полученную с использованием

геотермического метода, основанного на интерпретации результа-

тов измерений температуры в скважинах.

Колебания температуры земной поверхности проника-

ют в глубь Земли в виде тепловых волн с затухающей амплиту-

дой (Carslaw, Jaeger, 1959; Нагорнов и др., 2008). При этом корот-

копериодные изменения температуры на поверхности затухают

на сравнительно небольшой глубине, тогда как ее долгопериод-

ные вариации проникают в глубь ледника и изменяют температур-

ный профиль. Таким образом, наблюдаемое в ледниковой скважи-

не распределение температурных возмущений отражает вариации

температуры на поверхности в прошлом. Очевидно, что более глу-

бокие скважины дают возможность выполнять наиболее длитель-

ные реконструкции прошедших температурных изменений. Ис-

пользуемая в данном исследовании скважина глубиной 181,8 м

позволяет провести реконструкцию в пределах столетнего проме-

жутка времени.

Восстановление колебаний температуры поверхности ледника

в прошлом по результатам измерений в скважине сводится к зада-

че определения краевого условия для уравнения теплопроводности

с учетом вертикальной адвекции годовых слоев в леднике. Данная

задача относится к классу некорректных обратных задач матема-

тической физики. В настоящей работе для решения обратной зада-

чи используется метод регуляризации Тихонова, позволяющий на-

ходить решение, устойчивое по отношению к малым возмущениям

входных данных (Тихонов, Арсенин, 1986).

и выше, чем среднее значение для Центрального Кавказа, что мо-

жет быть связано с тепловым магматическим очагом вулкана Эль-

брус (Лиходеев, Михаленко, 2012). На рис. 3.6.1 также показан про-

филь температуры, измеренный в 19-метровой скважине в 2013 г.,

и температурные данные, полученные в 2004 г. после 22-метровой

глубины бурения ледяного керна на Западном плато (Михаленко

и др., 2005). Хорошее совпадение между записями свидетельствует

о стабильном температурном режиме на Западном плато Эльбруса

в течение последнего десятилетия.

Использование высотного градиента температуры (Торопов

и др., 2016) позволило рассчитать среднегодовую температуру воз-

духа в точке бурения, которая составила примерно –19 °C. Это зна-

чение близко к среднегодовой температуре воздуха –19,4 °C, рас-

считанной с использованием общей связи температуры воздуха

с температурой льда в подошве деятельного слоя (Zagorodnov et al.,

2006), и лишь незначительно отличается от измеренной величины

на глубине 10 м.

Измеренный температурный профиль показывает, что дон-

ное таяние может происходить из-за давления льда в самой глу-

бокой части ледника. Потенциальное донное таяние было оце-

нено с использованием математической модели термического

режима (Salamatin et al., 2001). Результаты моделирования де-

монстрируют, что таяние базального слоя происходит при тол-

щине льда более 220 м, но что его значение не превышает 10 мм

в. э. в год.

Реконструкция температуры деятельного слоя ледника

на Западном плато Эльбруса за 1930–2008 гг.

Динамика температуры на глубине основания деятельного слоя

ледника (около 10–15 м) хорошо отражает длительные изменения

приземной среднегодовой температуры воздуха, поскольку дея-

тельный слой поглощает более высокочастотные — сезонные и су-

точные — колебания температуры на поверхности (Zagorodnov et

al., 2006).

284 285

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

В качестве начального профиля температуры U(z) возьмем ста-

ционарный профиль, т. е. решение следующей краевой задачи:

dz kzdU

dz zczwzdU

dz H

()









−

()() ()

=<<

()

r00

(()

=− q

kH()

(3.2)

Если известен стационарный профиль температуры U(z), то ре-

шение прямой задачи (3.1) сводится к поиску остаточного темпе-

ратурного профиля V(z, t) = T(z, t) – U(z) на основе следующей на-

чально-краевой задачи:

rrzczV

kz V

zzczwzV

zzH

()()

()









−

()() ()

<< <

¶,,00t

ttt

zHt tt

≤

()

≤≤

()

=≤≤

()

=≤

;

,,;

,, ;

000

zzH≤.

(3.3)

Обратная задача реконструкции температурных изменений

μ(t) также может быть сформулирована в терминах остаточного

температурного профиля qczzUz

()

−

()

, где cz

()

— профиль

температуры в скважине, измеренный в момент tf . Математическая

постановка обратной задачи включает в себя уравнения (3.3), до-

полненные условием переопределения:

()

≤≤q0. (3.4)

Для решения обратной задачи (3.3) — (3.4) воспользуемся мето-

дом регуляризации Тихонова (Нагорнов и др., 2001; Коновалов и др.,

2001). Метод заключается в нахождении функции μ(t), минимизи-

рующей сглаживающий функционал, который состоит из двух сла-

гаемых — невязки и стабилизатора (Тихонов, Арсенин, 1986):

Материалы и методы

Метод реконструкции температуры

поверхности ледника

Процесс распространения тепла в пределах ледниковой сква-

жины может быть описан с помощью одномерного уравнения те-

плопроводности с учетом адвекции годовых слоев в леднике

(MacAyeal et al., 1991). Направим координатную ось z вдоль сква-

жины от поверхности ледника к его основанию; начало координат

совместим с поверхностью ледника. Здесь и далее под температу-

рой поверхности подразумевается температура на глубине основа-

ния деятельного слоя (10 м). Таким образом, глубине 10 м соответ-

ствует координата z = 0.

Геотермический поток и профиль скорости адвекции будем

считать стационарными. Тогда распределение температуры T(z, t)

в толще ледника на отрезке времени [0, tf] может быть получено

в результате решения следующей задачи:

rrzczT

kz T

zzczwzT

zzH

()()

()









−

()() ()

<< <

¶,,

≤;

TtUt

;

()

≤≤m

(3.1)

zHt q

,()

()

=− ≤≤0

Tz Uz

,,.

()

≤≤

Здесь H — глубина скважины, ρ(z) — плотность фирново-

ледяной толщи, c(z) — удельная теплоемкость, k(z) — коэффици-

ент теплопроводности, w(z) — скорость вертикальной адвекции,

U0 — начальная температура на поверхности ледника, μ(t) — от-

клонение температуры на поверхности от начального значения

(μ(0) = 0), q — геотермический поток, U(z) — начальный профиль

температуры.

286 287

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

aa WzRt zdza

nnn

+=−

() ()

{}

−

()











∫

¶

Ω,

=−

() ()

{}

−

()











∫

aWzR tzdz a

¶

Ω,

==−

() ()

{}

−

()











∫

bWzR tzdz b

¶

Ω.

(3.7)

Здесь gn>0 — градиентный шаг;

()

— ре-

шения задачи (3.3) в момент времени tf с граничными условиями

на поверхности mt

()

, mp

tTt

()

=









2 mp

tTt

()

=









sin 2 соот-

ветственно; ΩΩ

()







m; l = 1, 2, ..., L.

Реконструкция температуры поверхности ледника

На основании возраста отдельных горизонтов и их толщины

была рассчитана вертикальная скорость погружения слоев в лед-

нике. Значения скорости, вычисленные непосредственно по тол-

щинам годовых слоев, претерпевают скачкообразные изменения

и без сглаживания непригодны для выполнения температурной ре-

конструкции. На основе имеющейся датировки керна была постро-

ена аппроксимация зависимости возраста от глубины (рис. 3.6.2, а).

Погрешность аппроксимации составила не более 1,5 %. По аппрок-

симационной зависимости была найдена скорость вертикальной

адвекции годовых слоев в леднике (рис. 3.6.2, б).

На основе вышеизложенной методики нами была выполнена

реконструкция температуры на глубине основания деятельного

слоя ледника на Западном плато Эльбруса по измеренному в сква-

жине температурному профилю (рис. 3.6.3) с учетом новых данных

об адвекции. Данные о физических параметрах среды (плотность,

теплоемкость, коэффициент теплопроводности) были определены

ранее (Михаленко и др., 2011).

Ym mq amtRtzdz t

()





=

()

{}

−

()







∫

() Ω, (3.5)

где



— оператор, соответствующий задаче (3.3), т. е. VztRt

()

{}



α — параметр регуляризации, согласованный с точностью входных

данных. Функционал Ω называется стабилизирующим, или стаби-

лизатором:

Ωmm

dt dt

()





=









∫∑

где r — порядок стабилизатора;

≥>00,

— коэффициенты ста-

билизатора.

Минимизация сглаживающего функционала (3.5) может быть

реализована с помощью градиентного метода и представляет со-

бой итерационную процедуру (Нагорнов и др., 2001; Коновалов

и др., 2001). Итерационная процедура выполняется до тех пор, пока

не будет достигнут минимум функционала (3.5) с заданной точно-

стью. Функция μ(t), соответствующая минимуму этого функцио-

нала, считается оптимальным решением обратной задачи.

Представим температуру поверхности ледника на n-м шаге ите-

рационной процедуры в следующем виде:

taaTtb Tt

()

=+ 







+









∑

in . (3.6)

На первом шаге произвольно задаются начальные значения ко-

эффициентов (, ,,,,

aa ab b

……

. Периоды гармоник Tl также

могут быть произвольными, однако для повышения точности ре-

конструкции их следует выбирать так, чтобы они отражали перио-

дичность, характерную для температурных изменений в исследуе-

мом регионе. Эта периодичность может быть выявлена с помощью

частотного анализа дополнительных косвенных источников ин-

формации об изменениях климата (см. ниже). При использова-

нии градиентного метода коэффициенты на n+1 шаге вычисляются

по формулам (Нагорнов и др., 2008):

288 289

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

В большинстве ледников профили температуры у основания

соответствуют стационарным граничным условиям на поверхно-

сти и у ложа — задача (3.2), что позволяет вычислить значения

начальной температуры на поверхности U0 и геотермического по-

тока q. Для этого задача (3.2) решается численно с неопределенны-

ми параметрами U0 и q, после чего эти параметры определяются

на основе метода наименьших квадратов из условия близости ста-

ционарного и измеренного профилей температуры в нижней час-

ти скважины. Так, было найдено начальное значение температуры

на глубине основания деятельного слоя ледника U0 = –15,3°C, а ве-

личина геотермического потока на нижней границе ледника оказа-

лась равной | q | = 0,3 Вт/м2.

Решая задачу (3.2) с уже известными значениями U0 и q, на-

ходим стационарный температурный профиль (рис. 3.6.3). Далее

решаем обратную задачу (3.3) — (3.4). При отсутствии дополни-

тельных априорных данных о климатических изменениях вблизи

ледника в прошлом можно восстановить температуру поверхности

методом регуляризации по Тихонову (Тихонов, Арсенин, 1986), ис-

пользуя представление температуры (3.6) в виде суммы гармоник

Фурье с неопределенными коэффициентами. Результат такой ре-

конструкции представлен на рис. 3.6.5, а (2). В этой реконструкции

высокочастотные колебания сильно сглаживаются и можно уви-

деть лишь средний тренд температуры в прошлом.

Если же имеется априорная информация о прошлых климати-

ческих изменениях в районе ледника, то возможно выполнить бо-

лее точную реконструкцию. В этом случае решаем обратную задачу

(3.3) — (3.4), используя в формуле (3.6) специально подобранные

периоды гармоник Tl, которые возьмем из дополнительного кос-

венного источника информации об изменениях климата в дан-

ном регионе — из хронологии древесных колец (Dolgova, 2016)

(рис. 3.6.4, а). В обоих случаях неопределенные коэффициенты

aa ab b

01 1

,,,, ,,

……

()

вычисляются в ходе итерационной про-

цедуры по формулам (3.7) при уже заданных периодах гармоник.

Подобный подход, использующий дополнительные данные

по косвенным индикаторам изменений климата с высоким раз-

решением по времени, может повысить точность проводимой

Рис. 3.6.2. Вертикальная адвекция: а — возраст фирново-ледяной толщи;

б — скорость адвекции

Рис. 3.6.3. Профили температуры в скважине: 1 — измеренный,

2 — стационарный, 3 — вычисленный на основе восстановленной

температуры

290 291

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

реконструкции и обеспечить уменьшение невязки между вычис-

ленным и измеренным профилем температуры в скважине.

Для выявления характерных временных периодов, присутству-

ющих в дендрохронологических данных, был применен вейвлет-

анализ (Daubechies, 1992; Нагорнов и др., 2010). В данной работе в ка-

честве анализирующего вейвлета был использован вейвлет Морле.

Результаты вейвлет-преобразования для хронологии древесных ко-

лец можно увидеть на рис. 3.6.4, б, в — это спектр коэффициентов

вейвлет-преобразования и глобальный спектр энергии. Также на ри-

сунке обозначен треугольник достоверности, вне которого значения

коэффициентов вейвлет-преобразования вычисляются с погрешно-

стями, т. к. около границ невозможно использовать всю длину ана-

лизирующего вейвлета. Из вейвлет-преобразования видно, что для

Рис. 3.6.4. Анализ древесно-кольцевых данных. Хронология годичного

прироста древесины сосны на Центральном Кавказе (а); спектр коэффи-

циентов вейвлет-преобразования (б); глобальный спектр энергии (в)

Рис. 3.6.5. Динамика температуры по различным данным: реконструкция

температуры основания деятельного слоя ледника на Западном

плато Эльбруса за период 1930–2008 гг. (а), где 1 — с учетом

дендрохронологических данных, 2 — только на основе скважинной

термометрии и анализа керна; средняя годовая температура воздуха

над Западным плато Эльбруса на высоте 500 мб поверхности

по данным реанализа NCEP/NCAR (б); на метеостанции Терскол (в);

на метеостанции Теберда (г). Звездочками показаны измеренные

температуры в подошве деятельного слоя ледовой толщи на Западном

плато Эльбруса

292 293

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 6. Температурный режим ледников

достаточно близки, что свидетельствует об адекватном воспроиз-

ведении моделью термического режима региона.

Расчетные результаты реконструкции температуры в подошве

деятельного слоя ледника представляют собой сильно сглаженные

величины, поэтому для сравнения было использовано сглаживание

с помощью полинома третьей степени средней годовой температу-

ры по данным реанализа.

Нормированный коэффициент корреляции между этими ряда-

ми данных составил 0,76 и, согласно критерию Стьюдента, явля-

ется статистически значимой величиной на 5-процентном уровне

значимости. Значение коэффициента нормированной корреляции

между результатами реконструкции и полиномиально сглажен-

ной среднегодовой температурой воздуха на метеостанции Тер-

скол, расположенной в непосредственной близости от Эльбруса

(рис. 3.6.5, в), оказалось равным 0,53 и также является значимым

на уровне 0,05. Сравнение реконструкции с данными метеостанции

Теберда (рис. 3.6.5, г), обладающей самым длинным рядом наблю-

дений (1926–2010 гг.) среди высокогорных метеостанций на Се-

верном Кавказе, не показало значимой корреляции.

Проведенный анализ показал, что соответствие между метеоро-

логическими данными и результатами реконструкции проявляется

только на масштабах климатической изменчивости (т. е. в случае сгла-

живания рядов среднегодовой температуры воздуха). Причиной это-

го служит нелинейность связи между приземной температурой воз-

духа и температурой подошвы деятельного слоя ледника. Последняя

зависит от результирующего потока тепла в глубь снежно- фирновой

толщи и подчиняется законам Фурье (сглаживание межгодовой из-

менчивости, запаздывание максимумов и т. д.). Таким образом, вы-

сокочастотная межгодовая изменчивость температуры приземного

воздуха не проявилась в результатах реконструкции, в то время как

общие климатические тенденции (потепление 1940-х гг., сменившее-

ся похолоданием 1960–1990-х гг., затем потепление на рубеже веков)

в общих чертах прослеживаются достаточно хорошо.

Современное потепление на уровне Западного плато Эльбруса

по данным реанализа проявляется относительно слабо — в виде ста-

тистически незначимой положительной аномалии в 2000–2010 гг.

хронологии древесных колец характерны периоды ~264, ~165, ~78,

~41, ~27 и ~19 лет. Отметим, что схожие периоды наблюдаются

на ближайших метеостанциях. Так, вейвлет-анализ среднегодовой

температуры метеостанции Теберда показывает наличие там пери-

одов ~38 лет и ~21 год. В данных среднегодовой температуры метео-

станции в Пятигорске наблюдается период ~18 лет, также возможен

период ~44 года. К сожалению, из-за относительно недавнего нача-

ла систематических измерений температуры на метеостанциях, выя-

вить периоды более 50 лет не представляется возможным.

Реконструкция, полученная путем решения обратной задачи

(3.3) — (3.4) с использованием указанных периодов, представле-

на на рис. 3.6.5, а (1). В этом случае невязка оказалась на порядок

меньшей по сравнению с реконструкцией методом Тихонова без

привлечения дендрохронологических данных, что свидетельству-

ет о правомерности использования такого подхода. Вычисленный

на основе этой реконструкции профиль температуры в скважине

изображен на рис. 3.6.3.

Реконструкция температуры основания деятельного слоя лед-

ника на Западном плато Эльбруса была выполнена для высоты

5100 м, т. е. высоты средней тропосферы, чему соответствует тем-

пература воздуха на уровне 500 мб поверхности. Из-за большой

удаленности (более 100 км) ближайшей точки аэрологического

зондирования атмосферы в Минеральных Водах результаты ре-

конструкции были сопоставлены с данными реанализа NCEP/

NCAR. Этот реанализ весьма корректно описывает температурный

режим свободной атмосферы над Центральным Кавказом (Торопов

и др., 2016).

Восстановленная температура основания деятельного слоя

ледника на Западном плато в целом соответствует общему трен-

ду климатических изменений в высокогорье Кавказа (рис. 3.3.5).

На рис. 3.6.5, б представлены средние годовые значения реанали-

за температуры воздуха, приведенные с уровня 500 мб поверхно-

сти к уровню Западного плато по градиенту стандартной атмосфе-

ры (–0,65 °C / 100 м) (Торопов и др., 2016). Как видно из рис. 3.6.5,

а и б, абсолютные значения и диапазон изменчивости среднегодо-

вой температуры воздуха и основания деятельного слоя ледника

295

Часть III. «Память» ледников Эльбруса

Глава 7

Фумарольное поле на Восточной вершине

Эльбруса

В. Н. Михаленко, А. А. Абрамов, Л. В. Гагарина, Г. Я. Дорошина,

С. С. Кутузов, И. И. Лаврентьев, А. Д. Потемкин

Современные геологические и геофизические исследования

(Богатиков и др., 1998; Лаверов и др., 2005; Собисевич и др., 2004;

Уломов и др., 2007) указывают, что крупнейшие вулканы Кавка-

за — Эльбрус и Казбек — не утратили своей активности, а находят-

ся в пассивной фазе. Образование кальдеры Эльбруса произошло

около 800 тыс. лет т. н., а затем периоды активной вулканической

деятельности чередовались с затишьями продолжительностью

до 50 тыс. лет. В это время происходили отдельные извержения,

в результате чего магматический очаг продолжал оставаться в го-

рячем состоянии (Богатиков и др., 2003; Гурбанов и др., 2005; Лаве-

ров и др., 2005; Короновский и др., 2015). В голоцене интенсивность

вулканической деятельности Эльбруса усилилась, что привело

к формированию Восточной вершины. Последнее сильное извер-

жение Эльбруса происходило в I–II вв., а менее интенсивное около

900 лет т. н. (Богатиков и др., 1998).

О современной вулканической активности Эльбруса кос-

венно свидетельствует наличие фумарольных полей на скло-

нах Восточной вершины и теплых минеральных источников

вокруг вулкана. Магматические камеры Эльбруса расположе-

ны на глубине 0–7 км ниже уровня моря (Собисевич и др., 2004;

(рис. 3.6.5, б), сменившейся довольно глубоким похолоданием

к 2014 г. Это несоответствие хорошо сочетается с общими представ-

лениями о современном потеплении климата, которые сводятся

к антропогенному форсингу — прежде всего, к влиянию парниковых

газов. Парниковый эффект проявляется в основном в нижней тро-

посфере. В более высоких слоях атмосферы температурные тренды

менее значимы, что подтверждается данными аэрологического зон-

дирования (Sherwood et al., 2008). С другой стороны, существуют ис-

следования, в которых показано, что в горных районах по мере роста

высоты над уровнем моря эффект современного потепления усили-

вается (Pepin et al., 2015). Однако, как показали оценки, выполнен-

ные в (Toropov et al., 2019) на основе натурных данных и результатов

моделирования, в высокогорных районах Кавказа потепление про-

явилось не так интенсивно, как на прилегающих равнинах. В этом

смысле результаты реконструкции температуры подошвы деятель-

ного слоя ледника на Западном плато соответствуют среднему мно-

голетнему тренду годовой температуры воздуха, который пока ста-

тистически значимо не выражен, а имеет место лишь интенсивное

потепление в летний сезон (Toropov et al., 2019).

Природу понижения температуры подошвы деятельного слоя

ледника в 2000-х гг. объяснить достаточно сложно. В качестве ги-

потезы можно предложить реакцию температуры основания де-

ятельного слоя на уменьшение радиационного баланса снежной

поверхности, которое на Западном плато Эльбруса может быть

связано с увеличением теплового излучения поверхности в усло-

виях отрицательного тренда балла облачности (Toropov et al., 2019).

На масштабах годовых значений этот эффект может способство-

вать постепенному охлаждению снежно-фирновой толщи, при этом

не приводя к понижению среднегодовой приземной температу-

ры воздуха. Фактические данные измерения температуры в подо-

шве деятельного слоя (10 м) ледника на Западном плато Эльбруса

в 2004 (–17,0 °C) и в 2009 гг. (–17,3 °C) согласуются с результатами

моделирования (рис. 3.6.5, а).

296 297

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 7. Фумарольное поле на Восточной вершине Эльбруса

В период 2006–2014 гг. положение этой свободной от снега

и льда поверхности не менялось. Периодически на ней формиру-

ется временный снежный покров толщиной до 0,5 м (в 2007 г.), од-

нако в перерывах между снегопадами происходит таяние нижней

поверхности снежной толщи с образованием пустот, перекрытых

сверху уплотненным настом. В 2014 г. на данной площадке, являю-

щейся частью более обширного фумарольного поля, были отобра-

ны образцы грунта с растительным покровом, а также установлены

датчики для непрерывного измерения температуры воздуха и грун-

та в течение года.

Нечаев и др., 2008) и на поверхности представлены в виде устой-

чивых тепловых аномалий (Гурбанов и др., 2011). На основе кос-

венных геолого- геофизических данных были выполнены оценки

накопленного тепла в магматической камере и предпринимались

попытки определения температуры расплава в камере (Масурен-

ков, 1971; Лаврушин и др., 2001; Масуренков и др., 2009). Расчеты,

основанные на анализе распределения температуры в леднике

на Западном плато Эльбруса, показали, что кровля магматиче-

ской камеры разогрета до температуры более 800 °C (Лиходеев,

Михаленко, 2012).

Неглубокое залегание магматической камеры Эльбруса на по-

верхности проявляется в виде тепловых аномалий (Масуренков,

1961; Собисевич и др., 2004). К ним можно отнести фумарольные

поля, где происходит дегазация газонасыщенного расплава, и тер-

мальные площадки, расположенные вблизи кромок кратеров вул-

канов и характеризующиеся повышенной температурой поверх-

ности горных пород. Местоположение этих образований хорошо

известно (Гурбанов и др., 2011).

В 1907 и 1908 гг. при первом геологическом исследовании Эль-

бруса В. В. Дубянским (Дубянский, 1910) был отмечен сильный

запах сернистого газа на западных склонах Восточной вершины

выше седловины. В августе 1961 г. Ю. П. Масуренковым в этом же

месте на границе снежного покрова с грунтом были отобраны об-

разцы газа, содержание сульфатов в которых составило 150 мг/л.

Температура воздуха в этих полостях была +15…+18 °C, тогда как

на поверхности снега она достигала лишь –3… —4 °C. Упругость

водяного пара в отобранных образцах в 2–3 раза превышала плот-

ность насыщенного пара при этой же температуре, что указывает

на резкое охлаждение газа вблизи его выхода на поверхность (Ма-

суренков, Пантелеев, 1962).

В 2006 г. на западной внешней кромке кратера Восточной вер-

шины Эльбруса в точке с координатами 43,349700° N; 42,454000° E

на высоте 5597 м на свободной от снега и льда поверхности разме-

ром 10 × 20 м (рис. 3.7.1) был обнаружен фрагментарный расти-

тельный покров. Поверхность грунта имела положительную тем-

пературу.

Рис. 3.7.1. Фумарольное поле на внешней кромке кратера Восточной

вершины Эльбруса. Видны фрагменты растительного покрова.

Фото В. Н. Михаленко, 2006 г.

298 299

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 7. Фумарольное поле на Восточной вершине Эльбруса

Никакой связи температуры грунта на данной глубине с температу-

рой поверхности и температурой воздуха обнаружено не было.

Измерения температуры воздуха

Для измерения температуры воздуха и подстилающей поверх-

ности был установлен логгер HOBO U 12 производства компании

ONSET, с термисторами TMC-HD (погрешность измерений со-

ставляет 0,25 °C в положительном спектре температур, ±0,5 °C при

–20 °C и ±0,75 °C при –40 °C).

Датчик температуры воздуха был установлен на скальном вы-

ступе на кромке кратера в 200 м от исследуемой термальной пло-

щадки на высоте 2 м от поверхности (43,348990° N; 42,456600° E;

абсолютная высота 5580 м). Также были установлены датчики

на поверхности пород, в скальной трещине и непосредственно под

логгером. Измерения проводились в период 24.06.2013 — 15.07.2015

с интервалом 2 ч. (Abramov et al., 2017).

Датчик температуры воздуха был оборудован радиационной за-

щитой. Большую часть суток он находился на затененном участ-

ке скального выступа, однако в дневные часы его показания могут

быть завышены из-за радиационного нагрева скал.

Результаты измерений температуры воздуха показаны

на рис. 3.7.3. Между значениями температуры воздуха, измеренной

на высоте 2 м от поверхности, и температурой снега на поверхно-

сти наблюдается тесная связь (r2 = 0,90; p < 0,05; y = 0,9761×x-0,78).

За два года наблюдений средняя суточная температура возду-

ха в районе кратера Восточной вершины вулкана Эльбрус все-

гда была отрицательной. Максимум средней суточной темпера-

туры воздуха (–3,0 °C) был отмечен 15 августа 2013 г.; минимум

(–39,5 °C) наблюдался 12 декабря 2013 г. Срочные значения темпе-

ратуры воздуха лишь однажды достигли положительных значений

(+3,0…+7,0 °C) во второй половине дня 14–15 августа 2013 г., что

связано с отдачей тепла от поверхности нагретых скал при безве-

тренной погоде. Температура подстилающей поверхности при этом

всегда оставалась отрицательной. Минимальная срочная темпера-

тура воздуха составила –41,2 °C (12 декабря 2013 г. в 06:00).

Температура грунта

Температура поверхности фумарольного поля, несмотря

на большую абсолютную высоту, в течение года остается положи-

тельной. Это обеспечивает постоянное таяние снежного покрова

и препятствует образованию ледника. Помимо этого, высокая тем-

пература в сочетании с повышенной влажностью способствуют

быстрому выветриванию горных пород, и создаются благоприят-

ные условия для колонизации поверхности живыми организмами,

в том числе мхами и печеночниками.

Для измерения температуры грунта было установлено два лог-

гера iButton Data Loggers — один вблизи поверхности на глуби-

не 5 см, присыпанный лишь тонким слоем мелкозема, второй —

на глубине 40 см от поверхности. Измерения проводились в период

01.07.2013 — 24.06.2014 с интервалом 2 ч. Погрешность измерений

датчиков составляет ±0,5 °C (Abramov et al., 2017).

Результаты измерений температуры грунта на фумарольной

площадке показаны на рис. 3.7.2. За исследованный период времени

температура на поверхности всегда положительна и меняется в диа-

пазоне от +17,0 до +26,5 °C. При этом связь с температурой воздуха

является весьма слабой (r = 0,31–0,36; p < 0,05), что указывает на не-

зависимость температурного режима атмосферы и данной термаль-

ной площадки. На глубине 40 см от поверхности диапазон изменчи-

вости температуры еще меньше и составляет от +25,6 до +27,6 °C.

