Геоморфологические свидетельства оледенений вокруг горы Кайлас (внутренняя кора): связь с прошлым климатом

Представлены геоморфологические исследования палео-оледенения вокруг южного склона горы Кайлас (долина Серлунг Чу). Три отчетливых оледенения с уменьшающейся интенсивностью (стадия Кайласа: от (KS)-I до KS-III) хорошо представлены следами боковой морены.  Предполагаемая хронология оледенений: событие KS-I предшествует последнему максимуму оледенения (LGM), KS-II соотносится с LGM, в то время как событие KS-III соответствует времени раннего/среднего голоцена. Морена напора и обнаженная, подвергшаяся действию ледников материковая порода вблизи Кайласа относятся к малому ледниковому периоду. Уменьшение объема ледникового льда после оледенения KS-III связывается с уменьшением муссона и повышением летней температуры после LIA.

Перевод с английского статьи Навин Джуял(1),*, П. С. Таккар(2) и Ю. П. Сундриял(3)

1 Лаборатория физических исследований, Наврангпура, Ахмадабад 380 009, Индия

2 Центр по применению космической техники, Сателлит Роуд, Ахмадабад 380 053, Индия

3 Факультет геологии, H.N.B. Университет Гарвал, Шринагар (Гарвал) 246 174, Индия

Ключевые слова: Геоморфологическое свидетельство, оледенение,  боковая морена, муссон, климат в прошлом.

Ледники у горы Кайлас

ЛЕДНИКИ — это не только важные геоморфологические факторы в процессе формирования ландшафта, они также являются превосходными регистраторами климата прошлых лет. Они отступают и наступают в ответ на связанные с климатом контролируемые изменения, касающиеся их накопления и таяния. Одним из прямых проявлений наступления ледника является образование морен (конечных и боковых); их распределение в долине определяет протяженность ледника в прошлом и может интерпретироваться исходя из выпавших осадков и температурных изменений. Если не считать полярную область, то в Гималаях и на Тибетском нагорье находится максимальная концентрация ледников. Исследования показывают, что возвышенные массы суши Тибетского нагорья (2,5 × 106 км2 с средней высотой ~ 4,5 км) кардинально изменяют коэффициент отражательной способности Евразии, изменяя, тем самым, перепады температур и давления воздуха между континентом и океаном, что, в свою очередь, приводит к образованию летнего муссона. Эта адвекция океанической влаги в летний период является критическим фактором формирования ледника, который движется в северном направлении с предгорья Гималаев к Тибетскому нагорью. Она резко понижается в направлении с юга на север по всем Гималаям, и имеет низкую величину над западным Тибетом. Изменения объемов снега и льда в Гималаях и на Тибетском нагорье вызвано изменением в перепаде количеств атмосферных осадков. Это очевидно демонстрируется высотой нижней границы питания ледника (ELA): в юго-восточном Тибете она проходит на высоте ~ 4300 м, в западном Тибете она превышает высоту 6000 м. Линия ELA определяет границу между зоной накопления и зоной таяния. Как правило, юго-восточный Тибет, который лежит к северу от Транс Гималаев, оказывается под воздействием умеренного летнего муссона. Свидетельства с западных Гималаев показывают, что в масштабе тысячелетий ледниковые колебания отражают совпадение периодов положительного баланса массы со стадиями высокой изоляции/усиленного юго-западного муссона. Поэтому, исследование палео-оледенения может также использоваться для установления изменчивости климата (муссонного) в прошлом на этой экологически чувствительной территории.

