УДК 551.331(238.222)
Скорость ледниковой эрозии и эволюция продольного профиля ледниковых долин Юго-Восточного Алтая по данным численного моделирования
© 2010 г. А.Р. Агатова, Р.К. Непоп
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск agatr@mail.ru
Статья принята к печати 12 ноября 2009 г.
Ледниковая эрозия, современное оледенение, численное моделирование, Юго-Восточный Алтай.
Glacial erosion, numerical simulation, present-day glaciation, South-Eastern Altai.
Рассматриваются результаты моделирования движения горно-долинного ледника и его взаимодействия с днищем долины. Разработанная одномерная численная модель движения идеализированного ледника описывает течение льда вдоль центральной линии тока. Значения физических констант, гипсометрические характеристики ледника и другие параметры, используемые при моделировании, максимально соответствуют геолого-геоморфологическим и климатическим условиям Юго-Восточного Алтая. Абсолютная скорость ледниковой эрозии по результатам моделирования составила 1 10-3 м/год с максимальным значением 2 -10-3 м/год в районе снеговой линии, время реакции ледника на одномоментное изменение баланса массы равно 102 лет. Эти оценки согласуются с данными о скоростях других горнодолинных ледников Центрально-Азиатского горного пояса. Разработанная численная модель, кроме оценки скорости эрозии и времени реакции ледника, может использоваться при анализе изменения продольного профиля ледниковой долины.
Введение
С эрозионной деятельностью горно-долинных ледников связано формирование определённых форм рельефа. Площадь современного оледенения Горного Алтая существенно уступает площади голоценовых ледников в максимумы их развития и на несколько порядков меньше площади плейстоценового оледенения, однако, несмотря на это, деятельность ледников и сейчас — один из мощных рельефообразующих факторов в рассматриваемом районе. Именно изучение современных ледников составляет основу исследований гляциальных форм рельефа четвертичного возраста. Одна из важных задач — определение скорости современной ледниковой эрозии, решение которой позволит оценить вклад ледников в формирование рельефа горных районов, подверженных оледенению.
Первые и до настоящего времени единственные на Алтае определения скорости ледниковой эрозии сделаны во второй половине ХХ в. М.А. Душкиным [6]. Его исследования базировались на изучении количественного содержания моренного материала во льду активной концевой части ледникового языка. Однако разработка теории пластического течения льда [44], экспериментальные работы по определению физических параметров движущегося льда, натурные наблюдения за горно-долинными ледниками и развитие вычислительной техники позволяют использовать при изучении деятельности ледников численное моделирование. Всё чаще для моделирования баланса массы [33, 46 и др.], опреде-
ления динамических характеристик ледника [26, 31 и др.] и положения его фронта [43, 45 и др.] применяют численные методы. Обзор математических моделей и численных методов, используемых в гляциологии, приводится, например, в [16].
В предлагаемой работе с помощью численного моделирования движения ледника и его взаимодействия с днищем долины решались следующие научные задачи: 1) численно оценить скорость ледниковой эрозии современных ледников Юго-Восточного Алтая; 2) определить характерное время их реакции на изменение климата; 3) качественно оценить эволюцию продольного профиля ледниковой долины на временном интервале порядка 103—105 лет с использованием параметров современного оледенения Юго-Восточного Алтая.
Полученные численные оценки позволили установить вклад ледников в выработку продольного профиля горных долин и денудацию рельефа Юго-Восточного Алтая.
Характеристика современного оледенения Юго-Восточного Алтая
Около 75 % современного оледенения Горного Алтая общей площадью 910 км2 [18] сосредоточено в его высокогорной юго-восточной части с абсолютными высотами хребтов 2800—4200 м. Ледники здесь распространены крайне неравномерно. Положение района на границе монгольского антициклона и влаго-насыщенных воздушных масс, поступающих со сторо-
ны Атлантического океана, служит причиной чётко выраженной меридиональной климатической зональности. Количество осадков на высоте фирновой границы в Юго-Восточном Алтае уменьшается с запада на восток с 2000—2500 до 500 мм и менее [11, 19], а высота снеговой линии возрастает от западной части Катун-ского хребта до границы с Монголией с 2600 до 3400 м [21]. Соответственно в восточном направлении уменьшаются объём и площадь оледенения.
В целом, Юго-Восточный Алтай характеризуется более аридным климатом по сравнению с СевероВосточным Алтаем, где количество осадков на большей части территории достигает 1000 мм/год [3]. В условиях дефицита влажности на распределение ледников влияют три фактора:
1) дифференциация хребтов по абсолютной высоте. Так, в гребневой части Южно-Чуйского хребта (3000—3560 м), представляющего собой один из центров оледенения, выпадает до 1100—1400 мм осадков в год [19], тогда как в граничащем с ним Чаган-Узунском массиве с абсолютными высотами до 2700—2920 м современное оледенение отсутствует;
2) фактор абсолютной экспозиции склонов, усиленный преимущественно субширотным простиранием линейно вытянутых хребтов Юго-Восточного Алтая;
3) асимметричное строение хребтов — пологие северные макросклоны длиннее крутых южных, что обусловливает большую площадь ледосборов ледников северной экспозиции.