Рис. 3.7.2. Температура грунта на поверхности

фумарольного поля

300 301

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 7. Фумарольное поле на Восточной вершине Эльбруса

кроскопов ЛОМО МСП-2 и микроскопов МИКМЕД-6 (Potemkin

et al., 2018).

Изучение мхов выполнено Г. Я. Дорошиной, печеночников —

А. Д. Потемкиным. В результате исследования установлено, что

в растительном покрове фумарольного поля доминирует печеноч-

ник Marsupella boeckii, в примеси к которому встречаются два вида

мхов и еще один вид печеночников. Их аннотированный список

приведен ниже.

Печеночники — отдел Marchantiophyta

Marsupella boeckii (Austin) Lindb. ex Kaal. (рис 3.7.5: 15–20). Вид

выявлен в двух образцах, в одном из которых формирует обшир-

ное сплошное покрытие с примесью нижеуказанных мхов. Расте-

ния без спорофитов и гаметангиев. Этот вид характеризуется наи-

большим обилием среди выявленных на обследованной площадке

мохообразных. Морфология M. boeckii достаточно типична. Осо-

бенностью изученных растений является развитие пурпурной пиг-

ментации ризоидов.

Marsupella cf. funckii (F. Weber et D. Mohr) Dumort. (рис 3.7.5:

11–14). Вид выявлен в одном образце вместе с M. boeckii, Pohlia

nutans and Atrichum cf. angustatum. Изученные растения без споро-

фитов и гаметангиев, находятся в угнетенном состоянии.

Мхи — отдел Bryophyta

Atrichum сf. angustatum (Brid.) Bruch et Schimp. (Рис 3.7.4: 3–4;

3.7.5: 1–5). Вид выявлен в пяти образцах, отдельные растения

в количестве 30–40 штук расположены группой среди Marsupella

boeckii, слабо выступая по высоте над уровнем слоя, образованно-

го печеночником. Растения коричневого цвета, величиной до 1 см

длиной, находятся в угнетенном состоянии. Размеры и цвет расте-

ния сильно отличаются от растений данного вида, собранных в оп-

тимальных условиях. Растения намного меньше своих обычных

размеров, листья в нижней части растения мертвые, спорофиты

Растительный покров

В августе 2014 г. на свободной от снега поверхности фума-

рольного поля были собраны образцы биологических объектов

(риc. 3.7.4). Камеральная обработка проведена в лаборатории лихе-

нологии и бриологии Ботанического института им. В. Л. Кома-

рова РАН. Предполагалось, что в подобных условиях могут быть

обнаружены лишайники и мохообразные, известные с максималь-

ных высот в мире 7400 м и 6480 м в Гималаях (Baniya et al., 2010;

Potemkin et al., 2018). Несмотря на то, что на данной термальной

площадке выявлены подходящие для лишайников условия влаж-

ности, освещенности, а также присутствует возможный для засе-

ления субстрат, лишайников обнаружено не было (изучение про-

ведено Л. В. Гагариной). Можно предположить, что лишайники

появятся на данной термальной площадке через 10 и более лет

в связи с тем, что они представляют собой медленнорастущие орга-

низмы и, вероятно, подходящий субстрат существует недостаточно

продолжительное для заселения время.

В результате проведенных исследований выявлено 4 вида мо-

хообразных из двух отделов — Marchantiophyta (печеночники)

и Bryophyta (мхи). Изучение образцов производилось традицион-

ными методами световой микроскопии с применением стереоми-

Рис. 3.7.3. Средняя суточная температура воздуха в кратере вос-

точной вершины Эльбруса в 2013–2015 гг. по данным наблюдений

(синяя линия) и реанализа (оранжевая линия)

302 303

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 7. Фумарольное поле на Восточной вершине Эльбруса

и гаметангии отсутствуют. По этой причине идентификация дан-

ных растений вызвала определенные затруднения.

Pohlia nutans (Hedw.) Lindb. (рис 3.7.5: 6–10). Вид выявлен в че-

тырех образцах. Отдельные стебельки общей численностью поряд-

ка 20 штук расположены вкраплениями рассеянно среди Marsupella

boeckii и локально рядом с Atrichum сf. angustatum. Растения зеле-

ного цвета, величиной до 1см в длину. Габитуально и морфологи-

чески данные образцы сходны с растениями, произрастающими

в оптимальных для вида условиях. Растения без спорофитов и га-

метангиев. Отсутствие спорофитов и гаметангиев является след-

ствием крайне экстремальных условий произрастания.

Обычно выявленные виды мохообразных встречаются на зна-

чительно меньших высотах. Так, Marsupella boeckii известна в За-

падных Альпах на высотах 1900–2400 м (Müller, 1951–1958), в Рос-

сии отмечена от северной тайги до арктических тундр, горной

тайге и горных тундрах (Потемкин, Софронова, 2009). Atrichum

angustatum в целом на Кавказе встречается не часто. Этот вид от-

мечен на высоте 500–800 м в Кавказском заповеднике (Западный

Кавказ) как редкий (Акатова, 2002). В Абхазии собран на высоте

до 100 м (Дорошина, 2015). В Кабардино-Балкарии выявлен со спо-

рофитами на высоте 580 м (Шхагапсоев и др., 2006). Ранее непосред-

ственно на северных склонах горы Эльбруса в 2012 г. нами Atrichum

angustatum обнаружен не был (Дорошина, 2013). Pohlia nutans от-

носится к широко распространенным в России видам и встречает-

ся практически во всех регионах. На Кавказе вид собран на разных

высотах — от равнин до высокогорий. Нередко вид произрастает

вместе с другими видами мхов в смешанных дерновинках.

Появление этих видов мохообразных на вершине Эльбруса

не совсем ясно. Наиболее обильный вид Marsupella boeckii был

впервые нами указан для Кавказа, а остальные виды — достаточ-

но редки на Кавказе (Potemkin et al., 2018). Показательно, что все

выявленные виды имеют мелкие анемохорные споры, от 7–18

до 16–22 мкм в диаметре, что предполагает возможность их за-

броса на вершину Эльбруса сильными ветрами. Нельзя исклю-

чать вероятность заноса спор на обуви альпинистами (Potemkin et

al., 2018).

Рис. 3.7.4. 1 — Восточный кратер Эльбруса; 2, 3 — место сбора мохообразных

на внешней стороне восточного кратера Эльбруса на высоте 5590 м;

4 — Aulacomnium cf. angustatum. Фото В. Н. Михаленко

304 305

Часть III. «Память» ледников Эльбруса Глава 7. Фумарольное поле на Восточной вершине Эльбруса

Заслуживает внимания тот факт, что выявленные на Эль-

брусе на более низких высотах виды мхов на фумарольном поле

обнаружены не были. Так, на высоте 4050 м в окрестностях го-

стиницы «Приют одиннадцати» в сентябре 2019 г. были собра-

ны: Bartramia ithyphylla Brid., Bryum argenteum Hedw., Bryum sp.,

Ceratodon purpureus (Hedw.) Brid., Grimmia sp., Polytrichum piliferum

Hedw., Tortula hoppeana (Schultz.) Ochyra (сборы Д. С. Шильнико-

ва). Из перечисленных видов спорофиты отмечены только у Bryum

sp. и Tortula hoppeana. Последний вид в сентябре имел несколько

зрелых коробочек, что говорит о возможности размножения и рас-

пространения спорами уже на этих высотах. Ceratodon purpureus

массово встречается на северном склоне Эльбруса на высоте около

3500 м выше долины Каменных грибов, урочище Джилы-Су, Ка-

бардино-Балкария.

Выявление описанных выше видов мохообразных на фума-

рольном поле и отсутствие находок распространенных на более

низких высотах видов мохообразных и лишайников ставит вопро-

сы относительно перспективы развития растительного покрова фу-

марольного поля и тенденций его трансформации. Решение этих

вопросов требует проведения мониторинговых наблюдений и сбо-

ров растительного материала с фумарольного поля в дальнейшем.

Наличие тепловых, газовых и гидротермальных образований

как на поверхности Эльбруса, так и под ледниками и на прилега-

ющей территории свидетельствует о продолжающейся вулкани-

ческой активности (Масуренков, Собисевич, 2012). Вследствие вы-

сокого кондуктивного потока тепла мы наблюдаем постоянную

положительную температуру как на поверхности, так и на глубине

40 см на одной из таких термальных площадок вблизи кромки кра-

тера Восточной вершины. Такая температурная аномалия связана,

скорее всего, с наличием фумарольного канала. Помимо повышен-

ной температуры поверхности здесь неоднократно были отмечены

выходы газов и повышенное содержание сульфатов (Дубянский,

1910; Масуренков, Пантелеев, 1962).

Подобные тепловые образования являются типичными для ак-

тивных и спящих вулканов, где геотермический поток в несколь-

ко раз превышает фоновые значения для всего земного шара.

Рис. 3.7.5. Aulacomnium cf. angustatum (1–5), Pohlia nutans (6–10),

Marsupella cf. funckii (11–14), M. boeckii (15–20) с вершины Эльбруса.

1, 8–11, 15, 16 — побеги и участки побегов; 2, 12, 13, 17, 19 — листья;

3, 4 — поперечные срезы листа; 5, 6, 7 — верхние части листьев;

14, 20 — поперечные срезы стебля; 18 — клетки листа. Масштабные

линейки: 1, 8, 10–1 мм, 2–85 мкм, 3–18 мкм, 4, 5, 7–75 мкм, 9–200 мкм,

11, 12–100 мкм, 13–60 мкм, 14, 20–250 мкм, 15, 16–120 мкм.

Все фотографии выполнены А. Д. Потемкиным с образца, собранного

В. Н. Михаленко: 4 VIII 2014, Mikhalenko, LE

307

Часть III. «Память» ледников Эльбруса

Заключение

В заключительном разделе мы попытались обобщить результа-

ты исследований, проводившихся на Эльбрусе с начала 1980-х гг.,

и сравнить их с основными выводами, полученными в конце

1950-х — начале 1960-х гг. Главным результатом нашей работы ста-

ла количественно обоснованная иллюстрация отклика этого при-

родного объекта на современное потепление.

Исследования особенностей метеорологического и гляциокли-

матического режима на Эльбрусе выполнялись в 1957–1963 гг. под

руководством А. П. Волошиной. В результате этих работ был полу-

чен внушительный срез количественной информации о простран-

ственно-временной изменчивости основных метеорологических

величин на высотах 3500–5300 м. Актинометрические и градиент-

ные измерения позволили оценить основные компоненты теплово-

го баланса и их вклад в абляцию, а также градиенты этих величин

вдоль южного склона Эльбруса. В результате появились первые

физически обоснованные выводы об особенностях метеорологиче-

ского режима Эльбруса и понимание структуры теплового балан-

са его ледников в период абляции. Очень важным итогом работ тех

лет были измерения осадков и оценки объемов метелевого перено-

са. Исследования, проведенные нами на Эльбрусе 50–55 лет спу-

стя, с одной стороны, являются продолжением предыдущих работ,

с другой — принципиально новыми. Новизне результатов мы обя-

заны прежде всего автоматическому метеорологическому оборудо-

ванию, которое позволяет получать ряды данных с очень подроб-

ным временным разрешением. Кроме того, к 2020 г. мы располагаем

значительной выборкой данных по окрестным метеорологическим

станциям Росгидромета, которая позволила нам выполнить анализ

климатических особенностей региона, тогда как после завершения

МГГ эти метеостанции только начали работать. Важной особен-

ностью наших исследований стала открывшаяся на рубеже XX–

XXI вв. возможность привлечения данных реанализов, полученных

На Эльбрусе его значение 0,34 Вт/м2 в 4–5 раз выше, чем в среднем

по Земле (0,087 Вт/м2 (Pollack et al., 1993)). Величина геотермиче-

ского потока в ледниковых районах может различаться в несколько

раз. Так, в районах древней континентальной земной коры в Грен-

ландии (Greve, 2005) и Восточной Антарктиде (Martos et al., 2017)

она составляет 0,02–0,06 Вт/м2, а в Западной Антарктиде в актив-

ной рифтовой зоне достигает значений 0,114 Вт/м2 (Schroeder et al.,

2014). В современных районах активного вулканизма геотермиче-

ский поток превышает эти значения на порядок. В кратере Горшко-

ва на вулкане Ушковский на Камчатке он составил 1,0–1,8 Вт/м2

(Salamatin et al., 2000).

Полученные нами данные (рис. 3.7.2) показывают, что этот

поток тепла достаточно стабилен и в течение года наблюдений

не было отмечено никакого сезонного хода, связанного с темпера-

турой воздуха на поверхности.

Опасность активизации стихийных природных явлений на вул-

канах связана не только с эндогенными процессами, но и с кли-

матической изменчивостью. Ледники покрывают всю поверх-

ность Эльбруса, и их площадь, по последним данным, составляет

~112,2 ± 0,58 км2 (см.: часть 2, глава 1). Эффективными процессами

переноса энергии от поверхности к нижележащим горизонтам слу-

жат просачивание талой воды и ее повторное замерзание в толще

снега и фирна. Такое усвоение тепловой энергии делает самые верх-

ние зоны ледников очень уязвимыми для повышения температуры

воздуха. Изменение температурного режима ледников и условий

на ледниковом ложе может приводить к нарушению устойчивости

масс льда на крутых склонах. Результаты наблюдений и моделиро-

вания показывают, что альпийские холодные ледники могут стать

умеренными и потенциально нестабильными к концу XXI в. из-за

увеличения содержания воды в толще ледников и уменьшения ба-

зального трения (Gilbert et al., 2015; Faillettaz et al., 2015). Риск, вы-

званный этой опасностью, в некоторых случаях является очень вы-

соким для нижерасположенных населенных регионов (Котляков

и др., 2014).

308 309

Ледники и климат Эльбруса Заключение

шенно новых данных, был проведен анализ физических механиз-

мов катастрофической дегляциации Эльбруса. Удалось показать,

что в последние 40 лет в основном это происходит за счет стати-

стически значимого увеличения радиационного баланса в летний

сезон. Причиной такого роста может быть увеличение повторяемо-

сти антициклонов в регионе, связанное с расширением нисходящей

ветки ячейки Хэдли.

Ледниковая система Эльбруса реагирует на современные кли-

матические изменения, которые в высокогорных районах наибо-

лее отчетливо проявились в увеличении приходящей коротковол-

новой радиации. Признаки сокращения ледяного покрова можно

заметить даже невооруженным глазом. Многие из альпинистов,

регулярно посещающих эту вершину, отмечают значительное

фронтальное сокращение ледников и ежегодный рост моренных

и скальных гряд над поверхностью снега и льда. Столь значитель-

ные изменения в масштабе нескольких десятилетий указывают

на ускорение деградации ледников, однако не дают никакой коли-

чественной оценки сокращения массы льда.

В 2013–2014 гг. нами была разработана и применена методика

радиолокационных измерений с использованием вертолета и впер-

вые выполнены измерения толщины всех ледников Эльбруса. Об-

щая протяженность маршрутов полетов над ледниками составила

более 300 км. По результатам съемки были составлены карты тол-

щины льда и подледного рельефа. В результате обработки обширных

полевых данных радиолокационных измерений толщины льда впер-

вые удалось установить объем ледников Эльбруса, который в 2017 г.

составил 5,03 км3, или 4,27 км3 в слое воды. В частности, было выяс-

нено, что масса льда очень неравномерно распределена по высоте —

более 60 % от всего объема (3,16 км3) сосредоточено на высотах ниже

4000 м, а лишь 14 % лежит выше 4500 м, главным образом на плато,

расположенном на месте обширной депрессии в древнем кратере За-

падной вершины Эльбруса. Значительные объемы льда сосредоточе-

ны в двух крупнейших ледниках — Джикиуганкез и Большой Азау.

Эти два ледника содержат 45 % всего объема льда.

На карте коренного ложа Эльбруса обнаружены депрессии,

в которых при полном стаивании льда может образоваться не менее

с помощью атмосферных моделей и позволивших восстанавливать

поля основных метеорологических величин за последние 40 лет.

В итоге результаты предыдущих исследований нам удалось до-

полнить важными выводами. Во-первых, показано, что данные

глобального реанализа температуры, влажности и скорости ве-

тра достаточно точно описывают реальный диапазон изменчивости

метео рологических величин в высотных зонах Эльбруса. В сочета-

нии с данными метеостанций это позволило восстановить климати-

ческий режим массива в диапазоне высот 3500–5600 м. Исключение

составляют оценки осадков, которые пока носят предварительный ха-

рактер. Также показано, что роль местной циркуляции в районе Эль-

бруса может играть климатообразующую роль — особенно в аспекте

формирования поля аккумуляции. В частности, получены количе-

ственные оценки порывистости ветра во время фенов и соответству-

ющие значений метелевого переноса, максимальные значения кото-

рых в типичных штормовых условиях могут достигать 500 г/м2/сек.

Получены более надежные, чем в предшествующий период,

оценки компонентов радиационного баланса и их изменчивости

в зависимости от высоты над уровнем моря. С помощью алгорит-

ма CLIRAD(FC 05)-SW выполнены расчеты приходящей корот-

коволновой радиации к снежно-ледовой поверхности Эльбруса

в зависимости от экспозиции склона и закрытости горизонта. Так-

же уточнен вклад компонент теплового баланса в таяние. Показа-

но, что в области абляции ледников вклад явного теплообмена су-

щественно выше, чем предполагалось ранее, и составляет 20–30 %.

Это может быть связано как с более точными измерениями в наши

дни, так и с изменениями климата. Статистически значимый рост

средней летней температуры в последние 40 лет мог стать причиной

увеличения явного теплообмена воздуха с поверхностью ледников.

Впервые выполнены детальные оценки компонент теплового ба-

ланса в зоне аккумуляции Эльбруса. Показано, что главным фак-

тором потери снежной массы в этих условиях является радиацион-

ный баланс (97 %). Турбулентный теплообмен чаще всего отводит

тепло от поверхности. Затраты тепла на испарение жидкой фазы

с поверхности снега составляют 3 %, что является заметным вкла-

дом в потерю снежной массы. Основываясь на полученных совер-

310 311

Ледники и климат Эльбруса Заключение

стве осадков, а также увеличении приходящей коротковолновой

солнечной радиации с 1980-х гг.

На рубеже столетий произошли существенные изменения в ба-

лансовом состоянии ледника Гарабаши на южном склоне Эльбруса.

Первый период наблюдений, 1982–1997 гг., был достаточно благо-

приятным для ледника при небольшом, но положительном балансе

массы. Во втором периоде, 1998–2017 гг., повышение летних тем-

ператур в Приэльбрусье на 1 °C привело к резко отрицательному

балансу массы Гарабаши и потере слоя льда в 15 раз больше, чем

накопилось за 1982–1997 гг. В последние 20 лет его значения были

в два раза ниже нормы за весь период наблюдений, и процесс дегра-

дации особенно ускорился в последние восемь лет.

В настоящее время запасы многолетнего фирна, накопленные

во второй половине ХХ в., тают с небывалой прежде скоростью,

и на высотах 3700–4100 м они почти исчерпаны. Граница питания

поднялась на 200 м, что привело к быстрой деградации фирновой

толщи и появлению на поверхности ледника вытаивающих лаво-

вых гряд. Главная причина быстрого сокращения ледника Гараба-

ши — потеря массы в области его питания, основная часть которой

находится на более низких высотах по сравнению с соседними лед-

никами, поэтому более подвержена интенсивному таянию.

Важные результаты, касающиеся как внутреннего строения

ледников в верхней зоне оледенения Эльбруса, так и реконструк-

ции климатических и природных условий в этом регионе Кавказа,

были получены при исследовании глубокого керна льда, получен-

ного на Западном плато. Это место принадлежит к числу немно-

гих на Кавказе, где поверхностное таяние минимально и не влияет

на сохранность информации, заключенной в слоях ледников.

Результаты показывают, что льдообразование завершается на глу-

бине 55,7 м, где пузырьки воздуха становятся замкнутыми, а плот-

ность достигает величин, характерных для ледникового льда. Нами

было проанализировано три фрагмента керна, отобранные с глубины

20,31–21,87 м, для исследования на компьютерном томографе. Это

позволило определить внутреннюю структуру фирна, установить

размеры кристаллов в различных слоях, найти неоднородности и по-

лучить трехмерную картину распределения плотности.

19 новых озер общей площадью 1,9 км2 при средней глубине около

7 м. Самые глубокие озера возникнут в современной области абля-

ции ледника Большой Азау на высотах 3100–3400 м, а самое круп-

ное по площади прогляциальное озеро (1 км2) может возникнуть

на месте языка ледника Джикиуганкез — его максимальная глуби-

на будет достигать 40 м при среднем значении 7 м.

Сравнение современных данных о распределении площадей

и объемов ледников Эльбруса с результатами, полученными в раз-

ные годы Е. А. Золотаревым и его коллегами, дало нам возможность

определить изменение этих параметров за последние десятилетия.

С 1997 по 2017 г. общая площадь ледников уменьшилась на 11 %

с 125,76 до 112,20 км2. Ее сокращение происходило не только за счет

отступания концов ледников, но и при увеличении площади суще-

ствующих нунатаков и появлении новых скальных выходов. За по-

следние 20 лет (1997–2017) высота поверхности в среднем понизи-

лась на 12,2 м. Но наиболее значительные потери отмечены ниже

2900 м, где толщина льда уменьшилась на 38,5 м. И такое снижение

происходит вплоть до высоты 4500 м (уровень скал Пастухова).

При относительно малом изменении площади ледников

(–11 %) их объем в эти годы уменьшился на 1,5 км3, что составляет

23 % от общей величины. Понижение поверхности достигает 80 м

на языках отдельных ледников при среднем значении 12 м. Наи-

более интенсивно теряют массу небольшие низкорасположенные

ледники. Например, ледник Ирикчат потерял за 20 лет 47 % объ-

ема и может исчезнуть уже в ближайшие десятилетия. А уменьше-

ние объема самых больших ледников — Джикиуганкез и Большой

Азау — составило 57,8 % от общего сокращения во всей ледниковой

системе Эльбруса.

Современный этап эволюции оледенения Эльбруса харак-

теризуется наибольшими темпами потери массы за последние

130 лет. Средний годовой баланс массы в 1887–1957 гг. состав-

лял –0,29 м в. э. / год, в 1957–1997 гг. — –0,17 м в. э. / год, а с 1997

по 2017 г. его величина достигла –0,55 м в. э. / год, что в три раза

больше, чем за предыдущий период. Такое ускоренное сокращение

отражает выявленное повышение летней температуры (0,5–0,7 °C

за 30 лет), особенно после 1995 г., при почти неизменном количе-

312 313

Ледники и климат Эльбруса Заключение

ности Земли. Это может приводить к таянию базальных слоев льда

и удалению самых древних горизонтов. Если такое утверждение

справедливо, то это может служить объяснением более молодого

возраста придонных горизонтов льда у ледников, расположенных

на вулканических массивах.

Эти данные были получены нами при анализе температурного

профиля, измеренного в скважине 2009 г. Значения температуры

варьируют от –17 °C на глубине 10 м до –2,4 °C на ложе ледника

на глубине 181,8 м. Тепловой поток 0,34 Вт/м2 на дне ледника был

рассчитан из измеренного градиента температуры и коэффициента

теплопроводности льда. Потенциальное донное таяние было оце-

нено с использованием математической модели термического ре-

жима, и результаты моделирования показывают, что таяние в при-

донном слое может происходить при толщине льда более 220 м,

но что его значение не превышает 10 мм в. э. в год.

Нами была выполнена реконструкция изменений температу-

ры основания деятельного слоя (10 м) ледника на Западном пла-

то за период 1930–2008 гг. На этой глубине сезонные колебания

темпе ратуры поглощаются в деятельном слое, поэтому динами-

ка тем пературы в целом соответствует среднегодовым изменениям

температуры воздуха на данной высоте. Реконструкция темпера-

туры проводилась путем численного решения одномерной обрат-

ной задачи теплопроводности методом регуляризации Тихонова

по данным о вертикальном распределении температуры, плотно-

сти и скорости погружения фирново-ледяной массы. С целью по-

вышения точности реконструкции при решении обратной задачи

нами были использованы частоты гармоник, полученные из друго-

го косвенного климатического индикатора — древесно-кольцевой

хронологии по Центральному Кавказу. Сравнение результатов ре-

конструкции с данными высокогорных метеорологических стан-

ций и реанализа NCEP/NCAR показало, что восстановленная тем-

пература основания деятельного слоя ледника на Западном плато

в целом соответствует общему тренду климатических изменений

в высокогорье Кавказа. Она отчетливо отражает основные клима-

тические тенденции ХХ в.: потепление 1940-х гг., более холодный

период 1960–1990-х гг. и рост температуры в начале 2000-х гг.

Как было показано в главе 1 части 3, в керне льда было опре-

делено содержание стабильных изотопов кислорода и водорода

(18O и 2Н), трития (3Н), основных ионов химических соединений,

янтарной кислоты, концентрация пыли и сажи и распределение ча-

стиц по размерам. Химический анализ был выполнен для 3724 об-

разцов, и в более чем 6000 образцах был определен изотопный со-

став кислорода и водорода. Высокая аккумуляция снега на плато

и большая детальность пробоотбора позволили разделить всю

фирново- ледяную толщу на годовые и сезонные слои. Это уда-

лось сделать до глубины 168,5 м, где расположен горизонт, сфор-

мировавшийся в 1774 г. Ниже ошибка выделения отдельных сло-

ев возросла из-за быстрого уменьшения их толщины вследствие

течения льда и недостаточного количества образцов на один слой.

Для контроля полученной возрастной шкалы мы использовали не-

сколько хорошо датированных событий, следы которых присут-

ствуют в керне, — пик повышенной радиоактивности 1963 г., со-

ответствующий массовым атомным взрывам, проведенным перед

объявлением моратория на ядерные испытания в атмосфере, и два

пика повышенной кислотности, сформировавшиеся при попада-

нии продуктов извержения вулканов Катмай (1912 г.) и Косигуина

(1835 г.) в атмосферу и осаждении вместе с атмосферными осадка-

ми на поверхность ледников.

Из самой нижней придонной части керна было отобрано четы-

ре образца для исследования содержания во льду рассеянного ор-

ганического углерода и датирования его при помощи радиоактив-

ного изотопа 14С. Максимальный возраст придонных слоев льда

может достигать 2 тыс. лет (~1669 ± 385 лет). Он находится в со-

ответствии со средней скоростью аккумуляции на Западном пла-

то и оценками, выполненными по модели течения льда. Однако это

меньше, чем известные датировки нижних частей ледниковых кер-

нов в Альпах, где возраст толщи отдельных ледников составляет

от 4000 до 7000 лет.

Относительно небольшой возраст льда на Эльбрусе может быть

связан, помимо высокой интенсивности массообмена, с тепловым

влиянием магматического очага вулкана. Согласно расчетам тепло-

вого потока, он в 4–5 раз превышает среднее значение для поверх-

314 315

Ледники и климат Эльбруса Заключение

ных в Европе и странах Ближнего Востока, в керне Эльбруса отме-

чен рост концентрации несгоревшего углерода в 1960–1970-х гг.,

что связано с запуском новых промышленных предприятий в Вос-

точной Европе и на Украине и ростом количества автомобилей.

Анализ результатов измерений содержания ВС в Европе показал

его снижение после 1980-х гг., чего в наших данных не наблюдает-

ся. Более того, зарегистрирован небольшой рост концентрации rBC

в керне Эльбруса после 2000-х гг., который может быть связан как

и изменениями антропогенной эмиссии, так и с летними лесными

и степными пожарами в восточной части Европы в 2000-х гг. На се-

годняшний момент запись несгоревшего углерода в кернах Эльбру-

са является наиболее полной и подробной для территории Европы.

Пыль в атмосфере по массе и влиянию на физические процессы

является самым важным аэрозолем. В этой работе мы показали, как

содержание кальция (Ca2+) и микрочастиц в кернах с Западного

плато связано с изменениями климатических условий в источни-

ках формирования пылевых воздушных масс. Концентрация пыли

в керне менялась незначительно с 1774 до 1900 г., а затем наблюда-

ется ее утойчивый рост, особенно с 1950-х гг. К 2000–2012 гг. кон-

центрация пыли увеличилась в четыре раза по сравнению с XIX в.