Хорошо сохранившиеся морены и насыпной долинный грунт, характерный для всего Тибета, а также окаймляющая гора, предполагают простирание в этом регионе долинных ледников. Учитывая чувствительность горных ледников к изменению климата, можно воссоздать историю климата в прошлом, используя систематическое исследование гляциогенных отложений и элементов ландшафта. Такие исследования важны, так как они могут служить опорной отметкой, относительно которой можно будет оценивать прогнозируемые модели климата в будущем. Цель настоящего исследования — осветить ледниковую геоморфологию и предоставить расширенную базовую основу ледниковой истории вокруг горы Кайлас. Для достижения указанных выше целей была выполнена подробная полевая съемка гляциогенных форм рельефа. Это было сделано при помощи топографических карт (масштаб 1: 50 0000) и дистанционных данных со спутников (IRS P6 LISS-IV, сентябрь 2004 и IKONOS, июнь 2009). Для воссоздания палео границы ELA использовалась самая большая высота боковых морен (точка выхода), которая вычислялась с использованием портативной наземной навигационной системы (GPS).

Область исследований приходится на хребет Кайласа, в котором преобладает обломочная горная порода Кайласа (моласса), оставшаяся в отложениях поверх гранита Кайласа. Предполагается, что осадочные отложения хребта Кайласа (включая гору Кайлас) формировались во время подъема Гималаев, и их можно рассматривать как северный предел. Зона сочленения Инд– Тсангпо (ITSZ) отмечает границу столкновения между индийской и тибетской плитой, которая проходит севернее равнины Баркха (BP, рисунок 1). Зона ITSZ разграничивает две различающихся топографии: (i) низколежащая равнина Баркха на юге и (ii) высоко лежащая топография, включающая Кайлас на севере. Кроме того, резкое изменение высоты по ITSZ выражается присутствием протянувшейся в южном направлении соединяющихся аллювиальных вееров восточнее Дарчена (AF, рисунок 1). Дзонг Чу и Лха Чу (Чу = река)  — две крупных реки, которые окружают наружный контур горы Кайлас (рисунки 1 и 2). Настоящее исследование было проведено в долине Серлунг Чу (30°58′–31°05′ сев. широты и 81°15′–81°20′ вост. долготы). Пеший маршрут по внутреннего круговому обходу (Внутренняя кора) проходит по Серлунг Чу, в которую впадают два притока. В свою очередь, эти притоки берут начало на юго-восточном и юго-западном висячем леднике на горе Кайлас (рисунок 1 и 2).  Долина Серлунг Чу поднимается с высоты 4700 м (на север от Дарчена) до > 6000 м вокруг горы Кайлас (Рисунок 2). Годовая сумма осадков в регионе составляет менее 200 мм. Эти осадки выпадают в период с июня по сентябрь и вызываются летними муссонными облаками с Бенгальского залива и Аравийского моря.

Ледники являются важными геоморфологическими действующими силами при формировании ландшафта. Они ответственны за образование некоторых наиболее эффектных геоморфологических элементов, особенно в Гималаях и на Тибетском нагорье.  По мере перемещения льда ледника происходит не только размыв дна долины, но и срыв горной породы с ее боковых сторон. Вследствие этого, широкие U-образные долины являют собой типовой геоморфологический результат прежнего великолепия долинных ледников. Такие элементы повсюду вокруг Кайласа выглядят довольно эффектно (Рисунок 3 a). Наблюдается, как минимум, четыре таких долины, отходящих от вершины Кайласа, в которых в прошлом могли существовать крупные долинные ледники. На рисунке 3 b показана одна такая реликтовая отполированная льдом долина, ориентированная в юго-восточном направлении.

Доказательством существования обширных ледников вокруг горы Кайлас может служить сохранение ледниковой штриховки ~ 5700 м (~ 200 м над дном долины) и присутствие отполированной ледником обнаженной материковой породы длиной 500 м вдоль долины на высоте 5500 м (Рисунок 3 c). Эти характеристики говорят о простирании в прошлом ледового покрытия в южной части горы Кайлас. Ледниковые штриховки образованы перемещением льда по скалистому подпочвенному слою. Они представляют собой царапины и борозды, проходящие параллельно направлению движения ледника. Аналогичным образом, отполированная ледником обнаженная материковая порода представляет собой прежний ледниковый подпочвенный слой, который сейчас опустошен ледником.

