Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Строение и состояние субполярных и теплых ледников на основе радиолокационных исследований

ВАК РФ 11.00.07, Гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия

Автореферат диссертации по теме "Строение и состояние субполярных и теплых ледников на основе радиолокационных исследований"



РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ ЛАБОРАТОРИЯ ПОЛЯРНОЙ ГЛЯЦИОЛОГИИ

На правах рукописи УДК 551 3?1. 3?4

МАЧЕРЕТ ЮРИЙ ЯКОВЛЕВИЧ

СТРОЕНИЕ И СОСТОЯНИЕ СУБПОЛЯРНЫХ И ТЕПЛЫХ ЛЕДНИКОВ НА ОСНОВЕ РАДИОЛОКАЦИОННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

11 00 07

Гидрология суши, водные ресурсы, гидрохимия

ДИССЕРТАЦИЯ з виде научного доклада на соискание ученой степени доктора географических наук

Москеа -1995

Официальны* оппоненты:

доктор географических наук, профессор А Н КРКНКЬ

доктор юс» рафических наук К С ЛОСЬ В

доктор технических наук, профессор,

заслуженный дошель науки и юхники России А ДФНОПОВ

Б«ду|цм оргвнимцмя:

(еологичоскии факулыег М1 У ,

Зацита состоится ,Л095 г в /¿часое

на заседании диссертационного Совета Д 003 19 03 при Инс.ятуте географии РАН, 100017, Москва, Староъюнатный пер . 20

Диссертация &>мде научного доклада разослана \№Ы

С диссертацией в веде научною доклада иожно оэнакоии1ься в библиотеке Института географии РАН

Отзывы двух экзеип/трах, заверенные печатью, просьба направлять по указанному адресу ученому секретарю совета.

Ученый секретарь диссертационого совета,

кандидат географических наук

Г.М Николаева

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Постановка и актуальность проблемы. В настоящее время, в связи с возрастающей потребностью в чистой пресной воде, интенсивный освоением полярных и горных районов и прогнозируемый глобальным потеплением климата, важное научное и практическое значение приобретает проблема учета и рационального использования водно-ледовых ресурсов, п также всесторонняя оценка реакции ледников на изменения климата и прогноз изменений их размеров, режима и динамики. Наиболее актуальны эти проблемы для районов оледенения, находящихся вблизи основных центров расселения и хозяйственной деятельности человека, в том числе на территории бывшего СССР, где, в соответствии с классификацией Х.Альмана (1948) и М.Лагалли (1934) и районированием Г.А.Авсюка (1955), В М.Котпякова (1968) и А.Н. Кренке (1982), преобладают лодники субполярного (переходного) и теплого (изотермического) гипа. С прогнозной точки зрения особый интерес представляет оледенение Евразийской Арктики, где влияние глобального потепления климата может проявляться особенно сильно.

Для решения этих задач необходимо знать такие важные и до сих пор малоизученные характеристики ледников, как толщина льда, подледный рельеф, объем, внутреннее строение, гидротермическое состояние и условия на гоже, так как они определяют главные черты современного оледенения и интегрально отражают процессы внешнего и внутреннего массо- и теплообмена и движения ледников, их строение и состояние. Знание этих характеристик имеет важное значение при изучении запасов льда и колебаний ледников, включая резкие подвижки и откол айсбергов, при реконструкции и численной моделировании их эволюции и решении сопряженных вопросов геофизики, гляциологии, палеогляциологии, гляциомеханикн, теплофизики и гидрологии ледников.

До недавнего времени для изучения этих характеристик использовались трудоемкие геофизические методы (сейсмический, гравиметрический и элекгрометрические) и бурение. С их помощью Исследования были выполнены в ряде районов Арктики, включая Шпицберген, и в общей сложности на -100 чедмиках в разных горных районах, на четверти из них - на территории бывшего СССР: на Кавказе, Тянь-Шане, Алтае, Памире, Полярном Урале, в Джумгарском Алатау, в хребте Сунтар-Хаята (Г.С.Кравцов, 1957; И.С.Ьерзон и до., 1959; В.А.Пак, В.И.Яковлев, 1962; Б.А.Боровинский, 1963, 1969; П.А.Черкасов, 1965; Ю.Я.Мачерэт, 1977; Б.Л.Берри и др., 1978 и др.). Однако полученных данных оказалось недостаточно, чтобы надежно оценить запасы льда и еыясненить основные закономерности строения и характеристики состояния субполярных и теплых ледников, расположенных преимущественно в районах несплошного оледенения.

Более перспективно применение радиолокационного метода, позволяющего выполнять измерения дистанционно, с наземного и воздушного транспорта, и получать массовые данные о строении и состоянии ледников. Начиная с середины 1960-х годов этот метод успешно применяется для изучения -тлодных (полярных) ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии (В.В.Богородский, 1968, 1975, Г.Робим и др., 1969). Эти исследования создали условия дальнейшего развитии радиолокационного метода для изучения более неоднородных по строению субполярных и теплых ледников, для которых характерны более высокие, вплоть до ?очки плавления в теплых ледниках, температуры льда и интенсивные процессы тгяния и повторного замерзания воды на поверхности и в снежно-фирновой толще. Однако пеэпыз же эксперименты на таких ледниках показали, что эти факторы обусловливают значительное возрастание ослабления и рассеяния радиоволн, что затрудняет или делает неэффектипным применение радиолокационного метода в том виде, в котором он был разработан цля зондирования

холодных ледниковых покровов Начавшиеся в 19Ы> г. рабош по программе Международного гидрологического десятилетия (МГД) и наблюдений за колебаниями ледников, важный разделом которых являлось определение их толщины, строения и объеиа. обусловили необходимость разработки и адаптации радиолокационного метода для изучения субполярных и теплых ледником и его практическое применение

Цель работы заключается в изучении запасов льда и закономерностей строении, характеристик состояния и эволюции субполярных и 18ПЛЫЖ ледников разных морфологических типов, включая горные, горно-покровные и покровные, на основе применения радиолокационного метода.

Научная новизна вылоленных исследовании состоит в следующем.