При этом возросла не только фоновая концентрация, но и частота

спорадических событий переноса пыли. Выявленные тренды свя-

заны с более засушливыми условиями в регионах Северной Аф-

рики и Ближнего Востока за счет уменьшения количества осадков

и роста температуры воздуха. Была также обнаружена квазидекад-

ная изменчивость условий увлажнения и концентрации пыли, свя-

занная с циркуляционными процессами.

Многочисленными исследованиями было показано, что хими-

ческие соединения сохраняются в неизменном виде в холодных лед-

никах и служат надежными источниками информации для рекон-

струкции химического состава атмосферы. Высокая аккумуляция

снега и низкие температуры на Эльбрусе обеспечивают сохранность

сезонной изменчивости химических элементов за несколько столе-

тий. Полученные нами данные о распределении сульфатов в толще

показывают, что некоторые слои льда на Эльбрусе содержат следы

крупных извержений вулканов. Слои 1911–1913 гг., по-видимому,

При исследовании ледниковых кернов, полученных в Антар-

ктиде и Гренландии, использование связи между изотопным со-

ставом атмосферных осадков и температурой воздуха позволило

сделать важные выводы о прошлом климате Земли. Для горных

районов ситуация гораздо более сложная из-за того, что влага

на ледники может поступать из нескольких источников, а в лет-

нее время заметную роль в формировании осадков играет местная

конвекция. Проведенный анализ показал, что основным факто-

ром, контролирующим изотопный состав осадков в высокогорной

области Большого Кавказа, является тип крупномасштабной ат-

мосферной циркуляции в Северном полушарии, который опреде-

ляет источник влаги, поступающей в данный район. Связь изотоп-

ного состава с местной температурой воздуха слаба и неустойчива

во времени. Она проявляется только в случаях, когда источник

влаги остается постоянным в течение продолжительного време-

ни. Летом велико влияние местной конвекции, что не достаточно

точно учитывается в современных глобальных моделях атмосфер-

ной циркуляции. В результате исследований последних лет было

показано, что в снежной толще Восточной вершины отсутствуют

наиболее легкие значения δ18О, характерные для Западного плато.

Общий диапазон изменчивости δ18О для вершины меньше, чем для

плато, что может быть связано с возможной потерей части изотоп-

ного сигнала на верхних подверженных наибольшей ветровой эро-

зии участках.

В Эльбрусском керне было измерено содержание несгоревшего

углерода (ВС), основными источниками которого служат откры-

тое сжигание биомассы (лесные и степные пожары), биотоплива,

используемого при отоплении, выхлопы дизельных двигателей,

сжигание угля. Он считается вторым по величине антропогенным

фактором глобального потепления после углекислого газа. Прямые

измерения концентрации ВС в атмосфере, выполненные на назем-

ных станциях в Европе, показывают значительную пространствен-

но-временную изменчивость в зависимости от сезона, географиче-

ского положения и плотности населения. В кернах льда мы можем

проследить его динамику за более продолжительное время. Наши

результаты показывают, что при общем сходстве данных, получен-

316 317

Ледники и климат Эльбруса Заключение

высокая температура в сочетании с повышенной влажностью спо-

собствует быстрому выветриванию горных пород и создает благо-

приятные условия для колонизации поверхности мохообразными

(печеночниками и мхами), наиболее приспособленными к освое-

нию таких экстремальных местообитаний.

Выявление двух видов печеночников и двух видов мхов на фу-

марольном поле и вместе с тем отсутствие находок распространен-

ных на более низких высотах видов мохообразных и лишайников

ставит вопросы относительно возникновения и перспективы раз-

вития растительного покрова фумарольного поля и тенденций его

трансформации. Появление выявленных видов, вероятно, связано

с заносом их анемохорных спор ветрами или на обуви альпиниста-

ми. Решение вопроса возникновения и развития растительного по-

крова требует проведения мониторинговых наблюдений и сборов

растительного материала с фумарольного поля.

В заключение хотелось бы остановиться на нерешенных пробле-

мах, которые, на наш взгляд, в ближайшие годы будут объектом изу-

чения на Эльбрусе. К их числу относится оценка устойчивости оле-

денения в условиях современных изменений климата. Ее решение

предполагает моделирование баланса массы всех ледников Эльбру-

са. Получение исходных данных для решения этой задачи требует

продолжения начатых исследований с использованием современ-

ных наземных и дистанционных методов. Важным аспектом как

с практической, так и с научной точки зрения является понимание

процессов, влияющих на изменчивость снежного покрова в райо-

не Эльбруса и аккумуляции на ледниках. Накопленный массив ин-

формации позволяет перейти к оценкам будущего развития оледе-

нения для различных климатических сценариев с использованием

региональных климатических моделей. Выполненная реконструк-

ция количества пыли и несгоревшего углерода (сажи) в керне от-

крывает возможность для оценки роли этого фактора в усилении

таяния снега и льда. Ограничено знание о температурном поле вул-

кана Эльбрус под ледниками, а также о влиянии вулканической ак-

тивности на состав микроэлементов в атмосфере, снежном покрове

и ледниках. Отдельного внимания заслуживает оценка природных

рисков в условиях стремительной деградации оледенения.

соответствуют извержению вулкана Катмай (Аляска) 1912 г., а го-

ризонты 1836 и 1837 гг. можно отнести к извержению Косигуина

(Никарагуа) 1835 г. Дополнительно существуют слои, где пики кис-

лотности и концентрации сульфата выражены не столь явно, однако

есть вероятность, что они также были сформированы под влияни-

ем вулканической активности. Важные результаты были получены

при сравнении долгопериодных трендов концентрации SO4

2– в кер-

не Эльбруса с другими записями из ледников Альп и Алтая. Наши

данные показывают, что антропогенное загрязнение в Европе на-

чалось гораздо раньше, чем на Кавказе и на Алтае, — оно заметно

уже с 1910–1930-х гг., а максимальная концентрация сульфатов

в кернах с Монблана отмечается в 1970–1980-х гг. На Кавказе пик

максимального загрязнения атмосферы химическими примесями

отмечен на 10 лет позже, и снижение концентрации сульфатов, от-

четливо наблюдаемое в Западной Европе и на Алтае, в кернах Эль-

бруса выражено в гораздо меньшей степени.

В целом анализ результатов свидетельствует, что изменение

концентрации антропогенных элементов и соединений в ледниках

Эльбруса в первую очередь отражает историю развития промыш-

ленности и загрязнения атмосферы в странах Восточной Европы,

юга России, Закавказья и Ближнего Востока.

Эльбрус — не только отдельно стоящий горный массив, покры-

тый ледниками, но и действующий вулкан, находящийся в насто-

ящее время в состоянии покоя. Нами был выполнен ряд исследо-

ваний в самой верхней его части — в кратере Восточной вершины

и на его внешней кромке, где расположено фумарольное поле, ли-

шенное снега и льда. На протяжении двух лет там проводились не-

прерывные измерения температуры воздуха и приповерхностного

слоя. Максимум средней суточной температуры воздуха (–3,0 °C)

был отмечен 15 августа 2013 г.; минимум (–39,5 °C) наблюдался

12 декабря 2013 г. Температура поверхности фумарольного поля,

несмотря на большую абсолютную высоту, в течение всего года

остается положительной. Это показали данные измерения темпе-

ратуры на поверхности грунта и на глубине 40 см. Постоянный по-

ток тепла из недр вулкана обеспечивает таяние снежного покрова

и препятствует образованию на этом месте ледника. Помимо этого,

319

Summary

318

describe the real range of variability of meteorological values in high-

altitude areas on Elbrus. In combination with data from weather sta-

tions, this enabled the reconstruction of the climatic regime of the mas-

sif in the altitude range of 3500–5600 m. The exception is precipitation

estimate, which is still preliminary. A signiﬁcant role of local circula-

tion in the Elbrus region for the accumulation of snow was also showed.

In particular, quantitative estimates of gustiness of the foehn wind and

the corresponding values of snow drift were obtained, which in typical

storm conditions are 500 g/m2/s.

We obtained reliable estimates of the components of the radiation

balance and its variability with altitude. Calculations of the incoming

short-wave radiation to surface of Elbrus glaciers, depending on the as-

pect and the shadow were made using the CLIRAD (FC 05) -SW al-

gorithm. The contribution of heat balance components to melting was

also clariﬁed. It has been shown that in the ablation zone the contri-

bution of explicit heat transfer is signiﬁcantly higher than previously

assumed and amounts to 20–30 %. This may be due to more accurate

measurements, as well as to climate change. A statistically signiﬁcant

increase in average summer temperature over the past 40 years could

have caused an increase in the apparent heat exchange of air with the

glaciers surface. For the ﬁrst time, detailed estimates of the components

of the heat balance in the accumulation zone of Elbrus were obtained.

It was shown that the main factor in the loss of snow mass under these

conditions is the radiation balance (97 %). Turbulent heat transfer most

often removes heat from the surface. The heat consumption for evapo-

ration of the liquid phase from the snow surface is 3 %, which is a signif-

icant contribution to the loss of snow mass. Based on the obtained data,

an analysis of the physical mechanisms of the deglaciation of Elbrus was

carried out. It was shown that in the last 40 years glacier mass loss was

mainly due to a statistically signiﬁcant increase in the radiation balance

in the summer season. The reason for this increase may be related to an

intensiﬁcation in the frequency of anticyclones in the region due to the

expansion of the descending branch of the Hadley cell.

The Elbrus glacier system responds to modern climatic changes.

Signs of glacier retreat can be seen even with the naked eye. Many of

the climbers who regularly visit this mountain note signiﬁcant frontal

Summary

We tried to summarize the results of studies conducted on Elbrus

from the beginning of the 1980s and compare them with the main con-

clusions obtained in the late 1950s and early 1960s. The main result of

our work is a quantitatively illustration of the response of this natural

object to current warming.

Studies of the meteorological and glacioclimatic regime on Elbrus

were carried out in 1957–1963 by A. P. Voloshina and colleagues. As a

result of these studies, an impressive quantitative information was ob-

tained on the spatiotemporal variability of the main meteorological val-

ues at altitudes of 3500–5300 m evaluate. The main components of the

heat balance and their contribution to ablation, as well as the gradients

of these values along the southern slope of Elbrus were estimated us-

ing actinometric and gradient measurements. As a result, the ﬁrst con-

clusions were made about the patterns of the meteorological regime of

Elbrus and structure of the heat balance of its glaciers during the abla-

tion period. A very important result in those years was the measurement

of precipitation and estimation of the volume of snowdrift transport.

The studies we conducted on Elbrus 50–55 years later, on the one

hand, were a continuation of previous work, and on the other, funda-

mentally new. We owe the novelty of the results primarily to automatic

meteorological equipment, which enabled a very detailed data time res-

olution. In addition, by 2020 we have a signiﬁcant array of data on the

nearby meteorological stations of Roshydromet, which allowed us to

perform an analysis of the climatic features of the region, whereas after

the completion of the IGY, these weather stations just started to work.

An important feature of our research was the possibility to use the re-

analysis data and the ﬁelds of the main meteorological values over the

past 40 years.

As a result, we were able to supplement the results of previous stud-

ies with important conclusions. It was proved that the data of glob-

al reanalysis (temperature, humidity and wind speed) quite accurately

320 321

Ледники и климат Эльбруса Summary

low 3900 m, where the ice thickness decreased by 38.5 m. The elevation

decrease occurs up to an altitude of 4500 m (level of Pastukhova rocks).

With a relatively small change in the area of glaciers (–11 %), their

volume in these years decreased by 1.5 km3, which is 23 % of the total

ice volume. The surface lowering reaches 80 m in tongues of individu-

al glaciers with an average value of 12 m. Small low-lying glaciers lose

their mass most intensively. For example, the Irikchat glacier has lost

47 % of its volume in 20 years and may disappear in the coming decades.

The decrease in the volume of the largest glaciers — Dzhikyugankez and

Bolshoi Azau — amounted to 57.8 % of the total reduction in the entire

glacier system of Elbrus.

The current stage of the evolution of the Elbrus glaciation is charac-

terized by the highest rates of mass loss over the past 130 years. The av-

erage glacier wide annual mass balance in 1887–1957 was — 0.29 m w. e.

per year, — 0.17 m w. e. per year in 1957–1997, and from 1997 to 2017,

its value reached –0.55 m w. e. / year, which is three times more than in

the previous period. This accelerated reduction reﬂects the revealed in-

crease in summer temperature (0.5–0.7 °C over 30 years), especially af-

ter 1995, with an almost constant precipitation, as well as an increase in

the incoming short-wave solar radiation from the 1980s.

Signiﬁcant changes occurred in the balance sheet condition of the

Garabashi glacier on the southern slope of Elbrus. The ﬁrst observa-

tion period, 1982–1997, was quite favorable for the glacier with a small

but positive mass balance. In the second period, 1998–2017, an increase

in summer temperatures led to a sharply negative mass balance of Ga-

rabashi and the loss of the ice 15 times more than it accumulated in

1982–1997. Over the past 20 years, mass balance values were two times

lower than normal for the entire observation period, and the degrada-

tion process has particularly accelerated over the past eight years.

Firn layers accumulated in the second half of the 20th century are

melting at an unprecedented rate, and at the altitudes of 3,700–4,100 m

they are almost disappeared. The equilibrium line altitude increased by

200 m, which led to the rapid degradation of the ﬁrn and the appearance

of ridges on the surface of the glacier.

Important results both about the internal structure of the glaciers

in the upper zone of the Elbrus glaciation and the reconstruction of

recession of glaciers and annual growth of moraine and rock ridges above

the surface of snow and ice. Such signiﬁcant changes on the scale of sev-

eral decades indicate an acceleration of the degradation of glaciers, but

do not give any quantitative assessment of the reduction in ice mass.

In 2013–2014 we have developed and applied the method of radar

measurements using a helicopter, and for the ﬁrst time we have mea-

sured the thickness of all the Elbrus glaciers. The total length of ﬂight

routes over glaciers amounted to more than 300 km. Based on the re-

sults of the survey, maps of the thickness of ice and bedrock topogra-

phy were completed. As a result of processing extensive ﬁeld data of

radar ice thickness measurements, the volume of Elbrus glaciers was

calculated, which in 2017 was 5.03 km3, or 4.27 km3 of water. It was

found that the ice mass on Elbrus is unevenly distributed — more than

60 % of the total volume (3.16 km3) is concentrated at altitudes below

4000 m, and only 14 % lies above 4500 m, mainly on a glacier plateau

which is ancient crater of the western peak of Elbrus ﬁlled with ice.

Signiﬁcant volu me of ice is concentrated in the two largest glaciers —

Dzhikiugankez and Bolshoi Azau. These two glaciers contain 45 % of

the total Elbrus ice volume.

Signiﬁcant overdeepenings were found on the Elbrus bedrock. At

least 19 new lakes with a total area of 1.9 km2 and an average depth of

about 7 m can form in case the ice is completely melted. While the deep-

est lakes will be formed at the ablation zone of Bolshoy Azau glacier

(at elevation 3100-3400 m a.s.l.) the largest in area (1 km2) glacial lake

will appear at the Djikiugankez snout with maximum depth of 40 m and

mean depth of 7.2 m. The simulation also showed that subglacial lakes

of diﬀerent number and size may also exist under studied glaciers.

A comparison of the distribution of the area and volume of Elbrus

glaciers with the results obtained in diﬀerent years by E. A. Zolotarev

and his colleagues allowed us to determine the change in these parame-

ters over the past decades. From 1997 to 2017, the total area of glaciers

decreased by 11 % from 125.76 to 112.20 km2. The reduction occurred

not only due to the retreat of the glacier tongues, but also with an in-

crease in the area of existing nunataks and the appearance of new rock

outcrops. Over the past 20 years (1997–2017), the surface elevation de-

creased by 12.2 m on average. The most signiﬁcant losses were noted be-

322 323

Ледники и климат Эльбруса Summary

The relatively small age of ice on Elbrus can be associated, in addi-

tion to the high mass exchange rate, with the thermal inﬂuence of mag-

ma chamber of the volcano. Calculated heat ﬂux under Elbrus glaciers

is 4–5 times higher than the average value for the Earth’s surface. This

can lead to melting of the basal layers of ice and the removal of the most

ancient horizons. If this is true, then this can explain the younger age

of the bottom ice horizons in glaciers located on volcanic massifs. Tem-

perature values measured in the 2009 borehole range from –17 °C at

a depth of 10 m to –2.4 °C on a glacier bed at a depth of 181.8 m. Heat

ﬂux of 0.34 W / m2 at the bottom of the glacier was calculated from the

measured temperature gradient and thermal conductivity of ice. Poten-

tial bottom melting was estimated using a mathematical thermal regime

model. The simulation results show that limited basal melting can occur

when the ice thickness is more than 220 m, but that its value does not

exceed 10 mm w. e. per year.

Using the temperature proﬁle, we reconstructed changes of the

active layer temperature (10 m) on the western plateau for the peri-

od 1930–2008. At this depth, seasonal temperature ﬂuctuations are

absorbed in the active layer therefore, the temperature dynamics as

a whole corresponds to the average annual changes in air temperature

at a given height. The temperature reconstruction was carried out by

numerically solving the one-dimensional inverse problem of heat con-

duction by the Tikhonov regularization method according to the data

on the vertical distribution of temperature, density and advection of

the ﬁrn-ice mass. In order to increase the accuracy of reconstruction

when solving the inverse problem, we used harmonics frequencies ob-

tained from another indirect climatic indicator — the tree-ring chronol-

ogy in the Central Caucasus. Comparison of the reconstruction results

with the data of high-altitude meteorological stations and the NCEP /

NCAR reanalysis showed that the reconstructed temperature of the ac-

tive layer corresponds well to the general trend of climatic changes in

the Caucasus. It clearly reﬂects the main climatic trends of the twenti-

eth century: the warming of the 1940s, the colder period of the 1960s

and 1990s and temperature increases in the early 2000s.

Relationship between the isotopic composition of precipitation and

air temperature was used to draw important conclusions about the past

climatic and environmental conditions in the Caucasus region were ob-

tained by studying the deep ice core obtained on the Western plateau.

This site is one of the few in the Caucasus, where surface melting is min-

imal and does not aﬀect the information contained in the glacier layers.

The results show that ﬁrn/ice transition completes at a depth of

55–60 m, where air bubbles become closed, and the density reaches val-

ues of glacial ice.

We have developed and tested a novel methodology for nondestruc-

tive ice core structure analysis. Three full size ﬁrn cores corresponding

20.31–21.87 m were analyzed using a computer tomography to deter-

mine the internal structure of the ﬁrn, evaluate the sizes of crystals in

diﬀerent layers, to ﬁnd inhomogeneities and to obtain a three-dimen-

sional density distribution.

Results of the ice core analysis include stable isotopes of oxygen and

hydrogen (18O and 2H), tritium (3H), the main ions of chemical com-

pounds, succinic acid, the concentration of dust and soot, and the parti-

cle size distribution and presented in chapter 1, part 3. Chemical analysis

was performed for 3724 samples, and the isotopic composition of oxygen

and hydrogen was determined in more than 6000 samples. High snow

accumulation on the plateau and sampling resolution enabled identiﬁ-

cation of individual annual and seasonal layers down to 168.5 m or un-

til 1774 AD. Further down the ice core the error in separating individ-

ual layers increased due to a rapid decrease in their thickness due to ice

ﬂow and insuﬃcient sample resolution. Depth age relationship was es-

tablished using several reference horizons: the peak of increased radio-

activity in 1963, corresponding to the massive atomic explosions carried

out before the moratorium on nuclear tests in the atmosphere was de-

clared, and two peaks of increased acidity which were formed as a conse-

quences of volcanic eruption of Kathmai (1912) and Cosiguina (1835).

Four samples were taken from the lowest bottom part of the core for

studying the content of organic carbon dispersed in ice and radiocarbon

dating. The maximum age of the bottom layers can reach 2000 years

(~ 1669 ± 385 years). It is in accordance with the average accumulation

rate on the West Plateau and ice ﬂow model ice age estimates. However,

this age is younger than the known dating of the lower parts of ice cores

in the Alps (from 4000 to 7000 years).

324 325

Ледники и климат Эльбруса Summary

the Elbrus ice core after the 2000s, which can be associated both with

changes in anthropogenic emissions and with summer forest and steppe

ﬁres in eastern Europe in the 2000s. The obtained record of black car-

bon is the most complete for the Europe.

Dust in the atmosphere is the most important aerosol by mass and

eﬀect on physical processes. In this work, we showed how the content of

calcium (Ca2+) and microparticles in ice cores from the Western plateau

is associated with changes in climatic conditions in the dust source re-

gions. The concentration of dust in the Elbrus ice core changed slight-

ly from 1774 to 1900, and then a steady increase was observed, espe-

cially since the 1950s. By 2000–2012 dust concentration increased by

4 times compared with the 19th century. At the same time, not only the

background concentration increased, but also the frequency of sporadic

dust deposition events. The identiﬁed trends are associated with more

arid conditions in the North Africa and the Middle East regions due to

a decrease in precipitation and an increase in air temperature. A qua-

si-decadal variations in dust concentrations associated with the circu-

lation processes were also found.

Numerous studies have shown that chemical composition of cold

glaciers remain unchanged and serve as reliable sources of information

for reconstructing the chemical composition of the atmosphere. High

snow accumulation and low temperatures on Elbrus ensure the preser-

vation of the seasonal variability of chemical elements over several cen-

turies. Our data on the sulfate’s distribution indicate that some ice lay-

ers on Elbrus contain traces of large volcanic eruptions. The layers of

1911–1913 apparently correspond to the eruption of the Katmay vol-

cano (Alaska) in 1912, and the horizons of 1836 and 1837. can be at-

tributed to the eruption of Cosiguina (Nicaragua) in 1835. In addition,

there are layers where peaks of acidity and sulfate concentration are

not so pronounced, but it is likely that they were also formed under the

inﬂuence of volcanic activity. Important results were obtained by com-

paring long-term trends in the concentration of SO4

2– in the core of El-

brus with other ice core records from the Alps and Altai glaciers. Our

data show that anthropogenic pollution began in Europe much earli-

er than in the Caucasus and Altai — it was already noticeable from the

1910–1930s, and the maximum concentration of sulfates in ice cores

climate of the Earth based on analysis of ice cores obtained in Antarcti-

ca and Greenland. For mountain areas, the situation is much more com-

plicated due to the fact that moisture on the glaciers can come from sev-

eral sources, and in the summer, local convection plays a signiﬁcant role

in precipitation distribution. The main factor controlling the isotopic

composition of precipitation in the mountains of the Greater Caucasus

is the type of large-scale atmospheric circulation in the Northern Hemi-

sphere, which determines the source of moisture entering the area. The

relationship of the isotopic composition with the local air temperature

is weak and unstable in time. It manifests itself only in cases where the

source of moisture remains constant for a long time. In summer, the in-

ﬂuence of local convection is signiﬁcant, which is not accurately de-

scribed by modern global models of atmospheric circulation. The snow

drift may also disturb the seasonal signal in Elbrus glacier layers. E.g. it

was shown that the most depleted δ18О values which are often found in

winter samples from the Western plateau are absent in the snow of the

Elbrus eastern summit despite the fact that it’s higher by 500 m. The to-

tal range of δ18О variability for the summit samples is less than for the

plateau, which may be due to the possible loss of part of the isotope sig-

nal in the upper areas due to the greater wind snow redistribution.

The content of black carbon (BC) was measured in 2009 ice core.

The main sources of BC are open burning of biomass (forest and steppe

ﬁres), biofuels used in heating, diesel engine exhausts, and coal burn-

ing. It is considered as the second largest anthropogenic factor in glob-

al warming after carbon dioxide. Direct measurements of the BC con-

centration in the atmosphere, performed at ground stations in Europe,

show signiﬁcant spatio-temporal variability depending on the season,

geographical location and population density. In the ice cores we can

trace BC changes over a longer time. With the general similarity of

the data obtained in Europe and the Middle East, the Elbrus ice core

showed an increase in the concentration of black carbon in the 1960–

1970s, which is associated with the launch of new industrial enterpris-

es in Eastern Europe and Ukraine and the growth in number of cars.

An analysis of the results of measurements of the BC content in Eu-

rope showed a decrease after the 1980s, which is not observed in Elbrus

data. Moreover, there was a slight increase in the rBC concentration in

326

Ледники и климат Эльбруса Summary

future glacier changes under the modern climate conditions. Its solu-

tion involves modeling the mass balance of all the glaciers of Elbrus

and requires the continuation of research using modern in-situ and re-

mote sensing methods. An important aspect from both a practical and a

scientiﬁc point of view is an understanding of the processes that aﬀect

snow accumulation variability in the Elbrus region. The reconstruction

of the amount of dust and black carbon (soot) in ice core opens up the

possibility of assessing the role of this factor in enhancing the melting

of snow and ice in Caucasus. Knowledge of the temperature ﬁeld of the

Elbrus volcano covered by glaciers, as well as the eﬀect of volcanic ac-

tivity on the composition of trace elements in the atmosphere, snow

cover and glaciers is still very limited. Special attention should be paid

to the assessment of natural hazards and risks related to rapid degrada-

tion of glaciation.

from Mont Blanc was noted in the 1970–1980s. In the Caucasus, the

maximum atmospheric pollution was noted 10 years later, and the de-

crease in sulfate concentration, which is clearly observed in Western

Europe and Altai, is much less pronounced in Elbrus ice cores.

In general, an analysis of the results indicates that the change in the

concentration of anthropogenic elements and compounds in the gla-

ciers of Elbrus primarily reﬂects the history of industrial development

and air pollution in countries of Eastern Europe, southern Russia, Cau-

casus and the Middle East.

Elbrus is a dormant volcano. We carried out a number of studies

in its uppermost part — the crater of the Eastern Peak and on its out-

er edge, where a fumarole ﬁeld is located. For two years, continuous

measurements of air temperature and the surface layer were carried out

there. The maximum average daily air temperature (–3.0 °C) was noted

on August 15, 2013; the minimum (–39.5 °C) was observed on Decem-

ber 12, 2013. The surface temperature of the fumarole ﬁeld, despite its

large altitude, remains positive throughout the year. This was shown by

temperature measurements on the surface of the soil and at a depth of

40 cm. A constant heat ﬂux from the volcano ensures melting of snow

cover and prevents the formation of a glacier here. In addition, high

temperature in combination with high humidity promotes rapid weath-

ering of rocks and creates favorable conditions for the colonization of

surfaces by bryophytes (liverworts and mosses), which are most adapt-

ed to such extreme habitats. The identiﬁcation of two types of liver-

worts and two types of mosses on the fumarole ﬁeld and, at the same

time, the absence of species of bryophytes and lichens which are com-

mon at lower elevations raises questions regarding the origin and pros-

pects of the development of the vegetation cover of the fumarole ﬁeld

and its transformation. The appearance of the identiﬁed species is prob-

ably associated with the drift of their anemochoric spores by winds or

climbers. Solving the issue of the emergence and development of vege-

tation requires monitoring observations and collection of plant material

from the fumarole ﬁeld.

In conclusion, we would like to highlight several knowledge gaps

and unresolved problems, which, in our opinion, will be the object of

study on Elbrus in the coming years. These include an assessment of

329

Литература

328

Вангенгейм Г. Я. Опыт применения синоптических методов к изуче-

нию и характеристике климата. М.: Изд-во ЦУГМС, 1935.

Васильчук Ю. К., Чижова Ю. Н. Высотный градиент распределения

δ18О и δD в атмосферных осадках и в снежном покрове высокогорных рай-

онов // Криосфера Земли. 2010. Т. XIV (1). С. 13–21.

Васильчук Ю. К., Чижова Ю. Н., Папеш В., Буданцева Н. А. Высотный

изотопный эффект в снеге на леднике Гарабаши в Приэльбрусье // Кри-

осфера Земли. 2005. Т. IX (4). С. 72–81.