1

Рисунок 1. Сентябрь 2004 года, данные IRS P6 LISS-IV, показывающие различные геоморфологические элементы вокруг исследуемой области. Также отмечено примерное направление зоны сочленения Инд– Тсангпо (ITSZ). BP, равнина Баркхи; CAF, Соединяющиеся аллювиальные веера.

 2

Рисунок 2. Геоморфологическая карта области вокруг Кайласа. Исследование проводилось вдоль долины Серлунг Чу (Внутренняя кора), красный пунктирный эллипс.

3

Рисунок 3. a, Карта исследуемой области, показывающая расположение (b) левого бока U-образной долины, разрезанного прежними ледниками, человек (обведен кружком) в середине указан для оценки масштаба, и (c) обнаженная отполированная ледником материковая порода (~ 500 м длиной); конечная точка существующего ледника видна слева, также видны ледниковые штриховки рядом с гребнем, соединяющим Кайлас с вершиной Нанди.

4

Рисунок 4. Данные IKONOS, показывающие реликтовые отполированные ледниками долины и цирки (I–IV), которые указывают на грандиозность ледников вокруг Кайласа в прошлом.

Реликтовый цирк является еще одним характерным эрозионным элементом, обнаруженным в древних долинах, которые подверглись действию ледников. Активный цирк можно рассматривать как ледник, питающий основной долинный ледник. После отступления ледника реликтовый цирк походит на амфитеатр (Рисунок 4). Связь между современной снеговой линей и высотой дна небольших и независимых цирков в отполированных ледниками горных хребтах в течение продолжительного времени использовалась для установления аппроксимации первого порядка высоты снеговой линии. На спутниковых данных в исследуемой области видны четыре реликтовых цирка. Они отмечены на рисунке 4 цифрами I–IV. Высота дна ориентированного на запад реликтового цирка (цирк I, рисунок 4) располагалась на уровне ~ 5500 м, что приблизительно совпадает с максимальной высотой самой молодой боковой морены (описывается дальше), учитывая тот факт, что цирк был активен во время последнего наступления ледника.

Геоморфологический результат ледниковой эрозии вокруг региона Кайласа проявляется в пирамидальной форме горы Кайлас. Такая морфология развивается в областях, где наступательная эрозия кольца циркового ледника вокруг отдельной высокой горы углубляет долину более, чем с трех сторон. Элементы выглядят как каменная остроконечная вершина и называются «рогом». Когда, в конце концов, цирковые ледники исчезают, они оставляют глубокую пирамидальную гору, окаймленную поперечными стенами цирков. Из этого можно сделать вывод, что в прошлом ледники вокруг Кайлас действовали гораздо более масштабно, что привело к высеканию пиков и образованию глубоких и широких долин.

Воссоздание на основе стратиграфии морен в областях доминирования муссона характеризуется тем, что трудно дифференцировать морены от морен, подверженных частому гравитационному перемещению. Кроме того, воссоздание прежнего простирания ледников требует детального геоморфологического картографирования и анализа форм рельефа и осадочных пород. Самые точные методы также требуют наличия достаточных геоморфологических свидетельств, как правило, боковых и конечных морен и линий, фиксирующих максимальное продвижение ледника. Это необходимо для того, чтобы воссоздать форму прежнего ледника. В исследуемой области малый объем муссонных осадков, широкая долина и отсутствие активных цирковых ледников способствовали сохранению боковых морен. На основе полевого морфостратиграфического положения и морфологии хребтов боковых морен в долине Серлунг Чу были идентифицированы три отчетливых наступления ледника с прогрессивным уменьшением размеров (Рисунки 5 и 6).