1. Установпены зависимости ослабления и рассеяния радиоволн в диапазоне частот радиозондирования (1-1000 МГц) в субполярных теплых ледниках от характерных факторов (иода на поверхности, а толще и у ложа, внутренняя неоднородность и слоистость), определяющих специфику строения и термического режима таких ледников

2. Разработаны л рицины построения специализированной аппаратуры для наземного м •эрорадиозондирования субполярных и теплых ледников

3. Разработана методология определения элик грофизических характеристик - скорости распространения и уде;. -ного поглощения радиво ли. содержания воды и средней теил ера туры ледниковой толщи, включая отдельные ее слои, и коэффициента отражения ложа и внутренних границ, учитывающая специфику строения и термического режима субполярных и теплых ледников.

4. Впервые установлены диапазоны изменения скорости а "холодном" и "теплом" льде субполярных и 1вплых ледников.

5. Разработаны модели для определения объема ледников сложной ноизометрической формы по данным измерений толщины льда пп одному осевому (продольному) профилю.

6. Установлены надежные количественные соотношения между объемом (средней толщиной), максимальной толщиной и площадью ледников различных морфологических типов с разными условиями питания.

7. Разработаны критерии и принципы оценки гидротехнического состояния и режима субполярных ледников по денным непрерывной радиолокационной съемки.

в. Для архипелага Шпицберген впервые построена карта-схема распределения ледников с различный гидротермическим состоянием, включая холодные, теплые и политерыические.

в. Установлены надежные критерии выделения особого класса двухслойных (переходных, или двухфазных) ледников с верхним слоем "сухого холодного" льда, нижним слоем водосо-держащего "теплого' льда и таянием на ложе по данным аэрорадиозондирования Обнаружено широкое распространение таких леднико на архипелаге Шпицберген и показано, что большинство из них испытывали в прошлом резкие подвижки (сарджи).

10. Установлены закономерности деградации островных ладниксвых куполов Северо-Восточной Земли (Шпицберген) в случае потепления климата.

Практическое значение работы, Развитый автором радиолокационный метод обеспечивает получение массовых данных о толщине, нодледном рельефо, объеме, внутреннем строении, гидротермическом состоянии, режиме и условиях на ложе субполярных и теплых ледников и их использование для изучения и картографирования этих характеристик, определения запасов льда, численного моделироиания решения практических задач и планирования радиолокационных и гляциологических исследовании в иа/юизучоннил районах в иисилабе

ледника, отдельных бассейнов или ледниковой системы в целой.

Автором разработаны эффективные методики наземной и воздушной съемки с использованием локаторов дециметрового и декаметрового диапазона и построения детальных разрезов и карт толщины льда и высот подледного ложа по данным профильных и площадных съемок с одновременной привязкой точек зондирования.

По данным радиозондирования установлен диапазон максимальных толщин горных, горнопокровных и покровных ледников; построены карты и разрезы толщины льда и подледного рельефа ледников Шпицбергена для Атласа снежно-ледовых ресуров мира и ледников Кавказа (Гергети), Полярного Урала (ИГАН, Обручева), Тянь-Шаня (Центральный Туюксу), ГТамиро-Алая (Абрамова) - объектов многолетних исследований Института географии АН СССР, Закавказского гидрометеорологического института, Института географии Казахстана и Среднеазиатского гидрометеорологического института по программе МГД, получены комплексные характеристики оледенения в Джунгарском Алатау (толщина льда, подледный рельеф, запасы льда) и на архипелаге Шпицберген (распределение толщин и запасов льда, подледный рельеф, внутреннее строение, гидротермическое состояние, условия на ложе) и установлена тесная связь гидротермического состояния ледников Шпицбергена с их морфологией, толщиной, современными гляциоклиматическими условиями, зимним внутриледниковым стоком и динамическим поведением.

Разработанные автором теоретические положения и полученные данные нашли воплощение в решении практических задач, касающихся использования зимнею стока из ледника Берти ля для надежного водоснабжения рудника Пирамида на Шпицбергене, выбора точки глубокого бурения на Восточном ледяном попе (Аустфонне) Северо-Восточной Земли, проектирования горных выработок при освоении месторождения золота под ледником Давыдова на Тянь-Шане, оценки запасов льда в ледниках Джунгарского Алатау и Шпицбергена и айсберго-бого стока с ледников Северо-Восточной Земли в бассейн Баренцева моря и выявления двухслойных и потенциально механически неустойчивых (пульсирующих) ледников на Шпицбергене. Практическое использование результатов исследований подтверждается документами о внедрении.

Поагтатом таиитм является решение важной научной проблемы - дистанционного исследования закономерностей строения и характеристик состояния (толщины, подледного рельефа, объема, внутреннего строения, гидротермического состояния и условий на ложе) субполярных и теплых ледников методами радиолокационного зондирования, распределения запа-соз льда и эволюции таких ледников в результате изменений климата. В этой проблеме выделяются четыре взаимосвязанных пункта защиты:

1. Особенности радиозондирования субполярных и теплых ледников: а) особенности распространения радиоволн; б) принципы построения специализированной аппаратуры дециметрового и декаметрового диапазона для наземного,и аэрорадио зондирования.

2. Методики измерений, обрзбол I н интерпретации данных наземного и азрорадиозокди-рования, обеспечивающие повышение точности и информативности радиолокационного метода при изучении строения и состояния субполярных и теплых ледников и запасов л£да в ледниковых системах.

3. Результаты радиолокационных исследований строения и состояния субполярных и теплых ледников в различных горных и полярных районах (Кавказ, Полярный Урал, Тянь-Шань, Джунгарский Алатау, Памкро-Алай, Шпицберген, Земля Франца-Иосифа): а) толщина льда и подледный рельеф; б) объем ледников; запасы льда в ледниках Шпицбергена и Джунгарского

Алатау; в) внутраннее строение, гидротехническое состояние и условия на ложе, на части ледников • электрофизические параметры ледниковой толщи, внутренних границ, слоев и ложа, Пространственное распределение на архипелаге Шпицбергене ледников с - различный внутренним строением, гидротермическии состоянием и условиями на ложе, выявление и картирование особого класса двухслойных (переходных, или двухфазных) ледников, установление особенностей № строения и режима по характеру внутренних сражений и скорости распространения радиоволн в ледниковой толщи

4. Закономерности строения, характер** состояния, режима, динамики и эволюции субполярных и теплых ледников при изменения* климата: а) толщина льда, обьем и подледный рельеф; 6) гидротермическое состояние, условия на нижней границе, зимний внутрипедникоаый сток и динамическое поведение; в) реакция островных ледниковых куполов Северо-Восточной Земли (Шпицберген) на предполагаемое потепление климата; г) формирование и перестройка гидротермического состояния субполярных ледников.