Володичева Н. А., Китаев Л. М., Кренке А. Н., Олейников А. Д. Динами-

ка снегозапасов Кавказа и Предкавказья // МГИ. 2004. Т. 97. С. 143–147.

Володичева Н. А., Олейников А. Д., Володичева Н. Н. Катастрофические

лавины и методы борьбы с ними // Лед и снег. 2014. Т. 54. № 4. С. 63–71.

doi:10.15356/2076–6734–2014–4.

Волошина А. П. Метеорология горных ледников // МГИ. 2001. T. 92.

С. 3–148.

Волошина А. П. Радиационные условия в период абляции // Оледене-

ние Эльбруса. М.: Изд-во МГУ, 1968. С. 158–168.

Волошина А. П. Тепловой баланс поверхности высокогорных ледников

в летний период. М.: Наука, 1966. 150 с.

Гандин Л. С., Каган Р. Л. Статистические методы интерпретации метео-

рологических данных. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 360 с.

Гирс А. А. Многолетние колебания атмосферной циркуляции и долго-

срочные гидрометеорологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1971. 280 с.

Голубев В. Н., Михаленко В. Н., Серебренников А. В., Гвоздик О. А. Струк-

турные исследования ледяного керна Джантуганского фирнового плато

на Центральном Кавказе // МГИ. 1988. Т. 64. С. 25–33.

Груза Г. В., Рейтенбах Р. Г. Статистика и анализ гидрометеорологиче-

ских данных. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 216 с.

Гурбанов А. Г., Богатиков О. А., Карамурзов Б. С., Цуканова Л. Е., Лек-

син А. Б., Газеев В. М., Мохов А. В., Горностаева Т. А., Жариков А. В., Шмо-

нов В. М., Докучаев А. Я., Горбачева С. А., Шевченко А. В. Необычные виды

дегазации из расплавов периферических магматических камер «спящего»

вулкана Эльбрус (Россия): геохимические и минералогические особенно-

сти // Вулканология и сейсмология. 2011. Т. 4. С. 3–20.

Гурбанов А. Г., Газеев В. М., Богатиков О. А. Активный вулкан Эльбрус

и этапы его геологической истории // Современные методы геолого-гео-

физического мониторинга природных процессов на территории Кабарди-

но-Балкарии. М.: ИФЗ РАН, 2005. С. 94–119.

Давидович Н. В., Тарасова Л. Н. Межгодовая изменчивость температу-

ры воздуха на Западном и Центральном Кавказе в летний сезон // МГИ.

1992. Т. 73. С. 50–59.

литература

МГИ — Материалы гляциологических исследований

Акатова Т. В. Листостебельные мхи Кавказского заповедника //

Arctoa. 2002. Т. 11. С. 179–204.

Алешина М. А., Торопов П. А., Семенов В. А. Изменение температурно-

влажностного режима Черноморского побережья Кавказа в период 1982–

2014 гг. // Метеорология и гидрология. 2018. № 4. С. 41–53.

Артамонов Ю. В., Скрипалева Е. А., Федирко А. В. Региональные осо-

бенности климатической изменчивости поля температуры на поверхно-

сти Черного моря // Метеорология и гидрология. 2017. T. 2. С. 56–66.

Атлас снежно-ледовых ресурсов мира / ред. В. М. Котляков. М.: Изд.

Российской академии наук, 1997. 392 с.

Бажев А. Б. Инфильтрация талой воды в фирново-ледяную толщу

(по наблюдениям на Эльбрусе) // МГИ. 1968. Т. 14. С. 53–65.

Бажев А. Б., Бажева В. Я. Строение фирново-ледяной толщи на юж-

ном склоне Эльбруса // МГИ. 1964. Т. 10. С. 94–100.

Бажев А. Б., Гордиенко Ф. Г., Смирнов К. Е. Вариации изотопа 18O в тол-

ще Марухского ледника (Западный Кавказ) // МГИ. 1973. T. 21. С. 198–203.

Бажев А. Б., Рототаева О. В., Хмелевской И. Ф. Анализ полей элементов

водно-ледового баланса ледников Эльбруса // МГИ. 1995. Т. 79. С. 98–108.

Баранов С., Покровская Т. Работа метеорологической группы ЭКНЭ

1935 г. // Тр. Эльбрусской экспедиции 1934 и 1935 гг. М.; Л.: Изд-во АН

СССР. 1936. С. 199–209.

Богатиков О. А., Гурбанов А. Г., Кощуг Д. Г., Газеев В. М., Шабалин Р. В.,

Докучаев А. Я., Мелекесцев И. В., Сулержицкий Л. Д., Белоусов А. Б., Белоу-

сова М. Г., Гришин С. Ю. Основные циклы эволюции вулкана Эльбрус (Се-

верный Кавказ) по данным ЭПР датирования кварца // Вулканология

и сейсмология. 2003. Т. 3. С. 3–14.

Богатиков О. А., Мелекесцев И. В., Гурбанов А. Г. и др. Эльбрусская

кальдера (Северный Кавказ) // Докл. РАН. 1998. Т. 363 (4). С. 515–517.

Богородский В. В. Физические методы исследования ледников. Л.:

ГИМИЗ, 1968. 214 с.

Боканенко Л. И., Исаев В. С. Предварительные результаты определе-

ния мощности льдов Эльбруса сейсмическим методом // Информ. сб.

о работах по МГГ. 1960. № 5. С. 10–58.

330 331

Ледники и климат Эльбруса Литература

Ильичев Ю. Г., Салпагаров А. Д. Снежный покров, снежники, ледники,

горные озера — холодное богатство Карачаево-Черкессии. // Труды Те-

бердинского госуд. заповедника. 2009. Т. 49. 224 с.

Исаев А. А. Статистика в метеорологии и климатологии. М.: Изд-во

МГУ, 1988. 248 с.

Каталог ледников СССР. Т. 8. Ч. 5. Бассейны рек Малки, Баксана. Л.:

Гидрометеоиздат, 1970.

Керимов А. М., Рототаева О. В., Хмелевской И. Ф. Распределение тяже-

лых металлов в поверхностных слоях снежно-фирновой толщи на южном

склоне Эльбруса //Лед и Снег. 2011. Т. 2 (114). С. 24–34.

Козачек А. В., Екайкин А. А., Михаленко В. Н., Липенков В. Я., Куту-

зов С. С. Изотопный состав ледяных кернов, полученных на Западном пла-

то Эльбруса // Лед и снег. 2015. Т. 5 (4). С. 35–49.

Коновалов Ю. В., Нагорнов О. В., Загороднов В. С., Thompson L. G. Вос-

становление температуры поверхности ледника по данным скважинных

измерений // Математическое моделирование. 2001. Т. 13 (11). С. 48–68.

Кононова Н. К., Черенкова Е. А. Повторяемость элементарных цирку-

ляционных механизмов в атмосфере Северного полушария // Известия

АН. Сер. геогр. 2018. Т. 6. С. 17–25.

Короновский Н. В., Мышенкова М. С., Брянцева Г. В. Вулкан Эльбрус.

Северный Кавказ // Жизнь Земли. 2015. Т. 37. С. 12–20.

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

Котляков В. М., Плам М. Я. Подсчет количества твердых осадков

на горных ледниках и роль метелевого переноса в их перераспределе-

нии (по исследованиям на Эльбрусе) // Тепловой и водный режим снеж-

но-ледниковых толщ. М.: Наука, 1965. С. 87–117.

Котляков В. М., Рототаева О. В., Носенко Г. А., Десинов Л. В., Осо-

кин Н. И., Чернов Р. А. Кармадонская катастрофа: что случилось и чего

ждать дальше. М.: Издат. дом «Кодекс», 2014. 184 с.

Кравцова В. И. Карта мощности льда // МГИ. 1967. Т. 13. С. 151–157.

Кренке А. Н. Массообмен в ледниковых системах на территории

СССР // Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.

Кузьмин П. П. Процесс таяния снежного покрова. Л.: Гидрометиздат,

1961. 346 c.

Кутузов С. С., Лаврентьев И. И., Василенко Е. В., Мачерет Ю. Я., Пе-

траков Д. А., Попов Г. В. Оценка объема ледников Большого Кавказа

по данным радиозондирования и моделирования // Криосфера Земли.

2015. Т. XIХ (1). С. 78–88.

Лаверов Н. П., Добрецов Н. Л., Богатиков О. А., Бондур В. Г., Гурбанов А. Г.,

Карамурзов Б. С., Коваленко В. И., Мелекесцев И. В., Нечаев Ю. В., Поно-

марева В. В., Рогожин Е. А., Собисевич А. Л., Собисевич Л. Е., Федотов С. А.,

Демченко П. Ф., Кислов А. В. Стохастическая динамика природных

объектов: броуновское движение и геофизические приложения. М.: ГЕОС,

2010. 190 с.

Дзердзеевский Б. Л. Циркуляционные механизмы в атмосфере север-

ного полушария в ХХ столетии // Материалы метеорологических иссле-

дований, изд. ИГ АН СССР и Междувед. Геофиз. Комитета при Президи-

уме АН СССР. М., 1968. 240 с.

Докукин М. Д., Хаткутов А. В. Озера у ледника Малый Азау на Эль-

брусе: динамика и прорывы // Лед и снег. 2016. Т. 56 (4). С. 472–479.

doi:10.15356/2076–6734–2016–4–472–479.

Долгова Е. А., Соломина О. Н. Первая количественная реконструк-

ция температуры воздуха теплого периода на Кавказе по дендрохро-

нологическим данным // Доклады Академии наук. 2010. Т. 431 (2).

С. 252–256.

Дорошина Г. Я. Мхи (Bryophyta) Абхазии // Новости сист. низш. раст.

2015. Т. 49. С. 295–313.

Дорошина Г. Я. Мхи Северного Приэльбрусья (Центральный Кавказ) //

Новости сист. низш. раст. 2013. Т. 47. С. 310–317.

Дубянский В. В. К вопросу о горных породах с высших пунктов восточ-

ной и западной вершин Эльбруса. Записки Кавказского отдела русского

географического общества. Кн. 26. Вып. 8. Тифлис: тип. К. П. Козловско-

го, 1910. 22 с.

Дюргеров М. Б., Михаленко В. Н., Гобеджишвили Р. Г. Письмо в редак-

цию МГИ об исследованиях на Катынском плато // МГИ. 1988. Т. 64.

С. 245–248.

Загороднов В. С., Архипов С. М., Бажев А. Б., Востокова Т. А., Королев П. А.,

Рототаева О. В., Синькевич С. А., Хмелевской И. Ф. Строение, состав и гидро-

термический режим ледника Гарабаши на Эльбрусе // МГИ. 1992. Т. 73.

С. 109–117.

Зилитинкевич С. С. Динамика пограничного слоя атмосферы. Л.: Ги-

дрометеоиздат, 1970. 290 с.

Золотарев Е. А., Алейников А. А., Харьковец Е. Г. Сокращение оледене-

ния Эльбруса в ХХ столетии // МГИ. 2005. Т. 98. С. 162–166.

Золотарев Е. А. Эволюция оледенения Эльбруса. Картографо-аэро-

космические технологии гляциологического мониторинга. М.: Научный

мир, 2009. 238 с.

Золотарев Е. А., Харьковец Е. Г. Оледенение Эльбруса в конце ХХ в.

(цифровая ортофотокарта Эльбруса на 1997 г.) // МГИ. 2000. Т. 89.

С. 175–181.

Золотарев Е. А., Харьковец Е. Г. Эволюция оледенения Эльбруса после

малого ледникового периода // Лед и снег. 2012. Т. 2 (118). С. 15–22.

332 333

Ледники и климат Эльбруса Литература

Михаленко В. Н. Глубинное строение ледников тропических и умерен-

ных широт. М.: Издательство ЛКИ, 2008. 320 с.

Михаленко В. Н., Кутузов С. С., Лаврентьев И. И., Кунахович М. Г.,

Томпсон Л. Г. Исследования западного ледникового плато Эльбруса: ре-

зультаты и перспективы // МГИ. 2005. Т. 99. С. 185–190.

Михаленко В. Н., Кутузов С. С., Нагорнов О. В., Тюфлин С. А., Лаврен-

тьев И. И., Марченко С. А., Окопный В. И. Стратиграфическое строение

и температурный режим фирново-ледяной толщи на западном плато Эль-

бруса // Экстремальные природные явления и катастрофы: в 2 т. / отв.

ред. А. О. Глико; ИФЗ РАН. М.: ИФЗ РАН, 2010; 2011. Т. 2: геология ура-

на, геоэкология, гляциология / отв. ред. В. М. Котляков, ИГ РАН; отв.

сост. А. Л. Собисевич, ИФЗ РАН. М.: ИФЗ РАН, 2011. С. 180–188.

Мысленков С. А., Кречик В. А., Соловьев Д. М. Анализ температуры воды

в прибрежной зоне балтийского моря по спутниковым данным и измере-

ниям термокосы // Тр. Гидрометеорологического научно-исследователь-

ского центра Российской Федерации. 2017. № 364. С. 159–169.

Нагорнов О. В., Коновалов Ю. В., Загороднов В. С., Томпсон Л. Г. Восста-

новление температуры поверхности Арктических ледников по данным из-

мерений температуры в скважинах // Инженерно-физический журнал.

2001. Т. 74. № 2. С. 3–12.

Нагорнов О. В., Никитаев В. Г., Простокишин В. М., Тюфлин С. А., Про-

ничев А. Н., Бухарова Т. И., Чистов К. С., Кашафутдинов Р. З., Хоркин В. А.

Вейвлет-анализ в примерах: учебное пособие. М.: НИЯУ МИФИ, 2010.

117 с.

Нагорнов О. В., Тюфлин С. А., Коновалов Ю. В., Костин А. Б. Обратные

задачи палеотермометрии. М.: МИФИ, 2008. 173 с.

Наставление по краткосрочным прогнозам погоды общего назначе-

ния. Федеральная служба по гидрометеорологии и мониторингу окружа-

ющей среды (Росгидромет). Обнинск: ИГ-СОЦИН. 2009. 62 с.

Незваль Е. И., Чубарова Н. Е., Гребнер Ю., Омура А. Влияние атмосфер-

ных параметров на длинноволновую нисходящую радиацию и особенно-

сти ее режима в Москве // Известия РАН. Физика атмосферы и океана.

2012. Т. 48 (6). С. 682–690.

Некоторые итоги исследований Института географии АНСССР

на Эльбрусе // МГИ. 1964. Т. 10. С. 55–103.

Нечаев Ю. В., Собисевич А. Л., Собисевич Л. Е. Вулкан Эльбрус: мате-

ринский очаг и магматические камеры (технология мониторинга) // Из-

менение окружающей среды и климата. Природные и связанные с ними

техногенные катастрофы: 8 т. / пред. ред. кол. Н. П. Лаверов. РАН. М.:

ИФЗ РАН, 2008. Т. 1: Сейсмические процессы и катастрофы / отв. ред.

А. О. Глико. М.: ИФЗ РАН, 2008. С. 297–302.

Хренов А. П., Ярмолюк В. В. Новейший и современный вулканизм на терри-

тории России / отв. ред. Н. П. Лаверов; ИФЗ РАН. М.: Наука, 2005. 604 с.

Лаврентьев И. И., Михаленко В. Н., Кутузов С. С. Толщина льда и под-

ледный рельеф Западного ледникового плато Эльбруса // Лед и снег.

2010. Т. 2 (110). С. 12–18.

Лаврентьев И. И., Петраков Д. А., Кутузов С. С., Коваленко Н. В., Смир-

нов А. М. Оценка потенциала развития ледниковых озёр на Центральном

Кавказе // Лед и снег. 2020. В печати.

Лаврушин В. Ю., Поляк Б. Г., Покровский Б. Г., Каменский И. Л. Оценка

активности мантии в Приэльбрусье по изотопно-геохимическим харак-

теристикам свободных газов подземных вод // Геодинамика, сейсмотек-

тоника и вулканизм Северного Кавказа / ред. Н. П. Лаверов. М.: ОИФЗ

РАН, ИГЕМ РАН, ГНИЦ ПГК (МФ) при КубГУ Минобразования РФ,

2001. С. 272–293.

Лиходеев Д. В., Михаленко В. Н. Температура кровли магматической

камеры вулкана Эльбрус // Геофизические исследования. 2012. Т. 13 (4).

С. 70–75.

Масуренков Ю. П. Кайнозойский вулканизм Эльбрусской вулканиче-

ской области // Тр. ИГЕМ АН СССР. 1961. Т. 51. 132 с.

Масуренков Ю. П. Плотность теплового потока и глубина залегания

магматического очага под вулканом Эльбрус // Бюлл. вулканологических

станций. 1971. Т. 47. С. 79–82.

Масуренков Ю. П., Пантелеев И. Я. Современная деятельность вулкана

Эльбрус // Докл. АН СССР. 1962. Т. 142 (6). С. 1369–1371.

Масуренков Ю. П., Собисевич А. Л. Влияние эндогенного теплового

и флюидного потоков на динамику Эльбрусских ледников // ДАН. 2012.

Т. 442 (2). С. 268–271.

Масуренков Ю. П., Собисевич А. Л., Лиходеев Д. В., Шевченко А. В. Тепло-

вые аномалии Северного Кавказа // Докл. РАН. 2009. Т. 428 (5). С. 667–670.

Матюхин Г. Д. Климатические данные по высотным поясам южного

склона Эльбруса // Информационный сборник о работах по Междуна-

родному геофизическому году. 1960. Вып. 5. С. 130–194.

Мачерет Ю. Я., Берикашвили В. Ш., Василенко Е. В., Соколов В. Г. Ши-

рокополосный импульсный радар для зондирования ледников с оптиче-

ским каналом синхронизации и цифровой обработкой сигналов // Датчи-

ки и системы. 2006. Т 12. С. 2–8.

Михайлов И. Г. Об определении толщины ледников методом элек-

трического зондирования // Изв. АН СССР. Сер. геогр. и геофиз. 1939.

Т. 4–5. С. 417–420.

Михаленко В. Н. Бурение льда близ вершины Эльбруса // Лед и снег.

2010. Т 1. С. 123–126.

334 335

Ледники и климат Эльбруса Литература

Собисевич А. Л., Нечаев Ю. В., Арбузкин В. Н., Трофименко Е. А., Пруц-

кий Н. И., Греков И. И. Новые геофизические данные о структуре магмати-

ческих образований в районе Эльбрусского вулканического центра // Ис-

следования в области геофизики. М.: ОИФЗРАН, 2004. С. 272–285.

Соломина О. Н., Долгова Е. А., Максимова О. Е. Реконструкция гидро-

метеорологических условий последних столетий на северном Кавказе,

в Крыму и на Тянь-Шане по дендрохронологическим данным. М.; СПб.:

Нестор-История, 2012. 232 с.

Соломина О. Н., Калугин И. А., Александрин М. Ю., Бушуева И. С., Да-

рин А. В., Долгова Е. А., Жомелли В., Иванов М. Н., Мацковский В. В., Ов-

чинников Д. В., Павлова И. О., Разумовский Л. В., Чепурная А. А. Бурение

осадков оз. Каракель (долина р. Теберда) и перспективы реконструкции

истории оледенения и климата голоцена на Кавказе // Лед и снег. 2013.

Т. 2 (122). С. 102–111. doi:10.15356/2076–6734–2013–2–102–111.

Справочник по климату СССР. Вып. 14. Т. 2. Л.: Гидрометеоиздат,

1972.

Тареева А. М. Метеорологические условия таяния на ледниках южно-

го склона Эльбруса в 1988–1991 гг. // МГИ. 1996. Т. 80. С. 150–153.

Тареева А. М. Температура воздуха в высокогорной зоне Кавказа в лет-

ний период. МГИ. 1976. Т. 28. С. 59–66.

Тепловой и водный режим снежно-ледниковых толщ / под ред.

Г. А. Авсюка. М.: Наука, 1965. 245 с.

Тихонов А. Н., Арсенин В. Я. Методы решения некорректных задач. М.:

Наука, 1986. 288 с.

Торопов П. А. Температурно-влажностный режим Восточно-Европей-

ской равнины в контрастных климатических условиях: автореф. дис. …

канд. геогр. наук. М.: Изд-во МГУ, 2006.

Торопов П. А. Усовершенствование типизации Клименко для усло-

вий современной циркуляции атмосферы // Вестник МГУ. Сер. 5 «Гео-

графия». 2001. Т. 5. С. 14–22.

Торопов П. А., Михаленко В. Н., Кутузов С. С., Морозова П. А., Шестако-

ва А. А. Температурный и радиационный режим ледников на склонах Эль-

бруса в период абляции за последние 65 лет // Лед и снег. 2016. Т. 56 (1).

С. 5–19. doi:10.15356/2076–6734–2016–1–5–19.

Торопов П. А., Шестакова А. А., Смирнов А. М., Поповнин В. В. Оценка

компонентов теплового баланса ледника Джанкуат (Центральный Кав-

каз) в период абляции в 2007–2015 гг. // Криосфера Земли. 2018. Т. 22.

№ 4. С. 42–54.

Уломов В. И., Данилова Т. И., Медведева Н. С., Полякова Т. П., Шумили-

на Л. С. К оценке сейсмической опасности на Северном Кавказе // Физика

Земли. 2007. Т. 7. С. 31–45.

Оледенение Эльбруса / под ред. Г. К. Тушинского. М.: Изд-во Москов-

ского университета, 1968. 345 с.

Панов В. Д. Эволюция современного оледенения Кавказа. СПб.: Гидро-

метеоиздат, 1993. 432 с.

Петраков Д. А. Опасные гляциальные процессы и защита от них //

Гео риск.2010. Т. 2. С. 6–14.

Полюхов А. А., Чубарова Н. Е., Ривин Г. С. Оценка качества расчета сол-

нечной радиации в COSMO-RU по данным точных радиационных расче-

тов и измерений в Москве в безоблачных условиях // Труды Гидромет-

центра. 2017. Т. 364. С. 38–52.

Поповнин В. В., Петраков Д. А. Ледник Джанкуат за минувшие 34 года

(1967/68–2000/01 гг.) // МГИ. 2005. Т. 98. С. 167–174.

Потемкин А. Д., Софронова Е. В. Печеночники и антоцеротовые Рос-

сии. Т. 1. СПб., Якутск: Бостон-спектр, 2009. 368 с.

Псарева Т. В. Преобразование снежно-фирновой толщи и типы льдо-

образования на Эльбрусе // МГИ. 1964. Т. 10. С. 79–86.

Рец Е. П., Фролова Н. Л., Поповнин В. В. Моделирование таяния поверх-

ности горного ледника // Лед и снег. 2011. Т. 116. № 4. С. 24–31.

Рототаева О. В. Многолетняя изменчивость массообмена горного

ледника // Изв. РАН, серия геогр. 2001. Т. 3. С. 55–61.

Рототаева О. В., Никитин С. А., Бажев А. Б., Носенко Г. А., Носен-

ко О. А., Веснин А. В., Хмелевской И. Ф. Толщина льда на южном склоне

Эльбруса // МГИ. 2002. Вып. 93. С. 143–151.

Рототаева О. В., Носенко Г. А., Керимов А. М., Кутузов С. С., Лаврен-

тьев И. И., Никитин С. А., Керимов A. A., Тарасова Л. Н. Изменения баланса

массы ледника Гарабаши (Эльбрус) на рубеже XX–XXI вв. // Лед и снег.

2019. Т. 59 (1). С. 5–22. doi: 10.15356/2076–6734–2019–1–5–22.

Рототаева О. В., Носенко Г. А., Хмелевской И. Ф., Тарасова Л. Н. Балан-

совое состояние ледника Гарабаши (Эльбрус) в 80-х и 90-х годах ХХ сто-

летия // МГИ. 2003. Вып. 95. С. 111–121.

Рототаева О. В., Тарасова Л. Н. Реконструкция баланса массы ледни-

ка Гарабаши за последнее столетие // МГИ. 2000. Т. 88. С. 16–26.

Рототаева О. В., Хмелевской И. Ф., Бажев А. Б., Хейнтзенберг И.,

Стенберг М., Пингло Ж. Строение и химический состав деятельного слоя

ледника Большой Азау (Эльбрус) в области питания // МГИ. 1998. Т. 84.

С. 25–33.

Сейнова И. Б., Золотарев Е. А. Ледники и сели Приэльбрусья (эволю-

ция оледенения и селевой активности). М.: Научный мир, 2001. 203 с.

Серебряный Л. Р., Голодковская Н. А., Орлов А. В., Малясова Е. С., Ильвес Э. О.

и др. Колебания ледников и процессы моренонакопления на Центральном Кав-

казе. М.: Наука, 1984. 216 с.

336 337

Ледники и климат Эльбруса Литература

Durand G., Falourd S., Fischer H., Flückiger J., Hansson M. E., Huybrechts P.,

Jugie G., Johnsen S. J., Jouzel J., Kaufmann P., Kipfstuhl J., Lambert F., Lipen-

kov V. Y., Littot G. C., Longinelli A., Lorrain R., Maggi V., Masson-Delmotte V.,

Miller H., Mulvaney R., Oerlemans J., Oerter H., Orombelli G., Parrenin F.,

Peel D. A., Petit J.-R., Raynaud D., Ritz C., Ruth U., Schwander J., Siegenthal-

er U., Souchez R., Stauﬀer B., Steﬀensen J. P., Stenni B., Stocker T. F., Tabacco I. E.,

Udisti R., van der Wal R. S. W., van den Broeke M., Weiss J., Wilhelms F., Win-

ther J.-G., Wolﬀ E. W., Zucchelli M. Eight glacial cycles from an Antarctic ice

core // Nature. 2004. V. 429. P. 623–628.

Bahr D. B., Pfeﬀer W. T., Kaser G. A review of volume-area scaling of gla-

ciers // Rev. Geophys. 2015. doi:10.1002/2014RG000470.

Baniya C. B., Solhøy T., Gauslaa Y., Palmer M. W. The elevation gradient of

lichen species richness in Nepal // Lichenologist. 2010. V. 42 (1). P. 83–96.

doi:10.1017/S 0024282909008627.

Barbosa P., San-Miguel-Ayanz J., Camia A., Gimeno M., Liberta G., Schmuck G.

Assessment of ﬁre damages in the EU Mediterranean Countries during the 2003 For-

est Fire Campaign. Ofﬁcial Publication of the European Commission. Ispra, 2004.

Barlow M., Zaitchik B., Paz S., Black E., Evans J., Hoell A. A review of drought

in the Middle East and southwest Asia // J. Clim. 2016. V. 29 (23). P. 8547–

8574. doi:10.1175/JCLI-D-13–00692.1.

Barry R. G. Mountain weather and climate. 3rd Edition. Cambridge: Cam-

bridge University Press, 2008. 532 p.

Bazhev A. B., Rototaeva O., Heitzenberg J., Stenberg M., Pinglot J. F. Physi-

cal and chemical studies in the region of the southern slope of Mount Elbrus,

Caucasus // J. Glaciol. 1998. V. 44 (147). P. 214–222.

Belart J. M. C., Berthier E., Magnússon E., Anderson L. S., Pálsson F., Thor-

steinsson T., Howat I. M., Aðalgeirsdóttir G., Jóhannesson T., Jarosch A. H. Win-

ter mass balance of Drangajökull ice cap (NW Iceland) derived from satel-

lite sub-meter stereo images // The Cryosph. 2017. V. 11 (3). P. 1501–1517.

doi:10.5194/tc-11–1501–2017.

Bengtsson L., Hodges K. I., Roeckner E. Storm tracks and climate change //

Journal of Climate. 2006. V. 19 (15). P. 3518–3543.

Berthier E., Cabot V., Vincent C., Six D. Decadal region-wide and gla-

cier-wide mass balances derived frommulti-temporal ASTER satellite digital

elevation models. Validation over the Mont-Blanc Area // Front. Earth Sci.

2016. V. 4 (63). doi:10.3389/feart.2016.00063.

Bisiaux M. M., Edwards R., McConnell J. R., Curran M. A. J., Van Ommen T. D.,

Smith A. M., Neumann T. A., Pasteris D. R., Penner J. E., Taylor K. Changes in black

carbon deposition to Antarctica from two high-resolution ice core records,

1850–2000 AD // Atmos. Chem. Phys. 2012. V. 12. P. 4107–4115. doi:10.5194/

acp-12–4107–2012.