Разрушившаяся, наиболее протяженная и самая древняя боковая морена прослеживается из холмистой морфологии вдоль западной стороны долины Серлунг Чу. Боковые следы этого хребта морены в некоторых местах перекрываются потоками обломочного материала, они изрезаны сезонными потоками (Рисунок 5) и соотносятся со стадией KS-I. Самая высокая точка KS-I расположена на высоте 5200 м, тогда как конечная точка располагается на высоте 4800 м недалеко от ITSZ (Рисунок 6). Боковая морена, связанная со вторым наступлением ледника, была изменена рекой Серлунг Чу. Наступление ледника KS-II происходит с высоты 5300 м и оканчивается на высоте около 5100 м недалеко от монастыря Серлунг (Рисунки 5 и 6). KS-II отделено от KS-I вертикальным смещением порядка ~ 30 м (Рисунок 5). Самая молодая морена, обозначаемая как KS-III, исходит с высоты 5500 м у основания вершины Кайлас и заканчивается в виде криволинейного хребта на высоте 5200 м ниже места слияния притоков (Рисунок 6). Кроме того, коническая форма морен (реликтовые морены напора) на высоте между 5500 м и 5700 м (Рисунок 6) приводит к предположению, что ледник также отступал после KS-III.

5

Рисунок 5. Полевая фотография боковых морен, сформированных во время основных оледенений долины Сердунг Чу (южный Кайлас). Эти оледенения с самого раннего и до самого молодого имеют следующие названия: Кайлас стадия I (KS-I), KS-II и KS-III.

Ледник чутко реагирует на температуру окружающего воздуха и осадки, что, в свою очередь, смещает линию ELA (граница питания ледника). В полевых условиях ELA ассоциируется с выходом боковых морен. Таким образом, величину климатических изменений в прошлом можно выявить путем оценки разности высот между прошлыми и текущими границами ELA. Эта технология была успешно использована в бассейне Гориганги (Транс Гималаи), расположенном южнее горы Кайлас, чтобы оценить температуры и объем льда в прошлом. Несмотря на то, что ледники на юг от горы Кайлас значительно отступили, на юго-восточной стороне массивная груда постоянного льда занимает восточное седло горы на высоте порядка 5800 м. Можно предположить, что эта ледяная шапка является современной границей питания ледника (ELA) и вполне выдерживает сравнение с наблюдениями, сделанными ранними исследователями в юго-западном Тибете. Лед в седле питает расположенный ниже ледник, который попросту спускается на несколько сотен метров вместе с обломочным материалом (Рисунок 7). Чтобы оценить температуры в прошлом, связанные с отдельными событиями наступления ледника, величина опускания ELA умножается на адиабатический градиент скорости. Градиент скорости — это изменение температуры в зависимости от высоты. В южном Тибете используется адиабатический градиент скорости 0,62°C/100 м. В отсутствии результатов прямых измерений в исследуемой области для оценки температуры используется вышеуказанный градиент.  В таблице 1 представлены результаты согласно нашим предварительным оценкам температуры в долине во время наступления оледенений от KS-I до KS-III.

6

Рисунок 6. Геоморфологическое положение боковых морен, наблюдаемое в полевых условиях. Точка выхода KS-I находилась на высоте ~ 5200, а точка окончания — на высоте ~ 4700 м, ледник KS-II появился на высоте ~ 5300 и, завершился на высоте ~ 5100 м, ледник  KS-III: точка выхода ~ 5500 м, точка завершения ~ 5200 м. Также вблизи Кайласа видны обнаженная, подвергшаяся действию ледников материковая порода и морены напора (на высоте между 5500 м и 5600 м).