Методь) исследований. При проведении полевых работ был использован комплекс наземных и аэрорадиолокационных исследований, включающий профильную' и площадную съемку толщины льда, подледного рельефа и внутреннего строения ледников, определение электрофизических параметров ледниковой толщи, внутренних границ, слоев и ложа по данным измерений скорости распространения радиоволн и ослабления отраженных сигналов. Методики измерений,'обработки и интэрлретации полученных данных разработаны или модифицированы автором г. учетои специфики .иссладуоиых ледников.

На первом этапе (19£>7-1976 rrj истюльзовапись самолетные импульсные радиовысотомеры РВ-10 и РВ-17 с несущей частотой 440 МГц. В дальнейшем применялась специализированная радиолскационноя аппаратура, изготовленная в Марийском политехническом институте (МПИ) и Томском университете (ТГУ): импульсные локаторы РЛС-76 (с перестраиваемой частотой о диапазоне'400-930 МГц), РЛС-77 и Р"С-б20 (с несущей частотой 620 МГц), моноимпульсный локатор МПИ-8 (с центральными частотами 2 и 8 МГц) и портативный импульсный локатор ТГУ (с несущей частотой 700 МГц). Основной объем исследований выполнен с помощью локаторов РЛС-620 и МПИ-8.

Особенности распространения радиоволн в субполярных и теплых ледниках исследовались экспериментально с применением указанного выше комплекса радиолокационной аппаратуры и теорегически'с помощью разработанных и модифицированных автором радиофизических моделей таких ледников. Для изучения закономерностей строения, характеристик состояния и эволюции ледников использованы статистические методы и численное моделирование.

Фактический материал. В основу работы положены результаты, полученные автором а период работы в отделе гляциологии и Лаборатории полярной гляциологии Института географии АН СССР (ныне РАН) с 1966 по 1В94 ir. Они включают данные полевых наземных и аэрорадиолокационных исследований й полевых испытаний специализированной радиолокационной аппаратуры, получвнные в 1967-1990 гг. в общей сложности соответственно на 13 ледниках Кавказа (3). Полярного Урала (2), Тянь-Шаня (3), Памиро-Алая (Г), Шпицбергена (4) и 261 леднике Зэилийского Алатау (Гянь-Шань) (16/, Джунгарского Алатау (103) и Шпицбергена (142), и их теоретический анализ. Для теоретического анализа использованы также данные радиолокационных измерений других исследователей, полученные по методике автора в 1988-199? гг на 5 ледниках Шпицбергена (4) и Земли Франца-Иосифа (1), а также фондовые материалы Института географии АН Казахской ССР и литературные данный Ссччгание экс-

периментальных и теоретических исследований позволило получить достоверный фактический иатериал для решения поставленных задач

Исследования проводились по плановым темам Института географии РАН 'Закономерности современного оледенения полярных стран", подтема "Исследования оледенения Шпицбергена"; "Разработка основ гляциологических прогнозов"; "Режим, динамика и эволюция полярных ледниковых покровов", в которых автор участвововал в качестве научного руководителя и ответственного исполнителя разделов работ, а также в сотрудничестве с Ленинградским электротехническим институтом, Марийским политехническим институтом. Институтом географии Казахской ССР, Томским университетом, Среднеазиатским гидрометеорологическим институтом, Производственным объединением "Арктикуголь", Управлением геологии Киргизской ССР, Киргизским яэрогеодезическим предприятием, Институтом механики МГУ.

Агтобаичя работы Научные результаты исследований докладывались и обсуждались на: Международных симпозиумах "Физические методы исследования снега и льда" (Ленинград, 1973), VII полярном (Польша, Краков, 1980), по процессам ледниковой эрозии и седиментация {Норвегия, Гейло, 1080), по дистанционным методам исследований в гляциологии (Великобритания, Кембридж, 1986), по вззимодействию оледенения с океаном и атмосферой (Ленинград 1990), по дистанционным исследованиям снега и льда (США, Боулдер, 1992); Конференция арктических и приарюмческих стран по координации исследований в Арктике (Ленин-Грзд, 1988), Международном семинаре по ледниковым катастрофам (Москва, 1990), Заседании Британского отделения Международного гляциологического общества (Эдинбург, Великобритания, 1991), Международной научной конференции "Геофизика и современный мир" (Москва, 1093); Всесоюзных гляциологических симпозиумах (Терскол, 1968; Ташкент, 1972; Алма-Ата, 1976; Томск, 1980; Таллин,1984; Тбилиси, 1983; Обнинск, 1993) и рабочих совещаниях и школах-семинарах Секции гляциологии АН СССР (Звенигород, 1977-1990), III Конференции по распространению радиоволн (Москва, 1969), Всесоюзной школе-семинаре по точным методам о Изучении ледников и смежных лавин (Терскол, 1970), V Закавказской научной конференция по изучению снежного покрова, снежных лавин и ледников (Тбилиси, 1972), Междуведомственном совещании "Подповерхностное зондирование континентальных покровов и морских льдов" (Рига, 1977), Сессии ООФАиГ АН СССР (Томск, 1981), Семинаре по взаимодействию вулканизма и оледенения (Петропавловск-Камчатский, 1981), Конференции по снежным ласинам и ледникам (Ккровск, 1982), II Всесоюзной конференции по механике и физике льда (Москва, 1983), Всесоюзном совещании "Радиофизические и оптические методы исследования снега и льда" (Ленинград. 1984), Школе-сеыинаре по проблемам топографического картографирования ледников (Фрунзе, 1987), Семинаре по геоинформационным системам горных территорий ( Герскол, 1989), Наученом cesara по криологии Земли (Москва, 1991; Пущино, 1993), Ученом совете и семинарах отдела гляциологии и лаборатории полярной гляциологии Института географии (1969-1994). Дополнительную.'апробацию результаты исследований прошли в хода обсуждения о Институте --опарных исследований им. Р. Скотта (Великобритания, Кембридж. 1986,1991).