Флейшман С. М. Сели. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. 352 с.

Черкасов П. А. Радиационный баланс физической поверхности горно-

го ледника в период абляции. Алма-Ата, 1980.

Черноморец С. С., Петраков Д. А., Тутубалина О. В. Прорыв леднико-

вого озера на северо-восточном склоне г. Эльбрус 11 августа 2006 г.: про-

гноз, событие и последствия // МГИ. 2007. Т. 102. С. 225–229.

Черноморец С. С., Петраков Д. А., Алейников А. А., Беккиев М. Ю., Вис-

хаджиева К. С., Докукин М. Д., Калов Р. Х., Кидяева В. М., Крыленко В. В.,

Крыленко И. В., Крыленко И. Н., Рец Е. П., Савернюк Е. А., Смирнов А. М. Про-

рыв озера Башкара (Центральный Кавказ, Россия) 1 сентября 2017 года //

Криосфера Земли. 2018. Т. 22 (2). С. 70–80. doi:10.21782/KZ1560–7496–

2018–2(70–80).

Чижова Ю. Н., Михаленко В. Н., Васильчук Ю. К., Буданцева Н. А., Ко-

зачек А. В., Кутузов С. С., Лаврентьев И. И. Изотопно-кислородный состав

снежно-фирновой толщи на Восточной вершине Эльбруса // Лед и снег.

2019. Т. 59 (3). С. 293–305. doi:10.15356/2076–6734–2019–3–426.

Шхагапсоев С. Х., Харзинов З. Х., Игнатов М. С., Игнатова Е. А. Листо-

стебельные мхи Кабардино-Балкарского высокогорного государственного

заповедника. Нальчик: Полиграфсервис и Т, 2006. 42 с.

Abramov A., Lavrentiev I. I., Kutuzov S. S. Air and surface temperatures

from mount Elbrus East summit area, Caucasus, 5620 m a. s.l., and surface and

ground temperatures at fumarolic ﬁeld, 2013–2015, thermistor measurements

(iButton and Hobo) // PANGAEA, 2017. doi:10.1594/PANGAEA.883566.

Ahmad M., Aggarwal P., van Duren M., Poltenstein L., Araguas L., Kurttas T.,

Wassenaar L. I. Final Report on Fourth interlaboratory comparison exercise for

δ2H and δ18O analysis of water samples (WICO2011). Isotope Hydrology Labo-

ratory, Division of Physical and Chemical Sciences, Department of Nuclear Sci-

ences and Applications, International Atomic Energy Agency. 2012. 67 p.

Alekseychik P. K., Korrensalo A., Mammarella I., Vesala T., Tuittila E.-S. Re-

lationship between aerodynamic roughness length and bulk sedge leaf area in-

dex in a mixed-species boreal mire complex // Geophysical Research Letters.

2017. V. 3. P. 5836–5843. doi 10.1002/2017GL073884.

Alley R. B., Meese D. A., Shuman C. A., Gow A. J., Taylor K. C., Grootes P. M.,

White J. W. C., Ram M., Waddington E. D., Mayewski P. A., Zielinski G. A. Abrupt

increase in Greenland snow accumulation at the end of the Younger Dryas

event // Nature. 1993. V. l (362). P. 527–529.

Andreassen L. M., Huss M., Melvold K., Elvehøy H., Winsvold S. H. Ice thick-

ness measurements and volume estimates for glaciers in Norway // J. Glaciol.

2015. V. 61. P. 763–775. doi:10.3189/2015JoG14J161.

Augustin L., Barbante C., Barnes P. R. F., Barnola J. M., Bigler M., Castel-

lano E., Cattani O., Chappellaz J., Dahl-Jensen D., Delmonte B., Dreyfus G.,

338 339

Ледники и климат Эльбруса Литература

Chin M., Diehl T., Tan Q., Prospero J. M., Kahn R. A., Remer L. A., Yu H., Say-

er A. M., Bian H., Geogdzhayev I. V., Holben B. N., Howell S. G., Huebert B. J.,

Hsu N. C., Kim D., Kucsera T. L., Levy R. C., Mishchenko M. I., Pan X., Quinn P. K.,

Schuster G. L., Streets D. G., Strode S. A., Torres O. Multi-decadal aerosol varia-

tions from 1980 to 2009: A perspective from observations and a global mod-

el // Atmos. Chem. Phys. 2014. V. 14 (7). P. 3657–3690. doi:10.5194/acp-14–

3657–2014.

Chudnovsky A. A., Koutrakis P., Kostinski A., Proctor S. P., Garshick E. Spa-

tial and temporal variability in desert dust and anthropogenic pollution in Iraq,

1997–2010 // J. Air Waste Manag. Assoc. 2017. V. 67 (1). P. 17–26. doi:10.108

0/10962247.2016.1153528.

Collaud Coen M., Weingartner E., Nyeki S., Cozic J., Henning S., Verheg-

gen B., Gehrig R., Baltensperger U. Long-term trend analysis of aerosol variables

at the highalpine site Jungfraujoch // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. D 13213.

doi:10.1029/2006JD 007995.

Copland L., Sharp M. Radio-echo sounding determination of polythermal

glacier hydrology // Eighth International Conference on Ground Penetrating

Radar, Gold Coast, Australia. 2000. SPIE Proceedings 4084. P. 59–64.

Cullen N. J., Mölg T., Kaser J., Steﬀen K., Hardy D. R. Energy-balance model

validation on the top of Kilimanjaro, Tanzania, using eddy covariance data // An-

nals of Glaciology. 2007. V. 46. P. 227–233. doi:10.3189/172756407782871224.

Dahl-Jensen D., Albert M. R., Aldahan A., Azuma N., Balslev-Clausen D.,

Baumgartner M., Berggren A. M., Bigler M., Binder T., Blunier T., Bourgeois J. C.,

Brook E. J., Buchardt S. L., Buizert C., Capron E., Chappellaz J., Chung J., Clau-

sen H. B., Cvĳanovic I., Davies S. M., Ditlevsen P., Eicher O., Fischer H., Fish-

er D. A., Fleet L. G., Gfeller G., Gkinis V., Gogineni S., Goto-Azuma K., Grinsted A.,

Gudlaugsdottir H., Guillevic M., Hansen S. B.,. Hansson M., Hirabayashi M.,

Hong S., Hur S. D., Huybrechts P., Hvidberg C. S., Iizuka Y., Jenk T., Johnsen S. J.,

Jones T. R., Jouzel J., Karlsson N. B., Kawamura K., Keegan K., Kettner E., Kipf-

stuhl S., Kjaer H. A., Koutnik M., Kuramoto T., Kohler P., Laepple T., Landais A.,

Langen P. L., Larsen L. B., Leuenberger D., Leuenberger M., Leuschen C., Li J., Li-

penkov V., Martinerie P., Maselli O. J., Masson-Delmotte V., McConnell J. R., Mill-

er H., Mini O., Miyamoto A., Montagnat-Rentier M., Mulvaney R., Muscheler R.,

Orsi A. J., Paden J., Panton C., Pattyn F., Petit J. R., Pol K., Popp T., Possnert G.,

Prie F., Prokopiou M., Quiquet A., Rasmussen S. O., Raynaud D., Ren J., Reuten-

auer C., Ritz C., Rockmann T., Rosen J. L., Rubino M., Rybak O., Samyn D., Sa-

part C. J., Schilt A., Schmidt A. M. Z., Schwander J., Schupbach S., Seierstad I.,

Severinghaus J. P., Sheldon S., Simonsen S. B., Sjolte J., Solgaard A. M., Sowers T.,

Sperlich P., Steen-Larsen H. C., Steﬀen K., Steﬀensen J. P., Steinhage D., Stock-

er T. F., Stowasser C., Sturevik A. S., Sturges W. T., Sveinbjornsdottir A., Svens-

son A., Tison J. L., Uetake J., Vallelonga P., van de Wal R. S. W., van der Wel G.,

Bohleber P., Erhardt T., Spaulding N., Hoﬀmann H., Fischer H., Mayewski P.

Temperature and mineral dust variability recorded in two low-accumulation

Alpine ice cores over the last millennium // Clim. Past. 2018. V. 14. P. 21–37.

doi:10.5194/cp-14–21–2018.

Bond T. C., Doherty S. J., Fahey D. W., Forster P. M., Berntsen T., DeAn-

gelo B.J., Flanner M. G., Ghan S., Karcher B., Koch D., Kinne S., Kondo Y.,

Quinn P. K., Saroﬁm M. C., Schultz M. G., Schulz M., Venkataraman C., Zhang H.,

Zhang S., Bellouin N., Guttikunda S. K., Hopke P. K., Jacobson M. Z., Kaiser J. W.,

Klimont Z., Lohmann U., Schwarz J. P., Shindell D., Storelvmo T., Warren S. G.,

Zender C. S. Bounding the role of black carbon in the climate system: A sci-

entiﬁc assessment // J. Geophys. Res. — Atmos. 2013. V. 118. P. 5380–5552.

doi:10.1002/jgrd.50171.

Breisinger C., Diao X., Thurlow J., Hassan R. M. A. Potential impacts of a

green revolution in Africa — the case of Ghana // Journal of international de-

velopment. 2011. V. 23 (1). P. 82–102. doi: 10.1002/jid.1641.

Broeke M. R. Momentum, heat and moisture budgets of katabatic wind lay-

er over midlatitude glacier in summer // Journal of Applied Meteorology. 1997.

Vol. 36. Issue 6. P. 763–774.

Bronk Ramsey C. Radiocarbon Calibration and Analysis of Stratigra-

phy: The OxCal Program // Radiocarbon. 1995. V. 37 (02). P. 425–430.

doi:10.1017/S 0033822200030903.

Brun F., Berthier E., Wagnon P., Kääb A., Treichler D. A spatially resolved es-

timate of High Mountain Asia glacier mass balances from 2000 to 2016 // Nat.

Geosci. 2017. V. 10. P. 668–673. doi:10.1038/ngeo2999.

Carslaw H. S., Jaeger J. C. Conduction of heat in solids. Oxford: Clarendon

Press, 1959. 510 p.

Casado M., Münch T., Laepple T. Climatic information archived in ice cores:

impact of intermittency and diﬀusion on the recorded isotopic signal in Ant-

arctica // Clim. Past Discuss. 2019. doi.org/10.5194/cp-2019–134, in review.

Chappellaz J., Stowasser C., Blunier T., Baslev-Clausen D., Brook E. J., Dall-

mayr R., Faïn X., Lee J. E., Mitchell L. E., Pascual O., Romanini D., Rosen J.,

Schüpbach S. High-resolution glacial and deglacial record of atmospheric

methane by continuous-ﬂow and laser spectrometer analysis along the NEEM

ice core // Clim. Past. 2013. V. 9. P. 2579–2593. doi:10.5194/cp-9–2579–2013.

Chen J., Del Genio A. D., Carlson B. E., Bosilovich M. G. The spatiotemporal

structure of twentieth-century climate variations in observations and reanal-

yses. Pt. I: Long-term trend // Journ. of Climate. 2008. V. 21. P. 2611–2633.

Chernokulsky A., Kozlov F., Zolina O., Bulygina O., Mokhov I. I., Semen-

ov V. A. Observed changes in convective and stratiform precipitation in North-

ern Eurasia over the last ﬁve decades // Environmental Research Letters. 2019.

V. 14 (4). P. 045001. doi:10.1088/1748–9326/aafb82.

340 341

Ледники и климат Эльбруса Литература

Dowdeswell J. A., Evans S. Investigations of the form and ﬂow of ice sheets

and glaciers using radio-echo sounding // Reports Prog. Phys. 2004. V. 67.

P. 1821–1861. doi:10.1088/0034–4885/67/10/R 03.

Draxler R. R., Hess G. D. An overview of the HYSPLIT_4 modeling system of tra-

jectories, dispersion, and deposition // Aust. Meteor. Mag. 1998. V. 47. P. 295–308.

Eichler A., Brütsch S., Olivier S., Papina T., Schwikowski M. A 750 year ice

core record of past biogenic emissions from Siberian boreal forests // Geophys.

Res. Lett. 2009. V. 36 (18), L18813. doi:10.1029/2009GL038807.

Eichler A., Tobler L., Eyrikh S., Gramlich G., Malygina N., Papina T., Schwi-

kowski M. Three centuries of Eastern European and Altai lead emissions re-

corded in a Belukha ice core // Environ. Sci. Technol. 2012. V. 46 (8). P. 4323–

4330. doi:10.1021/es2039954.

Ekaykin A. A., Lipenkov V. Y., Barkov N. I., Petit J. R., Masson-Delmotte V. Spa-

tial and temporal variability in isotope composition of recent snow in the vicinity

of Vostok station, Antarctica: implications for ice-core record interpretation //

Annals of Glaciology. 2002. V. 35. P. 181–186. doi:10.3189/172756402781816726.

Eltahir E. A. B., Bras R. L. Precipitation recycling // Reviews of Geophys-

ics. 1996. V. 34 (3). P. 367–378.

Fagerli H., Legrand M., Preunkert S., Vestreng V., Simpson D., Cerqueira M.

Modeling historical long-term trends of sulfate, ammonium, and elemental car-

bon over Europe: A comparison with ice core records in the Alps // J. Geophys.

Res. 2007. V. 112 (D 23). P. D 23S 13. doi:10.1029/2006JD 008044.

Faillettaz J., Funk M., Vincent C. Avalanching glacier instabilities: Review

on processes and early warning perspectives // Rev. Geophys. 2015. V. 53.

P. 203–224. doi:10.1002/2014RG000466.

Farinotti D., Brinkerhoﬀ D. J., Clarke G. K. C., Fürst J. J., Frey H., Gantayat P.

et al. How accurate are estimates of glacier ice thickness? Results from ITMIX,

the Ice Thickness Models Intercomparison experiment // The Cryosphere.

2017. V. 11. P. 949–970. doi:10.5194/tc-11–949–2017.

Farinotti D., Huss M., Fürst J. J., Landmann J., Machguth H., Maussion F.,

Pandit A. A consensus estimates for the ice thickness distribution of all glaciers

on Earth // Nature Geosci. 2019. V. 1. doi:10.1038/s41561–019–0300–3.

Farinotti D., Longuevergne L., Moholdt G., Duethmann D., Mölg T., Bolch T.

et al. Substantial glacier mass loss in the Tien Shan over the past 50 years //

Nat. Geosci. 2015. V. 8. P. 716–722. doi:10.1038/ngeo2513.

Feiger N., Huss M., Leinss S., Sold L., Farinotti D. The bedrock topography of

Gries- and Findelengletscher // Geogr. Helv. 2018. V. 73. P. 1–9. doi:10.5194/

gh-73–1–2018.

Fischer A., Kuhn M. Ground-penetrating radar measurements of 64 Austri-

an glaciers between 1995 and 2010 // Ann. Glaciol. 2013. V. 54. P. 179–188.

doi:10.3189/2013AoG64A108.

Vaughn B. H., Vinther B., Waddington E., Wegner A., Weikusat I., White J. W. C.,

Wilhelms F., Winstrup M., Witrant E., Wolﬀ E. W., Xiao C., Zheng J. Eemian inter-

glacial reconstructed from a Greenland folded ice core // Nature. 2013. V. 493.

V. 489–494. doi:10.1038/nature11789.

Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus. 1964. V. XVI (4).

P. 436–468.

Dansgaard W. The isotopic composition of natural waters. København. Bi-

anco Lunos. Bogtrykkeri A/S. 1961. 120 p.

Dansgaard W., Johnsen S. J. A ﬂow model and a time scale for the ice core

from Camp Century, Greenland // Journal of Glaciology. 1969. V. 8 (53).

P. 215–223.

Dansgaard W., Johnsen S. J., Møller J., Langway C. C., Jr. One thousand cen-

turies of climatic record from Camp Century on the Greenland ice sheet // Sci-

ence. 1969. V. 166. P. 377–381.

Daubechies I. Ten Lectures on Wavelets. Philadelphia, PA: Society for In-

dustrial and Applied Mathematics, 1992. 357 p.

De Angelis M., Steﬀensen J. P., Legrand M., Clausen H., Hammer C. Prima-

ry aerosol (sea salt and soil dust) deposited in Greenland ice during the last

climatic cycle: Comparison with east Antarctic records // J. Geophys. Res.

Ocean. 1997. V. 102 (C 12). P. 26681–26698. doi:10.1029/97JC 01298.

De Châtel F. The Role of Drought and Climate Change in the Syrian Up-

rising: Untangling the Triggers of the Revolution // Middle East. Stud. 2014.

V. 50 (4). P. 521–535. doi:10.1080/00263206.2013.850076.

Dee D. P., Uppala S. M., Simmons A. J., Berrisford P., Poli P., Kobayashi S., An-

drae U., Balmaseda M. A., Balsamo G., Bauer P., Bechtold P., Beljaars A. C. M., van

der Berg L., Bidlot J., Bormann N., Delsol C., Dragani R., Fuentes M., Geer A. J., Haim-

berger L., Healy S. B., Hersbach H., Hólm E. V., Isaksen L., Kållberg P., Köhler M.,

Matricardi M., Mcnally A. P., Monge-Sanz B. M., Morcrette J. J., Park B. K., Peu-

bey C., de Rosnay P., Tavolato C., Thépaut J. N., Vitart F. The ERA-Interim reanaly-

sis: Conﬁguration and performance of the data assimilation system // Q. J. R. Me-

teorol. Soc. 2011. V. 137 (656). P. 553–597. doi:10.1002/qj.828.

Delmonte B., Petit J.-R., Maggi V. Glacial to Holocene implications of the new

27000-year dust record from the EPICA Dome C (East Antarctica) ice core //

Clim. Dyn. 2002. V. 18 (8). P. 647–660. doi:10.1007/s00382–001–0193–9.

Diehl T., Heil A., Chin M., Pan X., Streets D., Schultz M., Kinne S. Anthropo-

genic, biomass burning, and volcanic emissions of black carbon, organic carbon,

and SO2 from 1980 to 2010 for hindcast model experiments // Atmos. Chem.

Phys. Discuss. V. 12. P. 24895–24954. doi:10.5194/acpd-12–24895–2012.

Dolgova E. June — September temperature reconstruction in the North-

ern Caucasus based on blue intensity data // Dendrochronologia. 2016. V. 39.

P. 17–23. doi:10.1016/j.dendro.2016.03.002.

342 343

Ледники и климат Эльбруса Литература

based on MODIS Deep Blue aerosol products // Rev. Geophys. 2012. V. 50

(RG3005). P. 1–36.

Gkinis V., Simonsen S. B., Buchardt S. L., White J. W. C., Vinther B. M. Water

isotope diﬀusion rates from the NorthGRIP ice core for the last 16,000 years —

Glaciological and paleoclimatic implications // Earth and Planetary Science

Letters. 2014. V. 405. P. 132–141.

Glacier Mass Balance Bulletin No. 12 (2010–2011). Edited by: M. Zemp,

S. U. Nussbaumer, K. Naegeli, I. Gärtner-Roer, F. Paul, M. Hoelzle, W. Haeber-

li. Zurich: World Glacier Monitoring Service, 2013. 106 р.

Global Glacier Change Bulletin No. 2 (2014–2015). Edited by: M. Zemp,

S. U. Nussbaumer, I. Gärtner-Roer, J. Huber, H. Machguth, F. Paul, M. Hoe-

lzle. Zurich: World Glacier Monitoring Service, 2017. 244 p. doi:10.5904/

wgms-fog-2017–10.

Greve R. Relation of measured basal temperatures and the spatial distribu-

tion of the geothermal heat ﬂux for the Greenland ice sheet // Annals of Glaci-

ology. 2005. V. 42. P. 424–432.

Grigholm B., Mayewski P. A., Kang S., Zhang Y., Morgenstern U., Schwikow-

ski M., Kaspari S., Aizen V., Aizen E., Takeuchi N., Maasch K. A., Birkel S., Hand-

ley M., Sneed S. Twentieth century dust lows and the weakening of the west-

erly winds over the Tibetan Plateau // Geophysical Research Letters. 2015.

V. 42 (7). P. 2434–2441. doi: 10.1002/2015gl063217.

Grigholm B., Mayewski P. A., Aizen V., Kreutz K., Aizen E., Kang S., Maasch K. A.,

Sneed S. B. A twentieth century major soluble ion record of dust and anthropogenic

pollutants from Inilchek Glacier, Tien Shan // J. Geophys. Res. 2017. V. 122 (3).

P. 1884–1900. doi:10.1002/2016JD 025407.

Grinsted A. An estimate of global glacier volume // The Cryosphere. 2013.

V. 7. P. 141–151. doi:10.5194/tc-7–141–2013.

Hardy D. R., Vuille M., Bradley R. S. Variability of snow accumulation and

isotopic composition on Nevado Sajama, Bolivia // Journ. Geophys. Research.

2003. V. 108. D 224693. doi:10.1029/2003JD 003623.

Harrison S., Kargel J. S., Huggel C., Reynolds J., Shugar D. H., Betts R. A.,

Emmer A., Glasser N., Haritashya U. K., Klimeš J., Reinhardt L., Schaub Y., Wilt-

shire A., Regmi D., Vilímek V. Climate change and the global pattern of mo-

raine-dammed glacial lake outburst ﬂoods // The Cryosphere. 2018. V. 12.

P. 1195–1209. doi:10.5194/tc-12–1195–2018.

Hock R., Bliss A., Marzeion B., Giesen R., Hirabayashi Y., Huss M., Slangen A.

GlacierMIP — A model intercomparison of global-scale glacier mass-balance

models and projections // Journal of Glaciology. 2019. V. 65 (251). P. 453–467.

doi:10.1017/jog.2019.22.

Hodzic A., Vautard R., Chepfer H., Goloub P., Menut L., Chazette P., Deuzé J. L.,

Apituley A., Couvert P. Evolution of aerosol optical thickness over Europe during

Fischer M., Huss M., Hoelzle M. Surface elevation and mass changes of all

Swiss glaciers 1980–2010 // The Cryosphere. 2015. V. 9. P. 525–540. doi:

10.5194/tc-9–525–2015.

Flanner M. G., Zender C. S., Randerson J. T., Rasch P. J. Present-day climate

forcing and response from black carbon in snow // J. Geophys. Res. 2007. V.

112. D 11202. doi:10.1029/2006jd008003.

Fomin B. A., Correa M. P. A k-distribution technique for radiative transfer

simulation in inhomogeneous atmosphere: 2. FKDM, fast k-distribution mod-

el for the shortwave // J. Geophys. Res. 2005. V. 110. P. D 02106. doi:10.1029/

2004JD 005163.

Forster C., Stohl A., Siebert P. Parametrization of convective transport in a

lagrangian particle dispersion model and its evaluation // Journ. of Applied

Meteorology and Climatology. 2007. V. 46 (4). P. 403–422.

Gabrielli P., Barbante C., Bertagna G., Bertó M., Binder D., Carton A., Car-

turan L., Cazorzi F., Cozzi G., Dalla Fontana G., Davis M., De Blasi F., Dinale R.,

Dragà G., Dreoss G. I., Festi D., Frezzotti M., Gabrieli J., Galos S., Ginot P., Heiden-

wolf P., Jenk T. M., Kehrwald N., Kenny D., Magand O., Mair V., Mikhalenko V.,

Lin P. N., Oeggl K., Piﬀer G., Rinaldi M., Schotterer U., Schwikowski M., Seppi R., Spo-

laor A., Stenni B., Tonidande D. L, Uglietti C., Zagorodnov V., Zanoner T., Zennaro P.

Age of the Mt. Ortles ice cores, the Tyrolean Iceman and glaciation of the highest

summit of South Tyrol since the Northern Hemisphere Climatic Optimum // The

Cryosphere. 2016. V. 10. P. 2779–2797. doi:10.5194/tc-10–2779–2016.

Gambaro A., Zangrando R., Gabrielli P., Barbante P., Cescon P. Direct de-

termination of Levoglucosan at the picogram per milliliter level in Antarctic

ice by high-performance liquid chromatography/electrospray ionization triple

quadrupole mass spectrometry // Anal. Chem. 2008. V. 80 (5). P. 1649–1655.

doi:10.1021/ac701655x.

Gärtner-Roer I., Andreassen L. M., Bjerre E., Farinotti D., Fischer A., Fisch-

er M. et al. WGMS: Glacier Thickness Database 2.0. World Glacier Monitoring

Service. 2016. doi:10.5904/wgms-glathida-2016–07.

Gat J. R., Shemesh A., Tziperman E., Hecht A., Georgopoulos D., Basturk O.

The stable isotope composition of waters of the eastern Mediterranean Sea //

J. Geophysical Res. 1996. V. 101 (3). P. 6441–6451.

Gilbert A., Vincent C. Atmospheric temperature changes over the 20th

century at very high elevations in the European Alps from englacial tempera-

tures // Geophys. Res. Lett. 2013. V. 40. 2102–2108. doi:10.1002/grl.50401.

Gilbert A., Vincent C., Gagliardini O., Krug J., Berthier E. Assessment of

thermal change in cold avalanching glaciers in relation to climate warming //

Geophys. Res. Lett. 2015. V. 42. P. 6382–6390. doi:10.1002/2015GL064838.

Ginoux P., Prospero J. M., Gill T. E., Hsu N. C., Zhao M. Global-scale at-

tribution of anthropogenic and natural dust sources and their emission rates

344 345

Ледники и климат Эльбруса Литература

applied to an ice core from the Alps indicating late Pleistocene ages // J. Geo-

phys. Res. — Atmos. 2009. V. 114. D 14305. doi:10.1029/2009JD 011860.

Jenk T. M., Szidat S., Schwikowski M., Gäggeler H. W., Brütsch S., Wacker L.,

Synal H.-A., Saurer M. Radiocarbon analysis in an Alpine ice core: record of

anthropogenic and biogenic contributions to carbonaceous aerosols in the

past (1650–1940) // Atmos. Chem. Phys. 2006. V. 6 (12). P. 5381–5390.

doi:10.5194/acp-6–5381–2006.

Johnsen S. J. Stable isotope homogenization of polar ﬁrm and ice // IAHS

publ. 1977. V. 183. P. 210–219.

Johnsen S. J., Clausen H. B., Dansgaard W., Gundestrup N., Hammer C. U.,

Andersen U., Andersen K. K., Hvidberg C. S., Dahl-Jensen D., Steﬀensen J. P., Sho-

ji H., Sveinbjorndøttir A. E., White J., Jouzel J., Fisher D. The δ18О record along

the Greenland Ice Core Project deep ice core and the problem of possible Ee-

main climatic variability // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P. 26397–26410.

Johnsen S. J., Dahl-Jensen D., Gundestrup N., Steﬀensen J. P., Clausen H. B.,

Miller H., Masson-Delmotte V., Sveinbjörnsdottir A. E., White J. Oxygen isotope

and palaeotemperature records from six Greenland ice-core stations: Camp

Century, Dye-3, GRIP, GISP2, Renland and NorthGRIP // Journ. Quat. Sci.

2001. V. 16 (4). P. 299–307. doi.org/10.1002/jqs.622.

Judith J., Doorschot J., Lehning M., Vrouwe A. Field measurements of snow-

drift threshold and mass ﬂuxes, and related model simulations // Boundary-

Layer Meteorology. 2004. doi:10.1007/s10546–004–8659-z.

Kapitsa V., Shahgedanova M., Machguth H., Severskiy I., Medeu A. Assessment

of evolution and risks of glacier lake outbursts in the Djungarskiy Alatau, Central

Asia, using Landsat imagery and glacier bed topography modelling // Nat. Haz-

ards Earth Syst. Sci. 2017. V. 17. P. 1837–1856. doi:10.5194/nhess-17–1837–2017.

Kaspari S., Mayewski P. A., Handley M., Kang S., Hou S., Sneed S.,

Maasch K., Qin D. A High-Resolution Record of Atmospheric Dust Composi-

tion and Variability since a. d. 1650 from a Mount Everest Ice Core // J. Clim.