Описанные выше эрозионные и литологические элементы ландшафта показывают, что, по сравнению с настоящим временем, ледники в прошлом были более обширные и протяженные. Это хорошо согласуется с предположением, что в Тибете и на прилегающих горах во время последнего четвертичного периода ледники несколько раз перемещались взад и вперед. Согласно наблюдениям, в регионах, на которые воздействует муссон, оледенение зависит от муссонных осадков, которые влияют на баланс ледниковой массы. Это соотношение позволяло ледникам наступать в высокогорных районах во времена повышенного выпадения атмосферных осадков. По видимому, существует корреляция между повышенным выпадением осадков и наступлением ледников в областях, подверженных воздействию муссона. Вышеуказанная корреляция кратко излагается на рисунке 8. Воссоздание прежнего простирания ледников предоставляет качественную картину окружающих климатических условий. Однако, такое воссоздание требует точного определения возраста гляциогенных элементов и осадочных пород для региональной и глобальной климатической корреляции. Настоящему исследованию не хватает данных по абсолютному возрасту из-за малого количества органического углерода (для определения возраста радиоуглеродным методом) и стратифицированных осадочных пород (для визуального определения возраста). Однако, оно предоставляет широкую базу палео-оледенения вокруг одного из самых потрясающих ландшафтов в юго-западном Тибете. Чтобы установить экспериментальную хронологию различных наступлений ледников, мы прибегаем к косвенным доказательствам, особенно, ограниченным хронологически закрепленным моренам и климатическим событиям в регионе.

Таблица 1.  Оценка уменьшения границы питания ледника (ELA) и соответствующих изменений температуры во время оледенений KS-I — KS-III

 

Ледниковая стадия ELA (м) СнижениеELA (м) Снижение температуры (°C)
Текущий ледник 5800
KS-III 5600 200 ~ 1
KS-II 5300 500 ~ 3
KS-I 5200 600 ~ 4

 

 7

Рисунок 7. Полевое фотографирование, где показана юго-восточная грань Кайласа. Следует отметить обнаженную материковую породу и выступающий из седла лед.  Лед в седле приблизительно совпадает с высотой границы питания ледника (~ 5800 м).

Исследования, проведенные во многих частях Тибета и Гималаев, показывают, что оледенение было более обширным во время ранних периодов последнего ледникового цикла, и оно было ограниченным по простиранию во время последнего максимума оледенения (LGM; Рисунок 8). Аналогично этому, наступления ледников в эпоху голоцена также были ограничены по простиранию, и ледники продвинулись всего лишь на несколько километров от текущих краев ледника. Вышеуказанные умозаключения основываются на результатах региональных исследований на территории от Ладакха до Непала и на восточной части Тибетского нагорья. Также, если сравнить ближайшую территорию, район Транс Гималаев Уттаракханд, то хронология последовательного расположения реликтовых озер и морен указывает, что, в сравнении с LGM, ледники были более обширными и протяженными во время периода, предшествующего LGM. Этот период, вероятно, соответствует морской изотопной стадии -4 (MIS-4) или раннему этапу MIS-3. Кроме того, самое молодое наступление ледника севернее Бадринатха в долине Алакханды, относится ко времени 4,5 тысяч лет назад, тогда как коническое нагромождение морен рядом с сегодняшним ледниковым языком относится к малому ледниковому периоду (LIA).

Распространение ледников — это, как правило, ответная реакция на низкую температуру, но на большой высоте этот процесс может быть более чувствителен к изменениям влагопереноса. В зависимости от географического положения ледников в Гималаях на изменение положения ELA влияют как осадки, так и температура. Например, в южных Гималаях, где доминирует муссон, понижение ELA связано с падение летней температуры и увеличением количества муссонных осадков. По сравнению с этим, в более сухой западной и северной Центральной Азии, именно температура управляет положением ELA. На  относительно сопоставимой территории в южном Тибете (Ньялам) было замечено, что во время LGM (MIS-2) снеговая линия уменьшилась на ~ 450 м, что обуславливает понижение температуры примерно на 3°C. По сравнению с этим, во время периода после LGM (позднеледниковый период) уменьшение снеговой линии и соответствующее понижение температуры оценивалось на уровне ~ 250 м и ~ 2°C соответственно. Согласно наблюдениям, ледники в Тибете распространялись, когда таяние во время сезона абляции сдерживалось более холодными летними температурами, а не во время периодов повышенной влажности, связанных с усиленным муссоном.