По теме исследования опубликовано 69 научных работ общим объемом 60 печатных ^ис-тоэ, сключая крупные разделы трех монографий. Список основных работ (51) приведен а заключительном разделе научного доклада.

Автор глубоко благодарен академику РАН В.М.Котлякову за постоянное внимание, по-(ющь, поддержку и полезные советы при проведении работы м обсуждении результатов и члвн-корр. РАН И А.Зотикову за критическое обсуждение основных положений работа.

Автор благодарит сотрудников Инстигута (еофафии РАН и других учреждений ЕМ Зингера, Л.С.Троицкого, А.Б Журавлева, А.Ф Г лазовского. М 10 Москаловского, В.ЬАизина, СМ Архилова, В.Ш Берикашвипи, А Н Ьожинского. О Н Виноградова, С.С Григоряна. МБДюргеро-В8, В.С.За/ородноьа, И Ю Игнатьеву. В С Корякина, МСКрасса, В А Кузииченка, Т Б Ларину, В С Лучининова, К.Г.Макаревича, В.И Михалева, А В Орлова, Я.М-К.Пуннинга, С.АСинькевича.

B.Ф.Суслова, Л А Суханова, В К Хмёлевскот. Г1 А.Черкасова за помощь и поддержку при подготовке, организации и проведении полевых исследований и обсуждение полученных результатов.

Автор особо признателен сотрудникам Марийского политехническою института АН Громыко, Е.В.Василенко, АН Бабонко и Томского университета С.АНикитину, принимавшим участие в создании, полевых испытаниях, усовершенствовании специализированной радиолокационной аппаратуры и обсуждении полученных данных, а также сотрудникам Арктического и Антарктического научно-исследовательского института Б. А Федорову и Г.В Трелову за полезные консультации и советы.

Большую помощь в обработка и оформлении результатов исследований оказали Л И Боброва и Л.В.Санкина, которым автор выражает большую признательность.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Возможность применения радиолокационного метода для дистанционно!о зондирования ледников была обоснована теоретически в конце 1950-х годов (В Н Рудаков, В.В Богородский. МАГинцбург, Д. Кук, В К Хмелеоский, А В Калинин) и в 1963-1964 гт была подтверждена экс периментально при наземных исследованиях в I ренландии и Антарктиде не частотах 30, 35 213 и 440 МГц (В В.Богородский, В Н Рудаков, В А Тюльлин, Д Бейли, С. Эванс, Г.Робин. А.Вейт

C.Шмидт и др). Дальнейшие совершенствование методов измерений и интерпретации и созда me эффективной наземной и самолетной аппаратуры метрового диапазона (30-300 МГц) сделали радиолокационный метод основным инструментом исследования строения и состояния полярных ледниковых покровов (В.В Богородский, В.СЛучиминов. В.Н Рудаков, Г.В.Трепов, Б.А.Федоров, А.Н.Шереметьев, Ч Бентли, ПГудмандсон, Г.Освальд. Г Робин, С Эванс и др) и дали толчок развитию подповерхностной радиолокации других геофизических объектов, в частности, субполярных и теплых ледников.

Первые радиолокационные исследования на субполярных и теплых ледниках были выполнены в 1966-196/ гг. на Тянь-Шане (А.К.Рюмин, В Б Зеерев) и Кавказе (Ю.Я.Мачерет, Л.А.Суханов) с помощью 440 МГц самолетных радио высотой аров РВ-10 и РВ-17, успешно применявшихся при изучении прибрежных районов Антарктиды и Гренландии с. толщинами льда до 700-000 ы. В1968-1975 гт. эти исследования были продолжены на ледниках, Северной Земли (В В.Богородский, Б.А.Федоров, Л.С Гоаоруха), Пэииро-Алая (А К. Рюмин), Полярного Урала. Кавказа и Шпицбергена (Ю.Я.Мачерет, Л.А.Суханов, В СЛучининов, А Б Жураалев) и в 1978 г. - на ледниках Алтая (С.А.Никитин и др.). За рубежом исследования на ледниках этого типа начались в 1969 г. с помощью аппаратуры, работающей 8 диапазоне частот от 16 до 480 МГц (Д. Дэвис, С. Эванс, Б.Смит). Однако в ряде случаев применение указанной аппаратуры не дало положите-1кных результатов, что потребовало более детального изучения особенностей распространения радиоволн а таких ледниках и построения специализированной аппаратуры.

1. Особенности радиозондирования субполярных и теплых ледников

По сравнению с холодными ледниковыми покроваии Антарктиды и Гренландии, субполярные и теплые ледники имеют следующие характерные особенности 1) сравнительно небольшие толщины пьда (до 1000 mi 2| сравнительно небольшие мощности снежно фирновой толщи (др 20-40 м), 3) более высокие температуры льдз. вплоть до точки плавления в теплых ледни-

?