2009. V. 22 (14). P. 3910–3925. doi:10.1175/2009JCLI2518.1.

Kaspari S. D., Schwikowski M., Gysel M., Flanner M. G., Kang, S., Hou S.,

Mayewski P. A. Recent increase in black carbon concentrations from a Mt.

Everest ice core spanning 1860–2000AD // Geophys. Res. Lett. 2011. V. 38.

L04703. doi:10.1029/2010gl046096.

Kawamura K., Izawa Y., Mochida M., Shiraiwa T. Ice core records of bio-

mass burning tracers (levoglucosan and dehydroabietic, vanillic and p-hy-

droxybenzoic acids) and total organic carbon for past 300 years in the Kam-

chatka Peninsula, Northeast Asia // Geochim. Cosmochim. Acta. 2012. V. 99.

P. 317–329, doi:10.1016/j.gca.2012.08.006.

Kehrwald N., Zangrando R., Gabrielli P., Jaﬀrezo J. L., Boutron C., Barban-

te C., Gambaro A. Levoglucosan as a speciﬁc marker of ﬁre events in Greenland

the August 2003 heat wave as seen from CHIMERE model simulations and

POLDER data // Atmos. Chem. Phys. 2006. V. 6. P. 1853–1864. doi:10.5194/

acp-6–1853–2006.

Hoﬀmann H., Friedrich R., Kromer B., Fahrni S. Status report: Implementa-

tion of gas measurements at the MAMS 14 C AMS facility in Mannheim, Ger-

many // Nucl. Instruments Methods Phys. Res. Sect. B Beam Interact. with

Mater. Atoms. 2017. V. 410. P. 184–187. doi:10.1016/j.nimb.2017.08.018.

Hoﬀmann H., Preunkert S., Legrand M., Leinfelder D., Bohleber P., Fried-

rich R., Wagenbach D. A New Sample Preparation System for Micro-14C Dat-

ing of Glacier Ice with a First Application to a High Alpine Ice Core from

Colle Gnifetti (Switzerland) // Radiocarbon.2018. V. 60 (02). P. 517–533.

doi:10.1017/RDC.2017.99.

Holobâcâ I. H. Glacier Mapper — a new method designed to assess change

in mountain glaciers // Int. J. Remote Sens. 2013. V. 34. P. 8475–8490. doi:10.

1080/01431161.2013.843804.

Holton J. R., Hakim G. J. An Introduction to Dynamic Meteorology. Waltham,

MA. Oxford: Academic Press, 2013.

Hooper J., Marx S. A global doubling of dust emissions during the Anthro-

pocene? // Glob. Planet. Change. 2018. V. 169 (June). P. 70–91. doi:10.1016/j.

gloplacha.2018.07.003.

Hörhold M. W., Kipfstuhl S., Wilhelms F., Freitag J., Frenzel A. The densiﬁ-

cation of layered polar ﬁrn // J. Geophys. Res. 2011. V. 116. P. F01001: 1–15.

doi:10.1029/2009JF001630.

Hudson R. D., Andrade M. F., Follette M. B., Frolov A. D. The total ozone

ﬁeld separated into meteorological regimes–Part II: Northern Hemisphere

mid-latitude total ozone trends // Atmospheric Chemistry and Physics. 2006.

V. 6 (12). P. 5183–5191.

Hunt C. R., Snyder W. H. Experiments on stably and neutrally stratiﬁed ﬂow

over a model three-dimensional hill // J. Fluid Mech. 1980. V. 96. P. 671–704.

Huss M. Density assumptions for converting geodetic glacier volume

change to mass change // The Cryosphere. 2013. V. 7. P. 877–887. doi: 10.5194/

tc-7–877–2013.

Huss M., Hock R. A new model for global glacier changes and sea-level rise //

Frontiers in Earth Sciences. 2015. V. 3. P. 54. doi:10.3389/feart.2015.00054.

IPCC 2019. Chapter 2: High Mountain Areas, in IPCC Special Report on

Ocean and Cryosphere in a Changing Climate Hock, R., G. Rasul, C. Adler,

B. Cáceres, S. Gruber, Y. Hirabayashi, M. Jackson, A. Kääb, S. Kang, S. Kutu-

zov, A. Milner, U. Molau, S. Morin, B. Orlove and H. Steltzer. http://report.

ipcc.ch/srocc/pdf/SROCC_FinalDraft_Chapter2.pdf.

Jenk T. M., Szidat S., Bolius D., Sigl M., Gäggeler H. W., Wacker L., Ruﬀ M., Bar-

bante C., Boutron C. F., Schwikowski M. A novel radiocarbon dating technique

346 347

Ледники и климат Эльбруса Литература

in 2009–2012 using snow pit and ﬁrn core records // The Cryosphere. 2013. V.

7 (5). P. 1481–1498. doi:10.5194/tc-7–1481–2013.

Kutuzov S. S., Mikhalenko V. N., Grachev A. M., Ginot G., Lavrentiev I. I.,

Kozachek A. V., Krupskaya V. V., Ekaykin A. A., Tielidze L. G., Toropov P. A. First

geophysical and shallow ice core investigation of the Kazbek plateau glacier,

Caucasus Mountains // Environmental Earth Sciences. 2016. V. 75. P. 1488.

doi:10.1007/s12665–016–6295–9.

Lanz V. A., Prévôt A. S. H., Alfarra M. R., Weimer S., Mohr C., DeCarlo P. F.,

Gianini M. F. D., Hueglin C., Schneider J., Favez O., D’Anna B., George C., Balten-

sperger U. Characterization of aerosol chemical composition with aerosol mass

spectrometry in Central Europe: an overview // Atmospheric Chemistry and

Physics. 2010. V. 10 (21). P. 10453–10471. doi:10.5194/acp-10–10453–2010.

Lapazaran J. J., Otero J., Martín-Español A., Navarro F. J. On the errors in-

volved in ice-thickness estimates II: Errors in digital elevation models of ice

thickness // J. Glaciol. 2016b. V. 62. P. 1021–1029. doi:10.1017/jog.2016.94.

Lapazaran J. J., Otero J., Martin-Español A., Navarro F. J. On the errors in-

volved in ice-thickness estimates I: ground-penetrating radar measurement er-

rors // J. Glaciol. 2016a. V. 62. P. 1008–1020. doi:10.1017/jog.2016.93.

Lavanchy V. M. H., Gäggeler H. W., Schotterer U., Schwikowski M., Balten-

sperger U. Historical record of carbonaceous particle concentrations from a

European high-alpine glacier (Colle Gnifetti, Switzerland) // Journal of Geo-

physical Research: Atmospheres. 1999. V. 104 (D 17). P. 21227–21236.

Legrand M. Chemistry of Antarctic snow and ice // Le J. Phys. Colloq.

1987. V. 48 (C 1). P. C 1–77–C 1–86. doi:10.1051/jphyscol:1987111.

Legrand M., Mayewski P. Glaciochemistry of polar ice cores: A review //

Rev. Geophys. 1997. V. 35 (3). P. 219–243. doi:10.1029/96RG03527.

Legrand M., McConnell J. R., Preunkert S., Arienzo M., Chellman N., Glea-

son K., Sherwen T., Evans M. J., Carpenter L. J. Alpine ice evidence of a three-fold

increase in atmospheric iodine deposition since 1950 in Europe due to increas-

ing oceanic emissions // Proc. Natl. Acad. Sci. 2018. V. 115 (48). P. 12136–

12141. doi:10.1073/pnas.1809867115.

Legrand M., Preunkert S., Jourdain B., Guilhermet J., Faïn X., Alekhina I.,

Petit J. R. Water-soluble organic carbon in snow and ice deposited at Alpine,

Greenland, and Antarctic sites: a critical review of available data and their

atmospheric relevance // Clim. Past. 2013. V. 9. P. 2195–2211. doi:10.5194/

cp-9–2195–2013.

Legrand M., Preunkert S., Oliveira T., Pio C. A., Hammer S., Gelencsér A.,

Kasper-Giebl A., Laj P. Origin of C 2 — C 5 dicarboxylic acids in the Europe-

an atmosphere inferred from year-round aerosol study conducted at a west-

east transect // J. Geophys. Res. 2007. V. 112 (D 23). P. D 23S 07. doi:10.1029/

2006JD 008019.

snow // Tellus B: Chemical and Physical Meteorology. 2012. V. 64 (1). P. 18196.

doi: 10.3402/tellusb.v64i0.18196.

Khairedinova A., Kutuzov S., Mikhalenko V., Korost D., Khomyak A. Em-

ploying X-Ray computed tomography for the analysis of intact ice core // Лед

и снег. 2019. В печати.

Khromova T., Nosenko G., Nikitin S., Muraviev A., Popova V., Chernova L.

et al. Changes in the mountain glaciers of continental Russia during the twen-

tieth to twenty-ﬁrst centuries // Reg. Environ. Change. 2019. V. 19. P. 1229–

1247. doi:10.1007/s10113–018–1446-z.

Kistler R., Collins W., Saha S., White G., Woollen J., Kalnay E., Chelliah M.,

Ebisuzaki W., Kanamitsu M., Kousky V., van den Dool H., Jenne R., Fiorino M. The

NCEP–NCAR 50-Year Reanalysis: Monthly Means CD-ROM and Documenta-

tion // Bull. Am. Meteorol. Soc. 2001. V. 82 (2). P. 247–267. doi:10.1175/1520–

0477(2001)082<0247: TNNYRM>2.3.CO;2.

Klemp J. B., Lilly D. K. The dynamics of wave-induced downslope winds //

Journal of Atmospheric Science. 1975. V. 32. P. 320–339.

Knippertz P., Stuut J. B. W. Mineral dust: A key player in the earth system,

Miner. Dust A Key Play // Earth Syst. 2014. P. 1–509. doi:10.1007/978–94–

017–8978–3.

Koçak M., Theodosi C., Zarmpas P., Séguret M. J. M., Herut B., Kallos G., Mi-

halopoulos N., Kubilay N., Nimmo M. Inﬂuence of mineral dust transport on the

chemical composition and physical properties of the Eastern Mediterranean aero-

sol // Atmos. Environ 2012. V. 57. P. 266–277. doi:10.1016/j.atmosenv.2012.04.006.

Konosuke S., Kouichi N., Norikazu M., Tadashi K. Measurements of snow

mass ﬂux and transport rate at diﬀerent particle diameters in drifting snow //

Cold Regions Science and Technology. 1988. V. 27. P. 83–89.

Kozachek A., Mikhalenko V., Masson-Delmotte V., Ekaykin A., Ginot P., Ku-

tuzov S., Legrand M., Lipenkov V., Preunkert S. Large-scale drivers of Caucasus

climate variability in meteorological records and Mt El’brus ice cores // Cli-

mate of the Past. 2017. V. 13(5). P. 473–489. doi:10.5194/cp-13–473–2017.

Krivoruchko K. Empirical Bayesian Kriging Implemented in ArcGIS //

Geostatistical Analyst. ArcUser, 2012. P. 6–10.

Kutuzov S., Lavrentiev I., Smirnov A., Nosenko G., Petrakov D. Volume chang-

es of Elbrus glaciers from 1997 to 2017 // Frontiers in Earth Science. 2019a. V. 7

(153). P. 1–16. doi:10.3389/feart.2019.00153.

Kutuzov S., Legrand M., Preunkert S., Ginot P., Mikhalenko V., Shukurov K.,

Poliukhov A., Toropov P. The Elbrus (Caucasus, Russia) ice core record — Part2:

history of desert dust deposition // Atmospheric Chemistry and Physics.

2019b. V. 19. P. 14133–14148. doi:10.5194/acp-19–14133–2019.

Kutuzov S., Shahgedanova M., Mikhalenko V., Ginot P., Lavrentiev I., Kemp S.

High-resolution provenance of desert dust deposited on Mt. Elbrus, Caucasus

348 349

Ледники и климат Эльбруса Литература

Chem. Phys. 2010. V. 10 (22). P. 10875–10893. doi:10.5194/acp-10–10875–

2010.

Marti R., Gascoin S., Berthier E., de Pinel M., Houet T., Laﬄy D. Map-

ping snow depth in open alpine terrain from stereo satellite imagery // The

Cryosph., 2016. V. 10 (4). P. 1361–1380. doi:10.5194/tc-10–1361–2016.

Martín-Español A., Vasilenko E. V., Navarro F. J., Otero J., Lapazaran J. J.,

Lavrentiev I., Macheret Y. Y., Machío O. Radio-echo sounding and ice volume

estimates of western Nordenskiöld Land glaciers, Svalbard //Annals of Glaci-

ology. 2013. V. 54 (64). P. 211–217. doi:10.3189/2013AoG64A109.

Martos Y. M., Catalán M., Jordan T. A., Golynsky A., Golynsky D., Eagles G.,

Vaughan D. G. Heat ﬂux distribution of Antarctica unveiled // Geophysical Re-

search Letters. 2017. V. 44 (22). P. 11,417–11,426. doi:10.1002/2017GL075609.

Masson-Delmotte V., Steen-Larsen H. C., Ortega P., Swingedouw D., Popp T.,

Vinther B. M., Oerter H., Sveinbjornsdottir A. E., Gudlaugsdottir H., Box J., Fa-

lourd S., Fettweis X., Gallée H., Garnier E., Gkinis V., Jouzel J., Landais A., Min-

ster B., Paradis N., Orsi A., Risi C., Werner M., White J. W. C. Recent change in

north-west Greenland climate documented by NEEM shallow ice core data

and simulations, and implications for past-temperature reconstructions //

Cryosphere. 2015. V. 9. P. 1481–1504. doi:10.5194/tc-9–1481–2015.

McConnell J. R., Edwards R., Kok G. L., Flanner M. G., Zender C. S., Saltz-

man E. S., Banta J. R., Pasteris D. R., Carter M. M., Kahl J. D. W. 20th-century in-

dustrial black carbon emissions altered arctic climate forcing // Science. 2007.

V. 317. P. 1381–1384. doi:10.1126/science.1144856.

Meehl G. A., Covey C., Delworth T., Latif M., McAvaney B., Mitchell J. F. B.,

Stouﬀer R. J., Taylor K. E. The WCRP CMIP3 multimodel dataset: a new era in

climate change research // Bulletin of the American Meteorological Society.

2007. V. 88 (9). P. 1383–1394.

Middleton N. J. Desert dust hazards: A global review // Aeolian Res. 2017.

V. 24. P. 53–63, doi:10.1016/j.aeolia.2016.12.001.

Mikhalenko V., Sokratov S., Kutuzov S., Ginot P., Legrand M., Preunkert S.,

Lavrentiev I., Kozachek A., Ekaykin A., Faïn X., Lim S., Schotterer U., Lipen-

kov V., Toropov P. Investigation of a deep ice core from the Elbrus western

plateau, the Caucasus, Russia // The Cryosphere. 2015. V. 9. P. 2253–2270.

doi:10.5194/tc-9–2253–2015.

Millard A. R. Conventions for Reporting Radiocarbon Determinations //

Radiocarbon. 2014. V. 56 (02). P. 555–559. doi:10.1017/S 0033822200049596.

Min S. K., Zhang X., Zwiers F. W., Hegerl G. C. Human contribution to more

intense precipitation extremes // Nature. 2011. V. 470 (7334). P. 378–381.

Mölg T., Cullen N. J., Hardy D. R., Kaser G., Klok L. Mass balance of a slope

glacier on Kilimanjaro and its sensitivity to climate // Int. Journ. Climatol.

2008. V. 28. P. 881–892. doi:10.1002/joc.1589.

Li L., Sokolik I. N. Analysis of dust aerosol retrievals using satellite data in

Central Asia // Atmosphere (Basel). 2018. V. 9 (8). doi:10.3390/atmos9080288.

Ligtenberg S. R. M., Helsen M. M., van den Broeke M. R. An improved semi-

empirical model for the densiﬁcation of Antarctic ﬁrn // The Cryosphere. 2011.

V. 5. P. 809–819. doi:10.5194/tc-5–809–2011.

Lim S., Faïn X., Ginot P., Mikhalenko V., Kutuzov S., Paris J. D., Kozach-

ek A., Laj P. Black carbon variability since preindustrial times in Eastern part

of Europe reconstructed from Mt Elbrus, Caucasus, ice cores // Atmospheric

Chemistry and Physics. 2017. V. 17. P. 3489–3505.

Linsbauer A., Frey H., Haeberli W., Machguth H., Azam M. F., Allen S. Mod-

elling glacier-bed overdeepenings and possible future lakes for the glaciers in

the Himalaya-Karakoram region // Annals of Glaciology. 2016. V. 57. P. 119–

130. doi:10.3189/2016AoG71A627.

Long R. R. Some aspects of the ﬂow of stratiﬁed ﬂuids: II. Experiments with

a two-ﬂuid system // Tellus. 1954. V. 6. P. 97–115.

Lorenz D. J., DeWeaver E. T. Tropopause height and zonal wind response to

global warming in the IPCC scenario integrations // Journal of Geophysical

Research: Atmospheres. 2007. V. 112. P. D 10119. doi:10.1029/2006JD 008087.

Lu J., Vecchi G. A., Reichler T. Expansion of the Hadley cell under glob-

al warming // Geophysical Research Letters. 2007. V. 34. P. L06805.

doi:10.1029/2006GL028443.

MacAyeal D. R., Firestone J., Waddington E. Paleothermometry by control

methods // Journal of Glaciology. 1991. V. 37 (127). P. 326–338. doihttps://

doi/:10.3189/S 0022143000005761.

MacDougall A. H., Flowers G. E. Spatial and temporal transferability of a

distributed energy-balance glacier melt-model // J. Clim. 2011. V. 24 (5).

P. 1480–1498.

Maeno N., Ebinuma T. Pressure sintering of ice and its implication to the

densiﬁcation of snow at polar glaciers and ice sheets // J. Phys. Chem. 1983. V.

87. P. 4103–4110. doi:10.1021/j100244a023.

Magnússon E. Volume changes of Vatnajökull ice cap, Iceland, due to sur-

face mass balance, ice ﬂow, and subglacial melting at geothermal areas // Geo-

phys. Res. Lett. 2005. V. 32(L05504). doi:10.1029/2004GL021615.

Mahowald N. M., Ballantine J. A., Feddema J., Ramankutty N. Global trends

in visibility: implications for dust sources // Atmos. Chem. Phys. Discuss.

2007. V. 7 (1). P. 3013–3071. doi:10.5194/acpd-7–3013–2007.

Mahowald N. M., Kloster S., Engelstaedter S., Moore J. K., Mukhopadhyay S.,

McConnell J. R., Albani S., Doney S. C., Bhattacharya A., Curran M. A. J., Flan-

ner M. G., Hoﬀman F. M., Lawrence D. M., Lindsay K., Mayewski P. A., Neﬀ J.,

Rothenberg D., Thomas E., Thornton P. E. Z, ender C. S. Observed 20th centu-

ry desert dust variability: Impact on climate and biogeochemistry // Atmos.

350 351

Ледники и климат Эльбруса Литература

Petit J. R., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N. I., Barnola J. M., Basile I., Bend-

er M., Chappellaz J., Davis M., Delaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V. M., Leg-

rand M., Lipenkov V. Y., Lorius C., Pépin L., Ritz C., Saltzman E., Stievenard M.

Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice

core, Antarctica // Nature. 1999. V. 399. P. 429–436. doi:10.1038/20859.

Petrakov D., Shpuntova A., Aleinikov A., Kääb A., Kutuzov S., Lavrenti-

ev I. et al. Accelerated glacier shrinkage in the Ak-Shyirak massif, Inner Tien

Shan, during 2003–2013 // Sci. Total Environ. 2016. V. 562. P. 364–378.

doi:10.1016/j.scitotenv.2016.03.162.

Petrakov D. A., Tutubalina O. V., Aleinikov A. A., Chernomorets S. S., Ev-

ans S. G., Kidyaeva V. M., Krylenko I. N., Norin S. V., Shakhmina M. S., Seyno-

va I. B. Monitoring of bashkara glacier lakes (central caucasus, russia) and

modelling of their potential outburst // Natural Hazards. 2012. V. 61 (3).

P. 1293–1316. doi:10.1007/s11069–011–9983–5.

Pfeﬀer W. T., Arendt A. A., Randolph Consortium. The Randolph Glacier

Inventory: a globally complete inventory of glaciers // Journal of glaciology.

2014.V. 60 (221). P. 537–552.

Philipona R. Greenhouse warming and solar brightening in and around

the Alps // Int. Journ. Climatology. 2013. V. 33. P. 1530–1537. doi:10.1002/

joc.3531.

Poggi A. Heat balance in the ablation area of the Ampere Glacier (Kergelen

islands) // Journal of Applied Meteorology. 1977. Vol. 16. P. 48–55.

Pollack H. N., Hurter S. J., Johnson J. R. Heat ﬂow from the Erath’s interior:

analysis of the global data set // Review of Geophysics. 1993. V. 31 (3). P. 267–

280. doi:10.1029/93RG01249.

Popovnin V. V. Annual mass-balance series of a temperate glacier in the

Caucasus, reconstructed from an ice core // Geogr. Annaler. 1999. V. 81A.

P. 713–724.

Potemkin A. D., Doroshina G. Ya., Mikhalenko V. N. Liverworts and mosses

at the top of Elbrus (Caucasus) and bryophytes near limits of their altitudi-

nal distribution // Новости систематики низших растений. 2018. Т. 52 (1).

С. 183–193.

Preunkert S., Legrand M. Towards a quasi-complete reconstruction of past

atmospheric aerosol load and composition (organic and inorganic) over Europe

since 1920 inferred from Alpine ice cores // Clim. Past. 2013. V. 9 (4). P. 1403–

1416. doi:10.5194/cp-9–1403–2013.

Preunkert S., Legrand M., Kutuzov S., Ginot P., Mikhalenko V., Freidrich R.

The Elbrus (Caucasus, Russia) ice core record — Part 1: reconstruction of

past anthropogenic sulfur emissions in south-eastern Europe // Atmospher-

ic Chemistry and Physics. 2019. V.19. P. 14119–14132. doi:10.5194/acp-19–

14119–2019

Mölg T., Hardy D. R. Ablation and associated energy balance of a horizon-

tal glacier surface on Kilimanjaro // Journ. Geophys. Research. 2004. V. 109.

D 16104. doi:10.1029/2003JD 004338.

Müller K. Die Lebermoose Europas (Musci hepatici). Lfg. 1–9 // Raben-

horsts Kryptogamen Flora von Deutschland, Österreich und der Schweiz.

3 Auﬂ. Bd. 6. Leipzig, 1951–1958. 1365 p.

Müller M. D., Scherer D. A grid-and subgrid-scale radiation parameteriza-

tion of topographic eﬀects for mesoscale weather forecast models // Monthly

weather review. 2005. V. 133 (6). P. 1431–1442.

Navarro F., Eisen O. Ground-penetrating radar in glaciological applica-

tions // Remote Sensing of Glaciers, Taylor & Francis. 2009. P. 195–229.

North Greenland Ice Core Project members. High resolution record of

Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period // Na-

ture. 2004. V. 2805. P. 1–5.

Nuth C., Kääb A. Co-registration and bias corrections of satellite elevation

data sets for quantifying glacier thickness change // The Cryosphere. 2011.

V. 5. P. 271–290. doi:10.5194/tc-5–271–2011.

Oerlemans J. The Microclimate of Valley Glaciers. Utrecht University

Press, Netherlands, 2010. 138 p.

Ohmura A. Physical basis for the temperature-based melt-index method //

Journal of Applied Meteorology. 2001. Vol. 40. P. 753–761.

Olivier S., Blase, C., Brütsch S., Frolova N., Gäggeler H. W., Henderson K. A.,

Palmer A. S., Papina T., Schwikowski M. Temporal variations of mineral dust,

biogenic tracers, and anthropogenic species during the past two centuries

from Belukha ice core, Siberian Altai // J. Geophys. Res. 2006. V. 111 (D 5).

P. D 05309. doi:10.1029/2005JD 005830.

Osterberg E., Mayewski P., Kreutz K., Fisher D., Handley M., Sneed S.,

Zdanowicz C., Zheng J., Demuth M., Waskiewicz M., Bourgeous, J. Ice core record

of rising lead pollution in the North Paciﬁc atmosphere // Geophys. Res. Lett.

2008. V. 35 (5). P. L05810. doi:10.1029/2007GL032680.

Paul F., Barrand N. E., Baumann S., Berthier E., Bolch T., Casey K. et al.

On the accuracy of glacier outlines derived from remote-sensing data // Ann.

Glaciol. 2013. V. 54. P. 171–182. doi:10.3189/2013AoG63A296.

Pepin N., Bradley R. S., Diaz H. F., Baraer M., Caceres E. B., Forsythe N., Fowler H.,

Greenwood G., Hashmi M. Z., Liu X. D., Miller J. R., Ning L., Ohmura A., Palazzi E.,

Rangwala I., Schöner W., Severskiy I., Shahgedanova M., Wang M. B., Williamson S. N.,

Yang D. Q. Elevation-dependent warming in mountain regions of the world // Na-

ture Climate Change. 2015. V. 5 (5). P. 424–430. doi:10.1038/nclimate2563.

Perov V., Chernomorets S., Budarina O., Savernyuk E., Leontyeva T. Debris

ﬂow hazards for mountain regions of russia: regional features and key events //

Natural Hazards. 2017. V. 88. P. 199–235. doi:10.1007/s11069–017–2841–3.

352 353

Ледники и климат Эльбруса Литература

ence; 68 (Suppl.)), edited by: Hondoh T. Sapporo, Institute of Low Tempera-

ture Science, Hokkaido University, 2009. P. 195–222.

Salamatin A. N., Murav’yev Y. D., Shiraiwa T., Matsuoka K. Modelling dy-

namics of glaciers in volcanic cratrs // J. Glaciol. 2000. V. 46. P. 177–187.

doi:10.3189/172756500781832990.

Salamatin A. N., Shiraiwa T., Muravyev Y. D., Kameda T., Silantiyeva E.,

Ziganshin M. Dynamics and borehole temperature memory of Gorshkov Ice

Cap on the summit of Ushkovsky Volcano, Kamchtka Peninsula, Proceedings

of the International Symposium on the Atmosphere — Ocean — Cryosphere

Interaction in the Sea of Okhotsk and the Surrounding Environments held at

Institute of Low Temperature Science, Hokkaido University, Sapporo, Japan,

12–15 December 2000, 120–121. 2001.

Schroeder D. M., Blankenship D. D., Young D. A., Quartini E. Evidence for

elevated and spatially variated geothermal ﬂux beneath the Western Ant-

arctic Ice Sheet // PNAS. 2014. V. 111 (25). P. 9070–9072. doi:10.1073/

pnas.1405184111.

Schwikowski M. Paleoenvironmental reconstruction from Alpine

ice cores // PAGES news. 2006. V. 14 (1). P. 16–18. doi:10.22498/pa-

ges.14.1.16.

Schwikowski M., Barbante C., Doering T., Gaeggeler H. W., Boutron C., Schot-

terer U., Tobler L., Van de Velde K., Ferrari C., Cozzi G., Rosman K., Cescon P.

Post-17th-Century Changes of European Lead Emissions Recorded in High-Al-

titude Alpine Snow and Ice // Environ. Sci. Technol. 2004. V. 38 (4). P. 957–964.

doi:10.1021/es034715o.

Seager R., Ting M., Held I., Kushnir Y., Lu J., Vecchi G., Huang H. P., Har-

nik N., Leetmaa A., Lau N. C., Li C., Velez J., Naik N. Model projections of an im-

minent transition to a more arid climate in southwestern North America // Sci-

ence. 2007. V. 316 (5828). P. 1181–1184.

Shahgedanova M., Kutuzov S., White K. H., Nosenko G. Using the signif-

icant dust deposition event on the glaciers of Mt.~Elbrus, Caucasus Moun-

tains, Russia on 5 May 2009 to develop a method for dating and “provenanc-

ing” of desert dust events recorded in snow pack // Atmos. Chem. Phys. 2013.