8

Рисунок 8. Хронология оледенения в позднечетвертичном периоде в Гималаях допускает максимальное оледенение долин (схема), происходившее в период между 60 000 и 30 000 лет назад (выделено светло-голубым окошком) во время поздней стадии MIS-4 и MIS-3. Эти периоды совпадают с относительно усилившимся муссоном по сравнению с последним максимумом оледенения (LGM).

9

Рисунок 9.   Воссоздание оледенения на основе боковой морены, связанной с оледенением KS-III, морены напора и обнаженной, подвергшейся действию ледника материковой породы. Наблюдения были наложены на данные IKONOS за июнь 2009 года. Воссозданный ледник ограничивается желтыми точками. Распространение ледника во время KS-III, (b) отложения морены напора и развитие подвергшейся действию ледника материковой породы и (c) текущее положение.

Так как наше исследование ограничивается хронологией, мы констатировали время отдельных стадий оледенения путем сравнения величин уменьшения линии ELA, полученных из текущего исследования, с климатически идентичными и географически близкими величинами долины Ньялам.  Время оледенения KS-I точно не известно. Однако, учитывая величину уменьшения ELA ~ 600 м и соответствующее падение температуры ~ 4°C, это событие, вероятно, предшествует LGM. Сравнимая величина уменьшения ELA (~ 500 м) и связанное с этим снижение температуры (~ 3°C) во время наступления ледника KS-II выдерживает сравнение с распространением ледника, наблюдаемым во время LGM в долине Ньялам. При этом KS-III должно соответствовать послеледниковому (голоцен?) наступлению (уменьшение ELA  ~ 200 и, снижение температуры ~ 1°C). Кроме того, обнаженная материковая порода и коническое нагромождение морен (Рисунки 3 и 6), вероятно, соответствуют недавнему или относительно недавнему повышению температуры после LIA (~ XIX век нашей эры). На рисунке 9 графически отображены изменения ледяного покрова с момента оледенения KS-III до настоящего времени. Это изображение основано на картографировании боковых морен, связанных с оледенением KS-III, и уже описанных ранее гляциогенных элементов.

Хоть наши умозаключения и являются гипотетическими, они предоставляют обширную базу по ледниковой истории позднечетвертичного периода в одном из самых экологически хрупких районов Гималаев. Представленные в данной статье наблюдения показывают, что ледники в южном районе Кайласа имеют отступающий характер. На этой стадии трудно установить, вызвано ли отступление изменением количества осадков или температуры. Существующие климатические данные показывают, что, в сравнении с ранним голоценом, в Тибете наблюдалось постепенное снижение муссона. Тем не менее, уменьшение влажности не было таким низким по сравнению с LGM.  Поэтому, можно сделать вывод, что после оледенения KS-III могло наблюдаться уменьшение количества осадков вокруг горы Кайлас. Однако, текущий уровень осадков ~ 200 мм не настолько низкий, чтобы вызвать настораживающее отступление ледников.   Мы предполагаем, что после оледенения KS-III происходило неуклонное повышение летней температуры с кратковременным ее снижением в течение LIA (малый ледниковый период), во время незначительного увеличения ледникового покрова на обнаженной материковой породе и отложениях морен напора. Климатические сценарии и косвенные доказательства указывают на то, что текущее отступление могло произойти после LIA примерно в начале XIX века. В ближайшем будущем, после того, как представленные в данном исследовании стратиграфические и геоморфологические свидетельства будут закреплены хронологически, мы будем располагать лучшими данными для установления типа климата, доминировавшего во время оледенения Кайласа. Кроме того, хронология прошедших оледенений, возможно, поможет понять потенциальное развитие ледников вокруг Кайласа в условиях ожидаемого сценария глобального потепления.