В результате объём льда на северном и южном макросклонах Северо-Чуйского хребта соотносится как 2 : 1. В Южно-Чуйском хребте, расположенном восточнее, уже 175 ледников с площадью 196,21 км2 сосредоточены к северу от главной линии хребта и лишь 44 ледника с площадью 24,61 км2 — к югу от неё [13, 18] (рис. 1).
Режим ледников Юго-Восточного Алтая определяется в основном летними процессами, так как зима в этом районе слишком холодная и сухая, чтобы значительным образом влиять на изменение баланса массы ледника [4]. Основная масса ледников сосредоточена в самых высоких хребтах: Катунском, Северо-Чуйском и Южно-Чуйском. Здесь распространены все виды ледников — от мелких каровых и висячих до крупных долинных и ледников плоских вершин. По числу преобладают каровые и висячие ледники, по площади — долинные и карово-долинные. Мощность ледников относительно невелика. Так, по данным радиолокационного зондирования, в большинстве долинных ледников толщина льда не превышает 100—150 м, каровых — 50—70 м, малых каровых и висячих — 25—50 м [9]. Кроме того, с помощью радиолокационного зондирования установлено наличие в ледниках Юго-Восточного Алтая в основном одного, максимум двух слоёв, отличающихся температурой и водонасыщенно-стью льда. Например, в леднике Малый Актру граница водонасыщенного горизонта расположена в 20—40 м от поверхности при толщине льда около 160 м [14].
Рис. 1. Распределение ледников в Южно- и Северо-Чуйском хребтах:
1 - линии основных водоразделов; 2 - границы Чуйской и Курайской межгорных впадин; 3 - реки и озёра; 4 - ледники; 5 - абсолютные высотные отметки, м над ур. моря
Fig. 1. Spatial distribution of glaciers in South-Chuya and North-Chuya Ranges:
1 - main watersheds; 2 - boundaries of Chuya and Kurai intermountain depressions; 3 - rivers and lakes; 4 - glaciers; 5 - altitudes (m a.s.l.)
Наличие таких слоёв усложняет моделирование [41], однако строение ледников Юго-Восточного Алтая позволило применить при исследовании простую однослойную численную модель. При выборе характерных параметров идеализированного ледника при моделировании были использованы данные по наиболее изученным ледникам — Софийскому (Южно-Чуйский хребет) и Малый Актру (Северо-Чуйский хребет).
Постановка задачи для численного моделирования
Деятельность ледника представляет собой сложный процесс. Движущийся лёд — это поликристаллическое вещество, состоящее из кристаллов различной формы, размеров и ориентации. Он содержит примеси и талые воды, перемещает обломки скальных пород разнообразной формы и размеров. Температура льда также изменяется в широком диапазоне. Различны и физические условия на ложе. Эрозионная деятельность ледников включает множество процессов, среди которых особенно заметны ледниковая абразия, экзарация, плакинг, флювиогляци-альная эрозия. Все они протекают одновременно [20]. Эффективность воздействия горно-долинного ледника на ложе определяется гляциологическими (температура придонных слоёв льда), геолого-геоморфологическими (литология, трещиноватость подстилающих горных пород, подлёдный рельеф) и климатическими факторами.
В результате эрозионного воздействия ледников вырабатываются долины с характерными продольными и поперечными профилями — троги. Однако климатическая зональность и активные тектонические движения, особо ощутимые в длительные интервалы времени, а также особенности эрозионного преобразования долин в межледниковые эпохи обусловливают многообразие типов ледниковых долин в пределах даже одной горной системы. Решение обратной задачи — реконструкции эволюции рельефа по его современной морфологии — часто сопряжено не только с трудностями, связанными с определением функциональных связей между различными геологическими процессами во времени, но и с определением самих процессов, участвующих в формировании тех или иных форм рельефа.
В связи с этим для достижения поставленной цели мы решали прямую одномерную задачу описания движения идеализированного ледника и его взаимодействия с днищем долины. При моделировании был принят ряд упрощений.
Во-первых, модель учитывает только экзарацион-ную и абразивную деятельности движущегося льда и не принимает в расчёт флювиогляциальные процессы на ложе под ледником. В результате рассчитанная величина представляет собой нижнюю оценку скоро-
сти ледниковой эрозии, а полученные продольные профили менее глубокие и более сглаженные, чем профили, возникающие в реальных условиях.
Во-вторых, в расчётах не учитывается аккумулятивная деятельность ледника. Транспортируемый реальным ледником обломочный материал откладывается в нижней части ледни
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.