V. 13 (4). P. 1797–1808. doi:10.5194/acp-13–1797–2013.

Shahgedanova M., Nosenko G., Kutuzov S., Rototaeva O., Khromova T. De-

glaciation of the Caucasus Mountains, Russia/Georgia, in the 21st century ob-

served with ASTER satellite imagery and aerial photography // Cryosphere.

2014. Vol. 8. No. 6. P. 2367–2379. doi:10.5194/tc-8–2367–2014.

Shahgedanova M., Popovnin V., Aleynikov A., Petrakov D., Stokes C. R.

Long-term change, interannual and intra-seasonal variability in climate and

glacier mass balance in the central Greater Caucasus, Russia // Ann. Glaciol.

2007. V. 46. P. 355–361. doi:10.3189/172756407782871323.

Preunkert S., Legrand M., Wagenbach D. Sulfate trends in a Col du Dôme

(French Alps) ice core: A record of anthropogenic sulfate levels in the Euro-

pean midtroposphere over the twentieth century // J. Geophys. Res. Atmos.

2001. V. 106 (D 23). P. 31991–32004. doi:10.1029/2001JD 000792.

Preunkert S., Wagenbach D., Legrand M., Vincent C. Col du Dôme (Mt Blanc

Massif, French Alps) suitability for ice-core studies in relation with past atmo-

spheric chemistry over Europe // Tellus B: Chemical and Physical Meteorolo-

gy. 2000. V. 52(3). P. 993–1012. doi:10.3402/tellusb.v52i3.17081.

Prospero J., Ginoux M. P., Torres O., Nicholson S. E., Gill T. E. Environmental

characterization of global sources of atmospheric soil dust identiﬁed with the

NIMBUS 7 Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) absorbing aerosol

product // Rev. Geophys. 2002. V 40 (1). P. 1–31. doi:10.1029/2000RG000095.

Pu B., Ginoux P. The impact of the Paciﬁc Decadal Oscillation on spring-

time dust activity in Syria // Atmos. Chem. Phys. 2016. V. 16 (13). P. 431–13.

doi:10.5194/acp-16–13431–2016.

Rets E. P., Popovnin V. V., Toropov P. A., Smirnov A. M., Tokarev I. V.,

Chizhova J. N., Budantseva N. A., Vasil’chuk Y. K., Kireeva M. B., Ekaykin A. A.,

Veres A. N., Aleynikov A. A., Frolova N. L., Tsyplenkov A. S., Poliukhov A. A.,

Chalov S. R., Aleshina M. A., Kornilova E. D. Djankuat glacier station in the

North Caucasus, Russia: a database of glaciological, hydrological, and meteoro-

logical observations and stable isotope sampling results during 2007–2017 //

Earth Syst. Sci. Data. 2019. V. 11. P. 1463–1481. doi:10.5194/essd-11–1463–

2019.

Rolstad C., Haug T., Denby B. Spatially integrated geodetic glacier mass

balance and its uncertainty based on geostatistical analysis: application to the

western Svartisen ice cap, Norway // Journal of Glaciology. 2009. V. 55 (192).

P. 666–680.

Ruth U., Wagenbach D., Steﬀensen J. P., Bigler M. Continuous record of

microparticle concentration and size distribution in the central Greenland

NGRIP ice core during the last glacial period // J. Geophys. Res. 2003. V. 108

(D 3). P. 4098. doi:10.1029/2002JD 002376.

Rutishauser A., Maurer H., Bauder A. Helicopter-borne ground-penetrat-

ing radar investigations on temperate alpine glaciers: A comparison of diﬀer-

ent systems and their abilities for bedrock mapping // Geophysics. 2016. V. 81.

WA119-WA129. doi:10.1190/geo2015–0144.1.

Salamatin A. N., Ekaykin A. A., Lipenkov V. Ya. Modelling isotopic compo-

sition in precipitation in Central Antarctica // МГИ. 2004. Т. 97. С. 24–34.

Salamatin A. N., Lipenkov V. Ya., Barnola J.-M., Hori A., Duval P., Hondoh T.

Snow/ﬁrn densiﬁcation in polar ice sheets, in: Physics of Ice Core Records II:

Papers collected after the 2nd International Workshop on Physics of Ice Core

Records, held in Sapporo, Japan, 2–6 February 2007 (Low Temperature Sci-

354 355

Ледники и климат Эльбруса Литература

Tarasova T. A., Fomin B. A. The use of new parameterizations for gaseous

absorption in the CLIRAD-SW solar radiation code for models // Journal of

Atmospheric and Oceanic Technology. 2007. V. 24. № . 6. P. 1157–1162.

Tashilova A., Ashabokov B., Kesheva L., Teunova N. Analysis of climate

change in the caucasus region: end of the 20th-beginning of the 21st century //

Climate. 2019. V. 7 (11). doi:10.3390/cli7010011.

Thevenon F., Anselmetti F. S., Bernasconi S. M., Schwikowski M. Mineral dust and el-

emental black carbon records from an Alpine ice core (Colle Gnifetti glacier) over the

last millennium // J. Geophys. Res. 2009. V. 114. D 17102. doi:10.1029/2008jd011490.

Tielidze L. G., Wheate R. D. The Greater Caucasus Glacier Inventory (Rus-

sia, Georgia and Azerbaĳan) // The Cryosphere. 2018. V. 12. P. 81–94. https://

doi.org/10.5194/tc-12–81–2018.

Toropov P. A., Aleshina M. A., Grachev A. M. Large-scale climatic factors

driving glacier recession in the Greater Caucasus, 20th — 21st century // In-

ternational Journal of Climatology. 2019. Vol. 39. P. 4703–4720.

Tsyro S., Simpson D., Tarrason L., Klimont Z., Kupiainen K., Pio C., Yttri K. E.

Modeling of elemental carbon over Europe // J. Geophys. Res. 2007. V. 112.

D 23S 19. doi:10.1029/2006JD 008164.

Usher C. R., Michel A. E., Grassian V. H. Reactions on Mineral Dust //

Chem. Rev. 2003. V. 103 (12). P. 4883–4940. doi:10.1021/cr020657y.

Vasil’chuk Y., Chizhova J., Frolova N., Budantseva N., Kireeva M., Oleynikov A.,

Tokarev I., Rets E., Vasil’chuk A. The altitudinal isotope eﬀect in snow on the El-

brus Mountain, Central Caucasus // Geography, Environment, Sustainability.

2019. doi:10.24057/2071–9388–201822.

Vasilenko E. V., Machio F., Lapazaran J. J., Navarro F. J., Frolovskiy K.

A compact lightweight multipurpose ground-penetrating radar for glaciolog-

ical applications // Journal of Glaciology. 2011. Vol. 57 (206). P. 1113–1118.

doi:10.3189/002214311798843430.

Vaughan D., Comiso J., Allison I., Carrasco J., Kaser G., Kwok R. et al. Ob-

servations: Cryosphere, in Climate Change 2013: The Physical Science Basis.

Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Inter-

governmental Panel on Climate Change, eds. T. F. Stocker, D. Qin, G.-K. Plat-

tner, S. K. M. Tignor, J. Allen, A. Boschung, et al. Cambridge, United Kingdom

and New York, NY, USA.: Cambridge University Press, 2013. P. 317–382.

Vicente-Serrano S. M., Beguería S., López-Moreno J. I. A Multiscalar Drought

Index Sensitive to Global Warming: The Standardized Precipitation Evapo-

transpiration Index // J. Clim. 2010. V. 23 (7). P. 1696–1718. doi:10.1175/

2009JCLI2909.1.

Vincent C., Fischer A., Mayer C., Bauder A., Galos S. P., Funk M. et al. Com-

mon climatic signal from glaciers in the European Alps over the last 50 years //

Geophys. Res. Lett. 2017. V. 44. P. 1376–1383. doi:10.1002/2016GL072094.

Shean D. E., Alexandrov O., Moratto Z. M., Smith B. E., Joughin I. R., Por-

ter C. et al. An automated, open-source pipeline for mass production of digital

elevation models (DEMs) from very-high-resolution commercial stereo satel-

lite imagery // ISPRS J. Photogramm. Remote Sens. 2016. V. 116. P. 101–117.

doi:10.1016/J.ISPRSJPRS.2016.03.012.

Sherwood S. C., Meyer C. L., Allen R. J., Titchner H. A. Robust tropospheric

warming revealed by iteratively homogenized radiosonde data // Journal of

Climate. 2008. V. 21 (20). P. 5336–5350. doi:10.1175/2008JCLI2320.1.

Shestakova A. A., Moiseenko K. B., Toropov P. A. Hydraulic and Wave As-

pects of Novorossiysk Bora // Pure and Applied Geophysics. 2018, P. 1–17. doi

https://link.springer.com/article/10.1007 %2Fs00024–018–1802–4.

Smith S. J., van Aardenne J., Klimont Z., Andres R. J., Volke A., Delgado

Arias S. Anthropogenic sulfur dioxide emissions: 1850–2005 // Atmos. Chem.

Phys. 2011. V. 11 (3). P. 1101–1116. doi:10.5194/acp-11–1101–2011.

Sodemann H., Palmer A. S., Schwierz C., Schwikowski M., Wernli H. The

transport history of two Saharan dust events archived in an Alpine ice core //

Atmos. Chem. Phys. 2006. V. 6 (3). P. 667–688. doi:10.5194/acp-6–667–2006.

Sokolik I. N., Toon O. B. Direct radiative forcing by anthropogenic airborne

mineral aerosols // Nature. 1996. V. 381. P. 681–683.

Solomina O., Bushueva I., Dolgova E., Jomelli V., Alexandrin M., Mikhalen-

ko V., Matskovsky V. Glacier variations and high resolution paleolimatic recon-

structions in the Northern Caucasus in the past 500 years // Global and Plane-

tary Change. 2016. V. 140. P. 28–58. doi:10.1016/j.gloplacha.2016.02.008.

Stanelle T., Bey I., Raddatz T., Reick C., Tegen I. Anthropogenically induced

changes in twentieth century mineral dust burden and the associated impact

on radiative forcing // J. Geophys. Res. Atmos. 2014. V. 119 (23). P. 13526–

13546. doi:10.1002/2014JD 022062.

Stein A. F., Draxler R. R., Rolph G. D., Stunder B. J. B., Cohen M. D., Ngan F.

NOAA’s Hysplit atmospheric transport and dispersion modeling system //

Bull. Am. Meteorol. Soc. 2015. V. 96 (12). P. 2059–2077. doi:10.1175/

BAMS-D-14–00110.1.

Stohl A., Thomson D. J. A density correction for lagrangian parti-

cle dispersion models // Bound. Lay. Meteorol. 1999. V. 90. P. 155–167.

doi:10.1023/A:1001741110696.

Takeuchi N., Takahashi A., Uetake J., Yamazaki T., Aizen V. B., Joswiak D.,

Surazakov A., Nikitin S. A report on ice core drilling on the western plateau of

Mt. Belukha in the Russian Altai Mountains in 2003 // Polar Meteorology and

Glaciology. 2004. V. 18. P. 121–133.

Takeuchi Y., Naruse R., Satow K., Ishikawa N. Comparison of heat balance

characteristics at ﬁve glaciers in southern hemisphere // Global and Planetary

Change. 1999. V. 22. P. 201–208.

356

Ледники и климат Эльбруса Литература

Zekollari H., Huss M., Farinotti D. Modelling the future evolution of gla-

ciers in the European Alps under the EURO-CORDEX RCM ensemble //

The Cryosphere. 2019. V. 13. P. 1125–1146. https://doi.org/10.5194/tc-13–

1125–2019.

Zemp M., Huss M., Thibert E., Eckert N., McNabb R., Huber J. et al. Glob-

al glacier mass changes and their contributions to sea level rise from 1961 to

2016 // Nature. 2019. V. 568. P. 382–386. doi:10.1038/s4158 6–019–1071–0.

Zhou Y., Hu J., Li Z., Li J., Zhao R., Ding X. Quantifying glacier mass change

and its contribution to lake growths in central Kunlun during 2000–2015

from multi-source remote sensing data // J. Hydrol. 2019. V. 570. P. 38–50.

doi:10.1016/j.jhydrol.2019.01.007.

Vincent C., Gilbert A., Jourdain B., Piard L., Ginot P., Mikhalenko V., Pos-

senti P., Le Meur E., Laarman O., Six D. Strong changes in englacial tempera-

tures despite insigniﬁcant changes in ice thickness at Dôme du Goûter gla-

cier (Mont-Blanc area) // The Cryosphere. Discussions. 2019. doi:10.5194/

tc-2019–158.

Vuille M., Bradley R. Mean annual temperature trends and their vertical

structure in the tropical Andes // Geophys. Res. Lett. 2000. V. 27. P. 3885–

3888. doi:10.1029/2000GL011871.

Wagenbach D., Bohleber P., Preunkert S. Cold, alpine ice bodies revisit-

ed: what may we learn from their impurity and isotope content? // Geogr.

Ann. Ser. A, Phys. Geogr. 2012. V. 94 (2). P. 245–263. doi:10.1111/j.1468–

0459.2012.00461.x.

Wagenbach D., Preunkert S., Schäfer J., Jung W., Tomadin L. Northward

transport of Saharan dust recorded in a deep Alpine ice core // The impact of

desert dust across the Mediterranean. Springer, Dordrecht, 1996. P. 291–300.

Wagnon P., Sicar J.-E., Berthier E., Chazarin J.-P. Wintertime high-altitude

surface energy balance of a Bolivian glacier, Illimani, 6340 m above sea level //

Journ. Geophys. Research. 2003. V. 108 (D 6), 4177. doi:10.1029/2002JD 002088.

Wamser C., Lykossov V. N. On the friction velocity during blowing snow //

Contributions to Atmospheric Physics. 1995. V. 68 (1). P. 85–94.

Wang P., Li Z., Wang W., Li H., Wu L., Huai B. et al. Comparison of changes

in glacier area and thickness on the northern and southern slopes of Mt. Bog-

da, eastern Tianshan Mountains // J. Appl. Geophys. 2016. V. 132. P. 164–173.

doi:10.1016/j.jappgeo.2016.07.009.

Wheler B. A., MacDougall A. H., Flowers G. E., Petersen E. I., Whitﬁeld P. H.,

Kohfeld K. E. Eﬀects of Temperature Forcing Provenance and Extrapolation on

the Performance of an Empirical Glacier-Melt Model // Arctic, Antarctic, and

Alpine Research. 2014. V. 46 (2). P. 379–393.

Williams G. P. Circulation sensitivity to tropopause height // Journal of

the Atmospheric Sciences. 2006. V. 63 (7). P. 1954–1961.

Yin J. H. A consistent poleward shift of the storm tracks in simulations

of 21st century climate // Geophys. Res. Lett. 2005. V. 32 (18). P. L18701.

doi:10.1029/2005GL023684.

You Q., Kang S., Pepin N., Flügel W.-A., Yan Y., Behrawan H., Huang J. Rela-

tionship between temperature trend magnitude, elevation and mean tempera-

ture in the Tibetan Plateau from homogenized surface stations and reanalysis

data // Global Planet. Change. 2010. V. 71. P. 124–133. doi:10.1016/j.glopla-

cha.2010.01.020.

Zagorodnov V., Nagornov O., Thompson L. G. Inﬂuence of air temperature

on a glacier’s active-layer temperature // Annals of Glaciology. 2006. V. 43.

P. 285–291. doi:10.3189/172756406781812203.

359

Об авторах

358

Лаврентьев Иван Иванович, кандидат геогра-

фических наук, старший научный сотрудник отде-

ла гляциологии Института географии РАН. Участ-

ник многих гляциологических экспедиций в горы

Кавказа, Тянь-Шаня, Тибета, Анд, а также на архи-

пелаги Российской Арктики и Шпицберген. Сфера

научных интересов: радиолокационное зондирова-

ние, внутреннее строение ледников, оледенение

Арктики, оценка изменения ледников по данным

дистанционных исследований, баланс массы лед-

ников.

Ivan Lavrentiev, Ph.D., Senior Researcher, Department of Glaciology, In-

stitute of Geography, Russian Academy of Sciences. Participated in many glaci-

ological expeditions to the Caucasus, Tien Shan, Tibet, Andes, as well as to the

archipelagos of the Russian Arctic and Svalbard. Research interests: radio-echo

sounding, internal structure of glaciers, glaciation of the Arctic, remote sensing

assessment of glacier changes, glacier mass balance.

lavrentiev@igras.ru

Торопов Павел Алексеевич, кандидат гео-

графических наук, доцент кафедры метеорологии

и климатологии географического факультета МГУ

им. М. В. Ломоносова, ведущий научный сотруд-

ник отдела гляциологии Института географии

РАН, автор 60 научных публикаций, принимал

участие в 30 научно-исследовательских проектах.

Область научных интересов: горная метеороло-

гия, гляциоклиматология, мезометеорология, чис-

ленное моделирование мезомасштабных явлений.

Основные результаты научной деятельности свя-

заны с оценкой компонент теплового баланса горных ледников, выявлени-

ем механизмов таяния горного оледенения в различных регионах, оценкой

результатов численного моделирования опасных явлений погоды.

Pavel Toropov, Ph.D. (geography), Associate Professor at Department

of Meteorology and Climatology, Faculty of Geography, Lomonosov Moscow

State University, Leading Research Scientist, Glaciology Department of the

Russian Academy of Sciences. Author of 60 scientiﬁc publications, participated

in 30 research projects. Research area: mountain meteorology, glacio-climatol-

ogy, mesometeorology, numerical simulation of mesoscale phenomena.

tormet@inbox.ru

об авторах

Михаленко Владимир Николаевич, доктор

гео графических наук, ведущий научный сотруд-

ник отдела гляциологии Института географии

РАН. Область научных интересов включает раз-

личные аспекты гляциологии и палеоклиматоло-

гии, исследование ледяных кернов, историю науки.

Участник многих научных проектов в различных

горных системах мира, в Арктике и Антарктиде.

Vladimir Mikhalenko, Ph.D., Dr. Sci., Leading

Research Scientist, Department of Glaciology, Insti-

tute of Geography, Russian Academy of Sciences. Are-

as of interests includes glaciology, paleoclimatology,

ice-core research, science history. Participated in many glaciological, paleocli-

matological, and ice-core research projects in diﬀerent mountain systems, Arc-

tic, and Antarctic.

mikhalenko@igras.ru

Кутузов Станислав Сергеевич, кандидат гео-

графических наук, зав. отделом гляциологии Ин-

ститута географии РАН. Основные направления

научной деятельности включают оценку простран-

ственных изменений ледников дистанционными

методами, палеоклиматические реконструкции,

анализ ледяных кернов, анализ микрочастиц в ле-

дяных кернах, оценку переноса и отложения ат-

мосферной пыли и её влияния на снежный покров

и ледники, измерение баланса массы ледников, из-

мерение и моделирование объема ледников.

Stanislav Kutuzov, Ph.D., Head of Dept. of Glaciology the Institute of

Geography Russian Academy of Sciences. Areas of interest includes assessment

of changes in spatial extent and surface elevation of glaciers using remote sens-

ing; paleoclimate reconstructions; extraction and analysis of ice cores; analysis

of mineral microparticles in ice cores; evaluation of dust impacts on glaciat-

ed environments; glacier ground-based geodetic surveys and mass balance and

ground radio-echo sounding surveys for glacier thickness mapping.

kutuzov@igras.ru

360 361

Ледники и климат Эльбруса Об авторах

Дорошина Галина Яковлевна, научный со-

трудник лаборатории лихенологии и бриоло-

гии Ботанического института им. В. Л. Комаро-

ва РАН, Санкт-Петербург. Специалист в области

изучения флоры мхов. С 1988 года занимается из-

учением бриофлоры Кавказа и Европейской части

России в том числе мониторинговыми исследова-

ниями охраняемых территорий. Участвует в про-

екте «Флора мхов России», а также является ре-

гиональным консультантом по Кавказу в рамках

проекта. Опубликовано более 120 научных работ.

Galina Doroshina, researcher, Laboratory of Lichenology & Bryology, Ko-

marov Botanical Institute of the Russian Academy of Sciences, St. Petersburg,

Russia. Engaged in the study of moss ﬂora. Since 1988, investigated bryophyte

ﬂora of the Caucasus and European part of Russia and takes part in monitor-

ing of protected areas. Participates in the project “Moss ﬂora of Russia”, also

a regional consultant for the project (Caucasus). More than 120 publications.

marushka-le@mail.ru

Д-р Патрик Жино, инженер-исследователь

Французского национального исследовательского

института устойчивого развития (IRD) и Инсти-

тута наук о Земле в Гренобле (Франция).

Гляциолог, геохимик, специализируется на ре-

конструкции прошлых климатических и экологи-

ческих условий с использованием ледяных кернов,

полученных на горных ледниках (Анды, Гималаи,

Альпы). Был координатором и принимал участие

в большинстве французских и международных

проектов по бурению ледников в Южной Америке.

Его исследования включают наблюдения за колебаниями ледников, влия-

ние антропогенной деятельности и связь между ледниками и атмосферой.

С 2015 г. является одним из руководителей международной программы

«Память ледников» (Ice Memory).

Patrick Ginot, Ph.D., is a research engineer at the French National Re-

search Institute for Sustainable Development and at the Institute of Environ-

mental Geosciences in Grenoble (France).

Glaciologist, geochemist, he specializes in the reconstruction of the past cli-

mate and environmental conditions using ice cores extracted from mountain gla-

ciers (Andes, Himalaya, Alps). He coordinated and participated in the majori-

ty of French and international glacier drilling missions in the Andes and other

Абрамов Андрей Андреевич, кандидат геоло-

го-минералогических наук, старший научный со-

трудник лаборатории криологии почв Институ-

та физико-химических и биологических проблем

почвоведения РАН. Участник геокриологических

и гляциологических экспедиций на Камчатке, Кав-

казе и Антарктике. Сфера научных интересов: ге-

охимия мерзлых грунтов, горная мерзлота, антар-

ктическая мерзлота, взаимодействие мерзлоты

и климата, четвертичная геология.

Andrey Abramov, Ph.D. (geology), Senior Re-

searcher, Laboratory of Soil Cryology of the Institute of Physicochemical and

Biological Problems of Soil Science of the Russian Academy of Sciences. Par-

ticipated in geocryological projects in Kamchatka, Caucasus, and Antarctica.

Areas of interest includes geochemistry of frozen soil, mountain and Antarctic

permafrost, quarternary geology.

forestpro@gmail.com

Алёшина Мария Александровна, младший на-

учный сотрудник лаборатории климатологии Ин-

ститута географии РАН, основные направления

научной деятельности — изменения климата, экс-

тремальные погодные и климатические явления

в России.

Maria Aleshina, Laboratory of Climatology of the

Institute of Geography, Russian Academy of Sciences,

specialist in climate change research, extreme weather

and climate events in Russia.

aleshina@igras.ru

Гагарина Людмила Владимировна, канди-

дат биологических наук, заместитель директо-

ра по научной работе Ботанического института

им. В. Л. Комарова РАН. Специалист в области

флоры и систематики лишайников.

Liudmila Gagarina, PhD, Deputy Director for

Science of Komarov Botanical Institute of the Russian

Academy of Sciences. Research ﬁeld: ﬂora and lichen

taxonomy.

gagarinalv@binran.ru

362 363

Ледники и климат Эльбруса Об авторах

нескольких фундаментальных работ по химии полярного льда и по орга-

ническим соединениям во льду. Координатор международные проектов,

посвященных исследованиям атмосферы, химии аэрозолей и снегопадов

в прибрежной части Антарктики, а также состоянию органического и не-

органического аэрозоля в Европе.

Michel Legrand, Ph.D., CNRS senior scientist at the Institut des Géosci-

ences de l’Environnement (Grenoble, France). Main research topics investigat-

ed: Understanding of Physics and Chemistry of the atmosphere, Biogeochemi-

cal Cycles (Sulfur, Nitrogen, organic matter), Aerosols, Atmospheric Oxidants,

Chemistry of snow and ice, use of ice cores to reconstruct the past atmosphere

in Eurasia, Greenland and Antarctica at various time scales. M. Legrand has a

long-lasting experience in studying chemistry of ice cores and has realized sev-

eral pioneer discoveries in this scientiﬁc ﬁeld. He made the very ﬁrst studies

of methanesulfonate in Antarctic ice to reconstruct past dimethylsulfur emis-

sions by the marine biota in the Southern Ocean. He also pioneered the use of

carboxylic acids to trace back past biomass burning in Greenland ice. Based on

its experience in this ﬁeld, he wrote several review papers including one on the

chemistry of polar ice for Reviews of Geophysics (1997) and one for Climate

of the Past on organics in ice. More recently, he was working on non-polar ice

cores including the Alps. Here he launched very innovative studies such as the

one showing that the growth of tropospheric ozone related to anthropogen-

ic NOx emissions leaded to enhanced iodine emissions from the mid-latitude

oceans. He is also contributing to the on-going studies of chemical signals re-

corded in the Caucasus ice cores.

He also coordinated international projects dedicated to atmospheric stud-

ies, a EU STEP project (1991–1993) on Coastal Antarctic aerosol and snow-

fall chemistry, and the EU CARBOSOL (Present and retrospective state of

organic versus inorganic aerosol over Europe, 2001–2005). Since 1991 he is in

charge of the French environmental observation service CESOA (Etude du cy-

cle atmosphérique du Soufre en liaison avec le climat aux moyennes et hautes

latitudes Sud) dedicated to the study of the sulfur cycle at middle and high

southern latitudes.

michel.legrand@univ-grenoble-alpes.fr

Д-р Саи Лим, сотрудник факультета наук о Земле и окружающей

среде Корейского университета в Сеуле. Проводила исследования несго-

ревшего углерода в ледниковом керне с Эльбруса. В настоящее время за-

нимается изучением углеродистого и азотсодержащего аэрозоля в Вос-

точной Азии.

Saehee Lim, Ph.D., My research field is measurements of aerosol com-

position and recently, I am particularly working on carbonaceous and

high-altitude sites. Monitoring and understanding the glacial retreat, the impact

of anthropogenic activity and the link between glaciers and the atmosphere are

at the center of his research. These results consolidate the understanding of hy-

drological cycles and the evolution of water resources.

In 1997, at Sajama in Bolivia, he met Vladimir Mikhalenko with whom,

for more than 20 years now, he had become friends and shared many expedi-

tions through the glaciers of the World. This cooperation between the IGRAS

and IGE teams is taking shape with studies of ice cores from Elbrus and other

Caucasian sites. Since its creation in 2015, he has coordinated with the various

international partners the Ice Memory program, which includes the Elbrus op-

eration in 2018.

patrick.ginot@ird.fr

Козачек Анна Владимировна, младший науч-

ный сотрудник лаборатории изменений климата

и окружающей среды Арктического и Антарктиче-

ского научно-исследовательского института. Специ-

алист в области исследования изотопного соста-

ва ледяных кернов, воды, снега. Участник проектов

по исследованию ледяного керна со станции Восток

(Антарктида), подледникового озера Восток, Кру-

госветной Антарктической экспедиции (АСЕ).

Anna Kozachek, junior researcher, Climate and

Environment Research Laboratory, Arctic and Ant-

arctic Research Institute. Specialist in the ﬁeld of the ice, snow and water iso-

topic composition. Participated in projects dedicated to studies of the Vostok

ice core, subglacial lake Vostok, Antarctic Circumnavigation Expedition.

kozachek@aari.ru

Д-р Мишель Легран, старший научный со-

трудник CNRS в Институте наук о Земле (Гре-

нобль, Франция). Основные темы исследований:

физика и химия атмосферы, биогеохимические

циклы (сера, азот, органические вещества), аэро-

золи, окислители атмосферы, химия снега и льда,

использование ледяных кернов для восстанов-

ления атмосферы прошлого в Евразии, Гренлан-

дии и Антарктиде в разных временных масштабах.