ках; 4) наличие поды и влажного снега и фирна на поверхности в период таяния и свободной соды в ледниковой толще вплоть до самого ложа- (сезонно в субполярных и круглогодично в теплых ледниках); 5) более неоднородное строение снежно-фирновой и ледяной толщ из-за обилия прослоек и линз льда разной плотное m и структуры, включений воды и моренио-обло-мочното материала; 6) более сложную геометрию поверхности и ложа, особенно у орных ледников В соответствии с этим на основе анализа электрических свойств компонентов ледников нами рассмотрены особенности распространения радиоволн в субполярных и теплых ледниках - их скорость, поглощение, рассеяние, суммарное ослабление, интенсивность отражения от ложа и внутренних границ, определяющие точность измерений толщины льда, глубинность зондирования, возможность изучения электрофизических параметров ледниковой толщи и ложа и выбор оптимальных параметров специализированной аппаратуры. • 1.1. Элактричоскиэ свойства компонентов ледников Рсновными компонентами ледников являются лед, снег, фирн, а также вода, появляющаяся при температуре, близкой к 0°С, и минеральные включения. Их электрические свойства -диэлектрическая проницаемость с', тангенс угла диэлектрических потерь tg& или высокочастотная удельная проводимость а = 2rrff.0i'tgb - определяют скорость V и удельное поглощение А радиоволн в этих средах и зависят от многих факторов. При tg^«!, V - c/VeT А -G,686i,ftRa-/t?c = 1673,3 а/ЛГ(дБ/и), где f - частота в Гц, е0 = 10"®/36ir [Ф/м] - диэлектрическая постоянная, с - скорость радиоволн в вакууме [м/с]. Данные лабораторных измерений, полученные разными исследователями на естественных и искусственно приготовленных образцах в широкой диапазоне частот и температур, обобщены в работах В.В.Богородского, В С.Лучи-ниноза, б.А Федорова, А.Д.Фролова, Г.П.Хохлоза, Ч.Бентлм, П.Гудмандееня, Г.Робина, С. Эван-саидр. Их анализ для диапазона радиозондирования (1-1000 МГц) вблизи и при температуре плавления льда показал следующее (4,5,10.11,15,17].

В диапазоне тоиперэг -> от 0 до - 60°С е' сухого плотного льда (плотность р| - 917 кг Ад3) на зависит от частоты, слабо зависит от температуры t и структуры, практически нэ гзвиент от содержания растворимых химических примесей и составляет 3,17 ± 0,07, откуда скорость радиоволн V, = 169 ± 2 u/Мкс (С.Эвзнс, 1965). Для поликристаллического льда при t i -10°С наиболее вероятное значение с' = 3,19 ± 0,03, т. о. V( а 168 ± 1 mAjkc. Наоборот, tg5 льда сильно зависит от частоты, температуры и содержания химических примесей. При этом ftg5 и, следовательно, о и А льда практически нэ зазисят от частоты в диапазона 1-500 МГц, слабо возрастают на частотах 500-1000 МГц и резко - на более высоких частотах (С.Эванс, Б. Смит, 1969). Зависимость проводимости чистого плотного льда от температуры описывается формулой (Б.Смит, С. Эванс, 1972; Д.Глен, Д Парей, 1975):

0|Р - о0 exp t-E (1/Т - 1/T0)/R], . (I)

гдэ о0 = 4,6-10-5 Си Ai - проводимость при t = 0°С, Е ,= 551. 5 КДж/моль - энергия активации, П я 0,31 ДжАюль К - газовая постоянная. Т - Т0 ♦ t, Т„ = 273,15°С. Для льда холодных гздникоз при t S -10°С Е в 25 i 3 КДж/иоль. При t = 0°С о„ я 61 0"* CmAj, А0 = 0,055 дБЛи. Соответствующая температурная мзисимость А приведена в [34] и описывается соотношением А(0 - 0,055 + 4,44-10-3 t + 1,585 10"4 t2. о льда теплых ледников близка к С|р чистого льда; при t = 0°С о0= 4,610"5 Си/и и А0 = 0,042 дБЛа. Различие в о и А льда холодных и теплых ледников обусловлено разной концентрацией кислотных примесей и связано с более интенсивна ! их вымыванием талыми водами в теплых ледниках. Сильная зависимость A(t) позволяет исполъзо-

в

ватъ данные радиозондирования для оцинки средней интегральной температуры масс льда колодных и субполярных ледников путем измерения энергетических характеристик отраженных сигналов (см. разделы 2.4 и 3.3).

В диапазоне частот 1-500 МГц с', а и А слабоминер&лизорлнной ¡аду практически не зависят от частоты, но замежо возрастают с увеличением содержания растворимых примесей (6 Смит, С.Эванс. 1972) По данный лабораторных измерений (Э.Горхом. 1958; Д Парен, Д Уол-кер, 1971; Д.Хастед. 1961, Х.Эгнер, Э Эрикссон, 1955), с* талой воды холодных и теплых логиков и дождевой воды при I * 0°С равна 86, а а и А • соответственно (2-8) 10"4, 2 10"*, (1-30)-10-3 СмД| и 0,036-0 144; 0,036, 0,18-5:41 дБ/м.

Если размер включений, составляющих меньшую часть смесц диэлектриков, гораздо меньше длины волны локатора в среде, то для описания комплексной диэлектрической проницаемости смеси е - е'Ц - .№) - е'(1 - можно использовать теорию Максвелла-Вагнера, полагая форму включений и их ориентацию относительно направления электрического поля известными. Для рассматриваемых сред форму включений можно считать сферической; в •том случае применима формула М. Лойенга (1965):

^'"■эдИ-е,11)»^. (2)

где индексы ш. 1 и 2 обозначают соответственно смесь, матрицу и включения, и2 - объемное содержение включений и смеси.

Для сухого снега, фирна и ледникового льда при с'2 - 1 (воздух) и ь', « 3,17 (лед), формула (2) принимает вид (Д.Парен, 1973): е'а - (1 + 0,46» р')3. ал - 0| р'(0,68 + 0.32 р')г, где и2 - 1 - р\ р' - Р4/Р1, Р - плотность, индексы 1 и >1 обозначает соответственно сухой плотный лед и сухой снег, фирн и ледниковый лед. С учетом экспериментальных данных Д. Кураива (1956, 1962) и В.Камминга (1952), показатель преломления п^ при ра > 300 кгЛ13 с достаточной точностью описывается соотношением (Г.Робин и др., 1969):

па -/ё^ - V + 0,000851 Р<1. (Я)

Для оценки ^ влажного снега. Фиона и ледникового льда может использоваться формула (2), в которой о2 - 1 - р\ а матрицей и включениями являются рассматриваемые среды в сухом состоянии и вода. Если все воздушные поры во влажном льде предполагаются заполненными водой, для оценки ц могут служить соотношения (Б.Смит, С Эванс 1972):

£', - Е'й ♦ £'»(1 - РТ/ЗГ о, - ал ♦ - р-)Д (4)

где индекс * обозначает воду. Ее процентное содержание \У в таком льде мсжет быть оценено по формулам (2) - (4), полагая 100и2 - \У, если е', известна, например, из данных измерений скорости радиоволн в леднике (см. разделы 2.3 и 3.3).