М. Легран имеет многолетний опыт изучения хи-

мии ледяных кернов и сделал несколько первых

открытий в этой области науки. Является автором

364 365

Ледники и климат Эльбруса Об авторах

nitrogen aerosol in East Asia in the department

of Earth and Environmental Sciences, Korea Uni-

versity, Seoul. I participated in reconstructing the

mass concentration and size of refractory black

carbon (rBC), an atmospheric particle emitted by

combustion, preserved in Mt. Elbrus ice cores for

the period 1825–2013. The unique and high-reso-

lution record of rBC shows dramatic changes in an-

thropogenic black carbon (BC) emissions in Europe

over the last ~190 years, and the rBC record should

be greatly useful in better constraining European

BC emissions.

saehee.lim@gmail.com

Нагорнов Олег Викторович, доктор физико-

математический наук, профессор, заведующий

кафедрой Высшей математики НИЯУ МИФИ,

область научных интересов — палеотермоме-

трия, математическое моделирование физиче-

ских процессов.

Oleg Nagornov, Professor, Ph.D., Dr. Sci., head

of Department of Mathematics at National Research

Nuclear University MEPhI, research interests are pa-

leothermometry, mathematical modeling of physical

phenomena.

nagornov@yandex.ru

Носенко Геннадий Андреевич, кандидат ге-

ографических наук, ведущий научный сотрудник

отдела гляциологии Института географии РАН,

координатор Московского регионального центра

(RC 16) международного проекта GLIMS (Global

Land Ice Measurements from Space).

Основные направления научной деятельности —

динамика и баланс массы ледников высокогорных

районов, гляциоклиматология, катастрофические

процессы в нивально-гляциальной зоне, дистанцион-

ные методы исследований ледников и снежного по-

крова из космоса. Руководитель и участник россий-

ских и международных научных проектов исследований ледников на Кавказе,

Алтае, Камчатке, Полярном Урале, Памире, Тянь-Шане, Каракоруме и др.

Gennady Nosenko, Ph.D., Senior Research Scientist, Dept. of Glaciolo-

gy, Institute of Geography, Russian Academy of Sciences. Coordinator of the

Moscow Regional Center (RC 16) of the International GLIMS project (Global

Land Ice Measurements from Space).

The main areas of scientiﬁc activity — dynamics and mass balance of moun-

tains glaciers, glacioclimatology, catastrophic processes in the nival-glacial zone,

remote sensing of glaciers and snow cover from space. Head and participant of

Russian and International scientiﬁc projects of glacier research in the Caucasus,

Altai, Kamchatka, the Polar Urals, Pamir, Tien Shan, Karakorum, etc.

gnosenko@gmail.com

Полюхов Алексей Андреевич. Аспирант гео-

графического факультета МГУ им. М. В. Ломоно-

сова. Научные интересы связаны с атмосферным

аэрозолем и моделированием радиационных про-

цессов. Участник проекта консорциума COSMO

«T2(RC)2»: Testing and Tuning of Revised Cloud

Radiation Coupling, результатом которого было

улучшение понимания влияния аэрозолей на про-

гноз погоды.

Aleksei Poliukhov, Ph.D. student at the Faculty

of Geography of Moscow State University. His main

research directions include atmospheric aerosols and radiation transfer in at-

mospheric models. Member of the project of consortium COSMO “T2(RC)2”:

Testing and Tuning of Revised Cloud Radiation Coupling.

aeromsu@gmail.com

Потемкин Алексей Дмитриевич, доктор

биологических наук, ведущий научный сотруд-

ник лаборатории лихенологии и бриологии Бо-

танического института им. В. Л. Комарова РАН,

Санкт-Петербург. Область интересов флора пе-

ченочников и антоцеротовых России, систе-

матика печеночников, эволюция, филогения

и классификация мохообразных. Участник про-

ектов “Panarctic Flora”, «Печеночники и анто-

церотовые России», “Bryophyte Flora of North

America”, особое внимание уделяет исследо-

ванию флоры печеночников и антоцеротовых

и охране природы европейской части России. Автор около 300 науч-

ных работ.

366 367

Ледники и климат Эльбруса Об авторах

Alexey Potemkin, Dr. Sci., Leading Research Scientist, Laboratory of Li-

chenology and Bryology, Komarov Botanical Institute of the Russian Academy

of Sciences, St. Petersburg, Russia. Study in the liverwort and hornwort ﬂora, sys-

tematics of liverworts. Special attention to evolution, phylogeny and classiﬁcation

of bryophytes, nature protection of European part of Russia and exploration of its

territory. Major projects “Panarctic Flora”, “Liverworts and hornworts of Russia”,

“Bryophyte Flora of North America”. About 300 publications.

Potemkin_alexey@binran.ru

Д-р Сюзан Пройнкерт, научный сотруд-

ник CNRS в Институте наук о Земле, Гренобль,

Франция. Основные темы исследований: хи-

мия атмосферы, использование ледяных кернов

для реконструкции антропогенных воздействий

на атмосферу в Евразии в прошлом в различных

временных масштабах. Автор многочисленных

исследований по химии аэрозольных частиц, рас-

творенного органического углерода, внесла вклад

в создание новой системы пробоподготовки для

микро-14C датирования ледникового льда.

Susanne Preunkert, Ph.D., CNRS scientist at the Institut des Géoscienc-

es de l’Environnement, Grenoble, France. Main research topics investigated:

Chemistry of the atmosphere, use of ice cores to reconstruct the past anthro-

pogenic inﬂuence of the atmosphere in Eurasia at various time scales. Develop-

ment of trace analysis (Dissolved Organic Carbon (DOC) and DO14C for ice

core samples. S. Preunkert has a long-lasting experience in studying chemistry

of ice cores and has realized several discoveries in this scientiﬁc ﬁeld. To do so

she made several developments as the construction of an automatic recorder

for air/ﬁrn transfer studies of chemical aerosol species at remote glacier sites,

the quantiﬁcation of Dissolved Organic Carbon at very low levels in natural ice

samples by a UV induced oxidation method, or very recently she contributed

to new sample preparation system for micro-14C dating of glacier ice.

Among others this enabled the very innovative alpine study as the one

showing the impact of anthropogenic pollution of lead and antimony during

the antiquity. She is also contributing to the on-going studies of chemical sig-

nals recorded in the Caucasus ice cores.

She has also coordinated an ANR blanc project dedicated to atmospher-

ic studies the oxidation capacity on Coastal and inland Antarctica (OPALE,

Oxydant Production over Antarctic Land and Export).

suzanne.preunkert@univ-grenoble-alpes.fr

Рототаева Оксана Васильевна, кандидат ге-

ографических наук, ведущий научный сотрудник

Института географии РАН.

Морфология, режим и динамика горных лед-

ников и региональных ледниковых систем. Осо-

бенности массообмена оледенения Памира. Гля-

циальные процессы в районах вулканических

массивов Эльбруса и Казбека. Причины и меха-

низм Кармадонской катастрофы 2002 г. и много-

летний мониторинг образования нового ледника

Колка в современных условиях. 35-летний ряд ис-

следований процессов формирования баланса массы ледника Гарабаши

(Эльбрус) в связи с изменениями климата.

Oksana Rototaeva, Ph.D., Leading Research Scientist, Department of

Glaciology, Institute of Geography, Russian Academy of Sciences. Areas of in-

terest includes morphology, regime and dynamics of mountain glaciers and re-

gional glacial systems, glaciological research at volcanic massifs of Elbrus and

Kazbek, causes and mechanism of the Karmadon catastrophe in 2002 and many

years of monitoring the formation of new Kolka glacier in recent conditions.

A 35-year series of observations of the Garabashi (Elbrus) glacier mass balance

in connection with climate change.

rototaeva@igras.ru

Смирнов Андрей Михайлович, младший науч-

ный сотрудник отдела гляциологии Института Гео-

графии РАН. Основное направление работы — рас-

чет баланса массы горных ледников, сопутствующие

гидрологические и метеорологические задачи, а так-

же методические аспекты геоинформационного обе-

спечения балансовых исследований. Главные объ-

екты изучения — ледники Джанкуат и Гарабаши

(Центральный Кавказ) и ледник Актру (Алтай). Те-

матика научных проектов — мониторинг современ-

ного состояния ледников и реанализ балансовых рядов с использованием ак-

туальных геоинформационных подходов.

Andrey Smirnov, Research Assistant, Department of Glaciology, Institute

of Geography, Russian Academy of Sciences. Research area interests include

calculation of the mass balance of mountain glaciers, related hydrological and

meteorological tasks, as well as the methodological aspects of geoinformation

support of mass-balance balance studies.

smirnov@igras.ru

368 369

Ледники и климат Эльбруса Об авторах

Тарасов Денис Леонидович, магистрант кафе-

дры метеорологии и климатологии географическо-

го факультета МГУ им. М. В. Ломоносова. Область

научных интересов — оценка потоков СО2 в раз-

ных экосистемах и региональная климатология.

Основные научные результаты связаны с оценкой

метода сбалансированной идентификации для за-

полнения пропусков в рядах наблюдений за пото-

ками СО2 на сфагновом верховом болоте.

Denis Tarasov, student of magistracy, Depart-

ment of Meteorology, Geography faculty of the Lo-

monosov Moscow State University. Research area: CO2 ﬂuxes in diﬀerent eco-

systems and regional climatology. The main scientiﬁc results are related to the

assessment of a balanced identiﬁcation method for ﬁlling gaps in the series of

observations of CO2 ﬂows in a sphagnum bog.

tarasovdele@gmail.com

Тюфлин Сергей Александрович, ассистент ка-

федры Высшей математики НИЯУ МИФИ, об-

ласть научных интересов — палеотермометрия,

математическое моделирование физических про-

цессов.

Sergey Tyuﬂin, assistant professor at Department

of Mathematics at National Research Nuclear Univer-

sity MEPhI, research interests are paleothermometry,

mathematical modeling of physical phenomena.

styuﬂin@gmail.com

Хайрединова Александра Гаяровна, студент

магистр Университета Гренобль Альпы. область

научный интересов — геохимический состав лед-

никовых кернов.

Alexandra Khairedinova, Master student, Uni-

versity Grenoble Alpes, France. Main interests are

geochemical composition of ice cores.

Khairaalex13@gmail.com

Черняков Глеб Анатольевич, кандидат физико-

математических наук, научный сотрудник отдела

гляциологии Института географии РАН. Основные

темы научной работы: численное моделирование

динамики ледников, геотермический метод рекон-

струкции температур, статистический анализ дан-

ных палеоклиматических архивов. Участник ряда

проектов РНФ и РФФИ.

Gleb Chernyakov, Ph.D., a scientiﬁc researcher

at the Glaciology Department of the Institute of Ge-

ography, Russian Academy of Sciences. The main to-

pics of research are numerical modelling of glacier dynamics, geothermal meth-

od of temperature reconstructions, and statistical data analysis of paleoclimate

archives.

glchern@igras.ru

Шестакова Анна Андреевна, кандидат гео-

графических наук, научный сотрудник Института

физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН. Автор

27 научных работ, принимала участия в 10 науч-

но-исследовательских проектах. Область научных

интересов: мезометеорология, горная метеороло-

гия, численное моделирование мезомасштабных

явлений. Основные результаты научной деятель-

ности связаны с изучением физических меха-

низмов подветренных бурь, численным модели-

рованием мезомасштабных процессов; оценкой

результатов моделирования.

Anna Shestakova, Ph.D. (geography). Researcer, Obukhov Institute of

Atmospheric Physics, Russian Academy of Sciences. Research interests: me-

someteorology, mountain meteorology, numerical modeling of mesoscale phe-

nomena. The main results of scientiﬁc activity are associated with the study of

the physical mechanisms of leeward storms, numerical modeling of mesoscale

processes, assessment of simulation results.

shestakova.aa.92@gmail.com

Ярынич Юлия Ивановна, студентка кафедры метеорологии и кли-

матологии географического факультета МГУ им. М. В. Ломоносова.

Принимала участие в трех научно-исследовательских проектах. Науч-

ные интересы: мезометеорология, физика конвективных процессов в ат-

мосфере, численное моделирование мезомасштабных явлений. Научные

370

Ледники и климат Эльбруса

результаты связаны с изучением механизмов фор-

мирования экстремальных осадков.

Julia Yarynich, Student of the Department of

Meteorology and Climatology, Faculty of Geography,

Lomonosov Moscow State University. Scientiﬁc in-

terests: mesometeorology, physics of convective pro-

cesses in the atmosphere, numerical simulation of me-

soscale phenomena.

julia.yarinich@yandex.ru

Авторы: В. Н. Михаленко, С. С. Кутузов, И. И. Лаврентьев, П. А. Торопов,

А. А. Абрамов, М. А. Алешина, Л. В. Гагарина, Г. Я. Дорошина, П. Жино,

А. В. Козачек, М. Легран, С. Лим, О. В. Нагорнов, Г. А. Носенко, А. А. Полюхов,

А. Д. Потемкин, С. Пройнкерт, О. В. Рототаева, А. М. Смирнов, Д. Л. Тарасов,

С. А. Тюфлин, А. Г. Хайрединова, Г. А. Черняков, А. А. Шестакова, Ю. И. Ярынич

Authors: V. Mikhalenko, S. Kutuzov, I. Lavrentiev, P. Toropov, A. Abramov,

M. Aleshina, L. Gagarina, G. Doroshina, P. Ginot, A. Kozachek, M. Legrand, S. Lim,

O. Nagornov, G. Nosenko, A. Polyukhov, A. Potemkin, S. Preunkert, O. Rototaeva,

A. Smirnov, D. Tarasov, S. Tyuﬂin, A. Khairedinova, G. Chernyakov, A. Shestakova,

Y. Yarinich

Корректор М. А. Иванова

Оригинал-макет А. А. Крыласов

Дизайн обложки И. А. Тимофеев

Подписано в печать 00.04.2020. Формат 60×90/16

Бумага офсетная. Печать офсетная

Усл.-печ. л. 23,13. Тираж 400 экз. Заказ № 1976

Издательство «Нестор-История»

197110 Санкт-Петербург, ул. Петрозаводская, д. 7

Тел. (812)235-15-86

e-mail: nestor_historia@list.ru

www.nestorbook.ru

Отпечатано в типографии

издательства «Нестор-История»

Тел. (812)235-15-86

По вопросам приобретения книг

издательства «Нестор-История»

звоните по тел. +7 960 243 32 82

Научное издание

ЛЕДНИКИ И КЛИМАТ ЭЛЬБРУСА

ResearchGate has not been able to resolve any citations for this publication.

Strong changes in englacial temperatures despite insignificant changes in ice thickness at Dôme du Goûter glacier (Mont Blanc area)

Article

Full-text available

Mar 2020
TC

The response of very-high-elevation glaciated areas on Mont Blanc to climate change has been analysed using observations and numerical modelling over the last 2 decades. Unlike the changes at low elevations, we observe very low glacier thickness changes, of about −2.6 m on average since 1993. The slight changes in horizontal ice flow velocities and submergence velocities suggest a decrease of about 10 % in ice flux and surface mass balance. This is due to less snow accumulation and is consistent with the precipitation decrease observed in meteorological data. Conversely, measurements performed in deep boreholes since 1994 reveal strong changes in englacial temperature reaching a 1.5 ∘C increase at a depth of 50 m. We conclude that at such very high elevations, current changes in climate do not lead to visible changes in glacier thickness but cause invisible changes within the glacier in terms of englacial temperatures. Our analysis from numerical modelling shows that glacier near-surface temperature warming is enhanced by increasing melt frequency at high elevations although the impact on surface mass balance is low. This results in a non-linear response of englacial temperature to currently rising air temperatures. In addition, borehole temperature inversion including a new dataset confirms previous findings of similar air temperature changes at high and low elevations in the Alps.

The Elbrus (Caucasus, Russia) ice core record -Part 2: history of desert dust deposition

Article

Full-text available

Nov 2019
ACP

Ice cores are one of the most valuable paleo-archives. Records from ice cores provide information not only about the amount of dust in the atmosphere, but also about dust sources and their changes in the past. In 2009, a 182 m long ice core was recovered from the western plateau of Mt Elbrus (5115 m a.s.l.). This record was further extended after a shallow ice core was drilled in 2013. Here we analyse Ca2+ concentrations, a commonly used proxy of dust, recorded in these Elbrus ice records over the time period of 1774–2013 CE. The Ca2+ record reveals quasi-decadal variability with a generally increasing trend. Using multiple regression analysis, we found a statistically significant spatial correlation of the Elbrus Ca2+ summer concentrations with precipitation and soil moisture content in the Levant region (specifically Syria and Iraq). The Ca2+ record also correlates with drought indices in North Africa (r=0.67, p<0.001) and Middle East regions (r=0.71, p<0.001). Dust concentrations prominently increase in the ice core over the past 200 years, confirming that the recent droughts in the Fertile Crescent (1998–2012 CE) present the most severe aridity experienced in at least the past two centuries. For the most recent 33 years recorded (1979–2012 CE), significant correlations exist between Ca2+ and Pacific circulation indices (Pacific Decadal Oscillation, Southern Oscillation Index and Niño 4), which suggests that the increased frequency of extreme El Niño and La Niña events due to a warming climate has extended their influence to the Middle East. Evidence demonstrates that the increase in Ca2+ concentration in the ice core cannot be attributed to human activities, such as coal combustion and cement production.

Djankuat glacier station in the North Caucasus, Russia: a database of glaciological, hydrological, and meteorological observations and stable isotope sampling results during 2007-2017

Article

Full-text available

Oct 2019

This study presents a dataset on long-term multidisciplinary glaciological, hydrological, and meteorological observations and isotope sampling in a sparsely monitored alpine zone of the North Caucasus in the Djankuat research basin. The Djankuat glacier, which is the largest in the basin, was chosen as representative of the central North Caucasus during the International Hydrological Decade and is one of 30 “reference” glaciers in the world that have annual mass balance series longer than 50 years (Zemp et al., 2009). The dataset features a comprehensive set of observations from 2007 to 2017 and contains yearly measurements of snow depth and density; measurements of dynamics of snow and ice melting; measurements of water runoff, conductivity, turbidity, temperature, δ18O, δD at the main gauging station (844 samples in total) with an hourly or sub-daily time step depending on the parameter; data on δ18O and δ2H sampling of liquid precipitation, snow, ice, firn, and groundwater in different parts of the watershed taken regularly during melting season (485 samples in total); measurements of precipitation amount, air temperature, relative humidity, shortwave incoming and reflected radiation, longwave downward and upward radiation, atmospheric pressure, and wind speed and direction – measured at several automatic weather stations within the basin with 15 min to 1 h time steps; gradient meteorological measurements to estimate turbulent fluxes of heat and moisture, measuring three components of wind speed at a frequency of 10 Hz to estimate the impulse of turbulent fluxes of sensible and latent heat over the glacier surface by the eddy covariance method. Data were collected during the ablation period (June–September). The observations were halted in winter. The dataset is available from PANGAEA (https://doi.org/10.1594/PANGAEA.894807, Rets et al., 2018a) and will be further updated. The dataset can be useful for developing and verifying hydrological, glaciological, and meteorological models for alpine areas, to study the impact of climate change on hydrology of mountain regions using isotopic and hydrochemical approaches in hydrology. As the dataset includes the measurements of hydrometeorological and glaciological variables during the catastrophic proglacial lake outburst in the neighboring Bashkara valley in September 2017, it is a valuable contribution to study lake outbursts.

Volume Changes of Elbrus Glaciers From 1997 to 2017

Article

Full-text available

Jun 2019

This study describes the analysis of changes in area and volume of the Mt.Elbrus glacier system, Central Caucasus from 1997 to 2017. It is based on helicopter-borne ice thickness measurements, comparison of high-resolution imagery and two digital elevation models (DEMs) with 10 m resolution. More than 250 km of ground-penetrating radar (GPR) profiles of ice thickness with reliable reflections were obtained. The total volume of Mt. Elbrus glaciers was 5.03 ± 0.85 km³ of ice in 2017. Our results show that 68% of the total ice volume is concentrated below 4,000 m a.s.l. where the average ice thickness was 44.6 ± 7.3 m, 18% of the volume lies within 4,000–4,500 m a.s.l. (thickness of 41.2 ± 7.3 m), and just 14% lies above 4,500 m a.s.l. (thickness of 29.7 ± 6.7 m). The glacier-covered area of Mt. Elbrus decreased from 125.76 ± 0.65 km² in 1997 to 112.20 ± 0.58 km² in 2017, a reduction of 10.8%. Over the same period the volume decreased by 22.8%. The mass balance of the Elbrus glaciers decreased by −0.55 ± 0.04 m w.e. a⁻¹ from 1997 to 2017. Mass balance on west-oriented glaciers is less negative than on east-and south-oriented glaciers where mass balance is most negative. The mass balance of the east-oriented Djikiugankez glacier decreased at the fastest average rate (−0.97 ± 0.07 m w.e. a⁻¹). This glacier contains 28% of the total Elbrus glacier system ice volume, most of which is concentrated below 4,000 m a.s.l. Only one small glacier on the western slope demonstrated mass gain. Our results match well with the long term direct mass balance measurements on the Garabashi glacier on Elbrus which lost 12.58 m w.e. and 12.92 ± 0.95 m w.e. between 1997 and 2017 estimated by glaciological and geodetic method, respectively. The rate of Elbrus glacier mass loss tripled in 1997-2017 compared with the 1957-1997 period.

GlacierMIP – A model intercomparison of global-scale glacier mass-balance models and projections

Article

Full-text available

May 2019

Global-scale 21st-century glacier mass change projections from six published global glacier models are systematically compared as part of the Glacier Model Intercomparison Project. In total 214 projections of annual glacier mass and area forced by 25 General Circulation Models (GCMs) and four Representative Concentration Pathways (RCP) emission scenarios and aggregated into 19 glacier regions are considered. Global mass loss of all glaciers (outside the Antarctic and Greenland ice sheets) by 2100 relative to 2015 averaged over all model runs varies from 18 ± 7% (RCP2.6) to 36 ± 11% (RCP8.5) corresponding to 94 ± 25 and 200 ± 44 mm sea-level equivalent (SLE), respectively. Regional relative mass changes by 2100 correlate linearly with relative area changes. For RCP8.5 three models project global rates of mass loss (multi-GCM means) of >3 mm SLE per year towards the end of the century. Projections vary considerably between regions, and also among the glacier models. Global glacier mass changes per degree global air temperature rise tend to increase with more pronounced warming indicating that mass-balance sensitivities to temperature change are not constant. Differences in glacier mass projections among the models are attributed to differences in model physics, calibration and downscaling procedures, initial ice volumes and varying ensembles of forcing GCMs.

Large‐scale climatic factors driving glacier recession in the Greater Caucasus, 20th–21st century

Article

Full-text available

Jun 2019
INT J CLIMATOL

Over the past 30 years, there has been a catastrophic reduction of the glacierized area in the mountains of the Greater Caucasus, with the values reaching 0.69% per year. Physical mechanisms accountable for such intense melting are investigated in this study. The main trends in the temperature‐moisture regime of the Caucasus and adjacent areas for the period 1982–2015 were recovered based on instrumental data and the ERA‐Interim data reanalysis. It is demonstrated that there is statistically significant warming for the summer season in the region as a whole. No statistically significant changes were detected in the precipitation regime, despite the increase in the integral moisture content of the atmosphere and in the potential convective energy. The integral moisture content growth is compensated by the increase in the moisture divergence. This happens due to the intensification of large‐scale descending atmospheric motions. As a result, the seasonal and annual precipitation amounts do not change significantly. Such effects are possibly the consequence of the global process of “widening of the tropics.” This process is most clearly manifested in the expansion of the Hadley cell and the northward shift of its descending branch. This process can lead to an increased frequency of anticyclones over the southern regions of Europe during the warm part of the year. This, in turn, leads to a negative cloud cover trend as well as an increase in the closely related radiation balance. Apparently, this process is the cause of the intensive reduction of the glaciation area in the North Caucasus.

Modelling the future evolution of glaciers in the European Alps under the EURO-CORDEX RCM ensemble

Article

Full-text available

Apr 2019

Glaciers in the European Alps play an important role in the hydrological cycle, act as a source for hydroelectricity and have a large touristic importance. The future evolution of these glaciers is driven by surface mass balance and ice flow processes, of which the latter is to date not included explicitly in regional glacier projections for the Alps. Here, we model the future evolution of glaciers in the European Alps with GloGEMflow, an extended version of the Global Glacier Evolution Model (GloGEM), in which both surface mass balance and ice flow are explicitly accounted for. The mass balance model is calibrated with glacier-specific geodetic mass balances and forced with high-resolution regional climate model (RCM) simulations from the EURO-CORDEX ensemble. The evolution of the total glacier volume in the coming decades is relatively similar under the various representative concentrations pathways (RCP2.6, 4.5 and 8.5), with volume losses of about 47 %-52 % in 2050 with respect to 2017. We find that under RCP2.6, the ice loss in the second part of the 21st century is relatively limited and that about one-third (36.8 % ± 11.1 %, multi-model mean ±1σ) of the present-day (2017) ice volume will still be present in 2100. Under a strong warming (RCP8.5) the future evolution of the glaciers is dictated by a substantial increase in surface melt, and glaciers are projected to largely disappear by 2100 (94.4 ± 4.4 % volume loss vs. 2017). For a given RCP, differences in future changes are mainly determined by the driving global climate model (GCM), rather than by the RCM, and these differences are larger than those arising from various model parameters (e.g. flow parameters and cross-section parameterisation). We find that under a limited warming, the inclusion of ice dynamics reduces the projected mass loss and that this effect increases with the glacier elevation range, implying that the inclusion of ice dynamics is likely to be important for global glacier evolution projections .

Global glacier mass changes and their contributions to sea-level rise from 1961 to 2016

Article

Full-text available

Apr 2019
NATURE

The largest collection so far of glaciological and geodetic observations suggests that glaciers contributed about 27 millimetres to sea-level rise from 1961 to 2016, at rates of ice loss that could see the disappearance of many glaciers this century.

A consensus estimate for the ice thickness distribution of all glaciers on Earth

Article

Full-text available

Mar 2019
NAT GEOSCI

Knowledge of the ice thickness distribution of the world’s glaciers is a fundamental prerequisite for a range of studies. Projections of future glacier change, estimates of the available freshwater resources or assessments of potential sea-level rise all need glacier ice thickness to be accurately constrained. Previous estimates of global glacier volumes are mostly based on scaling relations between glacier area and volume, and only one study provides global-scale information on the ice thickness distribution of individual glaciers. Here we use an ensemble of up to five models to provide a consensus estimate for the ice thickness distribution of all the about 215,000 glaciers outside the Greenland and Antarctic ice sheets. The models use principles of ice flow dynamics to invert for ice thickness from surface characteristics. We find a total volume of 158 ± 41 × 10 ³ km ³ , which is equivalent to 0.32 ± 0.08 m of sea-level change when the fraction of ice located below present-day sea level (roughly 15%) is subtracted. Our results indicate that High Mountain Asia hosts about 27% less glacier ice than previously suggested, and imply that the timing by which the region is expected to lose half of its present-day glacier area has to be moved forward by about one decade. © 2019, The Author(s), under exclusive licence to Springer Nature Limited.

Liverworts and mosses at the top of Elbrus (Caucasus) and bryophytes near limits of their altitudinal distribution

Article

Jan 2018

Two liverwort and two moss species were recorded from the outer side on the Eastern crater rim of Mt. Elbrus at 5590 m, on bare spot free of snow and ice about 10 × 20 m heated by geothermal activity. They are Marsupella boeckii, which is recorded for the first time for Caucasus, M. cf. funckii recorded for the first time for Kabardino-Balkarian Republic, rare in forest belt in Caucasus Atrichum cf. angustatum and widespread Pohlia nutans. Their morphology, distribution and emergence at the top of Elbrus are discussed. Comparison of known data on the highest bryophyte records worldwide demonstrates their dissimilarity in different mountains. The bryophyte location at the top of Elbrus is highest in Russia and Europe. Despite it is lower than the known highest bryophyte records in the lower latitudes it is quite comparable with them due to more severe conditions at the top of Elbrus situated at 43°N.

Ледники и климат Эльбруса

Recommended publications

Volume Changes of Elbrus Glaciers From 1997 to 2017

The Elbrus (Caucasus, Russia) ice core record -Part 1: reconstruction of past anthropogenic sulfur e...

The Elbrus (Caucasus, Russia) ice core record -Part 2: history of desert dust deposition

History of desert dust deposition recorded in the Elbrus ice core