В диапазоне радиозондирования о горных пород зависят от частоты и их состава и изменяется в очень широких пределах - от 10"' до 2,5- 1С"4 См/м, а с' в большинстве случаев находится в пределах от 5 до 15 и практически не зависит от частоты (А.И.Заборовский, 1963, Э И Пархоменко, 1965, А Д.Фролов, 1976,1983; М.И.Финкельштейн и др., 1986). Для оценки с' влаж мых пород и мореносодержащего льда в этом диапазоне применима формула (2) для двух кои понентных смесей с включениями воды и пород сферической формы.

Гфиаеденные соотноиюния позволяют оценить электрофизические параметры ледниковой толщи (г', О по данным измерений скорости распространения и удельного поглощен« радиоволн (см разделы 2 3 и 3 3) Очи Оыли использованы также для оценки возможных про далоя изменения средней скорости радиоволн в субполярных и шплых ледниках (17| С это» целью бы па применена модель ледника в вида системы плоских слоев, е каждом из которьи

скорость является функцией плотности и влажности снежн!>фирновой и ледяной толщ. Расчеты показали, что наибольшие отличия средней скорости от скорости V, в плотной льде сЛедует ожидать в областях аккумуляции "сухих" и "влажных" ледников, где они могут достигать соответственно 3 и 16%. Это обусловливает необходимость специальных измерений скорости при проведении детальных съемок толщины льда и подледного рельефа субполгтных и теплых ледников, особенно в период таяния (см. раздел 2.3).

1.2. Ослабление и рассеяние радиоволн Отражения от ложа и внутренних границ могут наблюдаться с помощью радиолокатора, если их уровень превышает предел чувствительности приемкою и регистрирующего устройств. С энергетической точки зрения этому условию отзечвет соотношение

Р - N¡. ♦ U, (5)

гдер - 10 lg (Prrrir/Pt) ■ энергетический потенциал локатора, - 10 lg (Pr/Pt) - суммарное ослабление отраженных сигналов, U - их уровень по отношению к шумам приемного и регистрирующего устройств м к уровню отражений-помех, Р^п - чувствительность приемного устройства, Рг - мощность отраженных сигналов на входе приемной антенны, Pt - излученная мощность; величины р, NE и U выражены в децибелах и имеют отрицательный знак.

Количественная сценка суммарного ослабления Nj. сигналов от ложа в холодных леднихо-еых покровах двна в работах В.В.Богородского, Г.В.Трегюва, Б.А.Федорова, М.И.Финкельштой-на. Г.Робина и др. с использованием уравнения радиолокации и электрофизической модели ледника о вида изотропного однородного по толщине слоя льда с плоскими границами раздела для случая нормального падения электромагнитной волны. По отношению к реальным лзд-кккам это ослабление можно рассматривать как "нормальное' {12]. В случае зондирования из создуха "нормальное* ослабление '

NTj; 20 kj [(СХдУвтКН ♦ ♦ 20 lg (1 - г12г) • 2A(t) h + 20 lg r^ . (6)

где первое слагаемое определяет "геометрические" потери Ыс за счет расхождения фронта волны и фактора фокусировки о леднике, второе - потери NT при двукратном прохождении поверхности ледника, третье - потери 1МД на поглощение как функцию средней температуры льда t, четвертое - потери NR при отражении от ложа. Здесь и - высота полета, h - толщина ледника, Q - коэффициент усиления антенн, А0 - длина волны локатора в воздухе, г - амплитудный коэффициент отражения Френеля от плоской границы раздела двух сред:

где к • 1,2; индекы 1,2 и 3 обозначают соответственно воздух, лед и породы ложа.

Из уравнений (1), (6) и (7) следует, что N*E существенно возрастает при увеличении температуру льда и рабочей частоты локатора I - с/А0, а применение антенн с большим коэффициентом усиления О и более низких частот позволяет получить выигрыш в NV, т. е. увеличить глубину зондирования ледников. Например, при t - -1°С, NR = -14 дБ, р я -130 дБ, U - -3 дБ понижение частоты от 440 до 1 МГц й увеличение G от 1,6 до 90 на частоте 440 МГц дает двукратное ее увэхичениз - примерно от 300 до 600 м. Аналогичные оценки N'¡- и глубины обнаружения могут быть получены и для внутренних отражающих границ и слоев различной геометрии и природы, при этом значения NB могут изменяться в широких пределах - от -10 до -100 дБ (1,3,34,40].

Очевидно, для субполярных и теплых ледников оценки в большинства случаен занижены, так как расчетной моделью не учитываются такие характерные факторы, как неоднородность строения ледниковом толщи, наличие воды на поверхности и др. Обусловленное ими

ослабление ДМ^ существенно изменяет фактические потери, т. е. - ♦ ДЫ& однако зависимость АЫ^ от параметров модели и частоты носит болев сложный характер. Поэюму для оценки ЛЫ^ и их составляющих нами были использованы два взаимодополняющих подхода - теоретический и экспериментальный.

В обобщенном виде дополнительное ослабление Д^ радиоволн а субполярных и теплых ледниках можно представить как

где Му^д - потери на прохождение слоя талой воды (или влажною снега и фирна) на поверхности (или в толще) ледника, - изыенениа уровня отраженных сигналов за счет наличия талой воды (или морены) у ложа, N1^ - потери за счет отражения на неоднородностях пласто-обрвзной формы (слои лада в снеге и фирне, слои льда разной плотности и структуры и др.). Ну- • потери на рассеянна на внутри ледникспых неоднородностях изометрической формы (включения воды, морены и воздуха, линзы льда в снеге и фирне и др.), ыр - поляризационные потери, обусловленные несовпадением плоскости поляриьации приемной антенны и отраженной волны, ДК; и ДИц - изменение уровни отраженных сигналов за счет рассеяния' на неровностях поверхности и ложа.

Количественные оценки некоторых составляющих Д^ • потерь в промоченном дождевой водой слое фирна, на сферических включениях воздуха, воды и линзах льда в фирне, на изолированном слое льда а фирне, на неровностях поверхности и лажа - получены Б.Смитом, С. Эвансом (1972), Д Даудсавлом и др. (1984), Ч.Харрисоном 11972), Г.Освальдом (1975), ЧНилои (1979, 1982) и др. Они предполагают значительный их рост с увеличением частоты (особенно выше 300-500 МГц), размеров включений и неровностей границ.

Нами выполнено теоретическое рассмотрение потерь N1^. " в диапазоне радиозондирования и на основе экспериментальных данных оценены потери Кь и их составляющие ЫР, * ы^ ♦ г^- н Ча ♦ в дециметровом диапазоне.

Для теоретической оценки потерь и Ы^ использована трехслойная модель ледника с плоско-параллельными границами раздела. Показано (10], что при зондирован»« ледников, покрытых слоэм поды толщиной от нескольких сантиметров до 1 м, потери не превышают •22 дБ на частоте 35 МГц и -30 дБ на частоте 440 МГц. Наличие воды у ложа приводит к увеличению уровня отраженных сигналов до 13 дБ. В частности, выигрыш в ослаблении на этих частотах достигает 10 дБ при толщине слоя воды соответственно 1,5 и 5 и. Аналогичная модель применена также для расчета коэффициента отражения вкутриледникоаого слоя воды и оценки его толщины (34] (см. раздел 3.3).

Для оценки потерь М^ использована многослойная модель ледника (11 »100 м) с чередующимися плоскими слоями льда толщиной " и 0.2 м, отличающимися по с' примерно на 0,1 (по плотности - 50 кг/м3). Расчеты показали [5. в, в], что'на частоте 35 МГц потери М^ составляют существенную величину • около -24 дБ.

Для рхсперимектаяьноа оценки потерь ДЫ1 и их составляющих проведены' воздушные исследования н' ряде ледников Шпицбергена на частотах 440 МГц (радиовысотомер РВ-17) и. 620 МГц (локатор РЛС-620) [12, 16] и наземные исследования на ледниках Обручева, ИГ АН (Полярный Урал} и Фрмтьофа (Шпицберген) в диапазоне частот 400-930 МГц (локаторы РЛС-76 и РЛС-77), в том числе у скважин с известным распределением температуры по всой толще ледника [15, ?/| Величины ДМ^ оценены по точкам исчезновения треков ложа на непрерывных г-записях, в которых И « О, а толщина льда и высота полета известны |12); остальные

оценки получены по данный измерений амплитуды и дальности отраженных от ложа сигналов о малой окрестности точки зондирования, где h « Const.

Полученные данные показали следующее: 1) в период таяния дополнительное ослабление ANj. на частоте 440 МГц возрастает на 10 дБ в зоне абляции и на 17-32 дБ в областях аккумуляции субполярных ледников с ледяным и фирново-ледяным питанием (где л д перекрыт соответственно промоченным снегом и влажным снегом и фирном) [12] и увеличиваются на 30-50 дБ на частоте 620 МГц в их областях аккумуляции (1), при этом в дни с интенсивным таянием потери ANr на частоте 440 МГц возрастают на 6-8 дБ за счет увеличения потерь N^ вследствие промешивания снежно-фирновой толщи [12]; 2) заметное (до 10-12 дБ) увеличение Nj; имеет место при повышении частоты от 400 до 620 МГц [15, 16], при этом удельное поглощение и рассеяние Г - Л » SC на частотах f < 560 МГц практически постоянно (около 0,06 дБ/kl), на частотах 640-845 МГц возрастает линейно [16]: Г = 0,022 + 0,000115 f [дБ/ü], а на частоте 620, МГц (измерения у скважины) удельное рассеяние SC = 0,0061-0,0218 дБ/м [34]; 3) поляризационные потери NP а диапазоне частот 432-702 МГц не превышают -3 дБ [16]. Результаты экспериментов свидетельствуют также о возможности использования сравнительно высоких частот (свыше 600 МГц) для зондирования субполярных ледников и о росте с частотой дополнительных потерь ANj-.

Таким образом, в метровом и дециметровом диапазоне дополнительное ослабление ANE донных сигналов вследствие отражения и рассеяния радиоволн на структурных неоднородно-стях ледника и наличия слоя талой воды или влажного снега и фирна на его поверхности может достигать нескольких десятков децибел и существенно уменьшать максимальную глубину зондирования субполярных и теплых ледников по сравнению с оценками по формуле (6). В частности, при использовании радиовысотомеров РБ-10 и РВ-17 (f = 440 МГц, р = -130 дБ, G = 1,6, усиление антенн Са = 4 дБ) ДМГ достигает -20...-30 дБ (в областях питания) и глубина гондировзния ледников со средней температурой льда or 0 до -3°С при н - 300 м, NR = -14 дБ уменьшается от 300-350 до 50-150 м, что приводит к значительному уменьшению информативности съемки ложа на более толстых ледниках [9, 21, 22]. Для повышения глубины зондирования, например, до 500-600 м, необходимо увеличение общего энергетического потенциала локатора q - р - Сд до -185...-195 дБ, т. е. необходима специализированная аппаратура. Очевидно, заметное увеличение информативности съемки ложа может быть получено за счет проведения измерений до начала таяния на ледниках. Наличие же воды у ложа приводит к увеличению глубины зондирования ледников (в рассмотренном примере • на величину до 100 м).

' Однако, как показали наши исследования на ледниках Кавказа и Шпицбергена на частотах 440 и 620 МГц [Í, 2, 4,17,24, 29, 31, 36, 44], рассеяние на внутри ледниковых неоднородно-стпх не только увеличивает ослабление дониых сигналов, но и в ряда случаев приводит к полной их маскировке и невозможности выделения на фоне отражений-помех от таких неодно-родностей. Наиболее сильно этот эф 'юкт проявляется при зондировании фирновых областей теплых ледников; отмочен он и на частоте 60 МГц (Д.Даудсвел и др., 1984; Д.Бамбер, 1989).

Теоретически проблема рассеяния радиоволн в ледниках рассматривалась в работах Р. Уотса, А.Ингланда (1976) и Д.Бамбера (1988) с использованием теории рассеяния Ми на включениях сферической формы. Отношение отраженной от плоского ложа мощности Рр к суммарной мощности обратного рассеяния Р^ от m рассеивателей в единице облучаемого объема определяется как Pp/Psc ' г2з2с>гуг««гпст1ю- ГД® ггз " коэффициент отражения плоского ложа (cu. формулу (7)), С - коэффициент усиления антенны, V • скорость радиоволн о среде, тимп •

длительность зондирующего импульса, о^ • поперечное сечение обратного рассеяния рассаи-вателя. Последнее пропорционально квадрагу длины волны в среде и возрастает с увеличением размеров включений и их диэлектрического контраста по отношению к вмощающей среде Поэтому наиболее сильное рассеяние следует ожидать на включениях воды в теплых ледниках, где по данным бурения их вертикальные размеры достигают 1 м и более. При этом условие Рр/Рэс > 2 (или >3 дБ) достигается на частотах ниже 5-10 МГц. По нашим оценкаи. к близкому эффекту приводит увеличение в дс 00 для 620 МГц локатора с ткып = 0,5 мке за счет сужения ширины диаграммы направленности антенн 28. а также уменьшение гим„ до 0,05 мке на этой же частоте при уменьшении С до б и примерно двукратном увеличении 20.

Другой причиной невозможности регистрации донных отражений является перекрыше их зондирующими импульсами и отражениями от неровностей поверхности ледника и горного обрамления. Эти эффекты накладывают ограничения на величины т^,, и 20, а также на минимально измеримую толщину льда и допустимую высоту зондирования 11т [7].

ег^/гп, i Ц™ г Нт(1 - соэВ)/п, созй, (9)

где П| - показатель преломления лода Величина т^ определяет также минимальную глубину обнаружения и разрешение внутренних отражающих границ. ■

1.3. Принципы и пут построения специализированной аппаратуры дг,., зондирования субполярных и теплых ладнмкоо Из проведенного анализа следует, что в дециметровой и метровом диапазонах более низкий уровень отражений-помех за счет рассеяния на неоднородностях в снежно-фирновой и ледяной толще следует ожидать при зондировании ледников холодного и субполярного типа. Повышение глубины зондирования ложа по сравнению с расчетной (см. формулу (6)) может быть достигнуто путем простого увеличения общего энергетического потенциала локатора д за счет увеличения мощности Р( передающего устройства, чувствительности приемного устройства Р^п и/или усиления антенн С, на величину дополнительного ослабления ДЫ^ на данной частоте. К аналогичному эффекту приводит и уменьшение рабочей частоты локатора (без увеличения Сц). С друюй стороны, наибольшее рассеяние следует ожидать прежде всего при зондировании теплых ледников, особенно в областях питания. Повышение соотношения полезный сигнал - помеха обеспечивается либо путем уменьшения "импульсного объема' локатора за счет увеличения С (уменьшения 26) антенн и/или уменьшения г„„, либо путем уменьшения рабочей частоты до 5-10 МГц и ниже.

Наиболее важен выбор рабочей частоты локатора, так как необходимо учитывать ряд противоречивых требований [15]. На низких частотах антенны должны иметь большие линейные размеры (соизмеримые с длиной волны локатора). С другой стороны, уменьшение "импульсного объема" требует увеличения С (уменьшения 28) антенн и/или уменьшения г^, при атом полоса пропускания приемника ¿Г должна отвечать соотношению № * 1/г^ и спектру излученных сигналов Д/. Однако существенное увеличение С возможно лишь на сравнительно высоких частотах, что с одной стороны позволяет уменьшить размеры ан генн и снизить уровень отражений-помех от горного обрмаления, а с другой ведет к росту потерь на рассеяние, особенно на частотах выше 620 МГц. Следовательно, в первую очередь должен быть найден компромисс между частотой локатора и параметрами, размерами и конструкцией антенн.

Наши исследования с разными типами высокочастотных антенн показали |15), что на час-готе порядка 600 МГц приемлемые параметры (С - 90) и размеры (1.5x1,5x0,3 м) может иметь многоэлементная антенная решетка, работающая в режиме приема-передачи Эют подход

был реализован в рабочей макете вертолетного 620 МГц локатора РЛС-77 с использованием антенного коммутатора {16). На низких частотах могут применяться симметричные резистив-но-нагруженные дипольные антенны (Са * -10 дБ), линейные размеры которых определяются соотношением Ь, « Б0/Го, где • полудлина антенны (в метрах), („ - центральная частота (в МГц) излучения антенны при ее возбуждении импульсом напряжения длительное юю т„ <• 1Д0 (Т.Ву, Р.Кинг, 1965).

На практике разделение ледников на субполярные и теплые не всегда возможно без фактических данных об их гидротермическим состоянии. Кроме того, эти ледники могут иметь различные переходные формы. В частности, в полярных, и горных районах возможно существование политермических ледников с холодным и/или теплым режимом в областях абляции и аккумуляции (С.Барановски, 1977), Поэтому для зондирования таких ледников могут быть выбраны различные комбинации радиолокационной аппаратуры. Очевидно, наиболее универсальным является низкочастотный локатор. Однако большие линейные размеры антенн затрудняют его применение для аэрорадиолокациониых исследований. Для этой цели лучше подходит высокочастотный локатор с узконаправленными антеннами и сравнительно короткой длительностью зондирующего импульса. Таким образом, проблема наземного и аэрозондирования субполярных и теплых ледников разных морфологических типов, включая горные, решается путем применения как высоко-, так и низкочастотных локаторов. Кроме того, для обеспечения небольшой погрешности измерения амплитуды отраженных сигналов как одного из основных информативных параметров необходим достаточно большой динамический диапазон приемного (Ог) и регистрирующего 0Н) устройств.

С учэтом указанных принципов и рекомендаций по нашему техническому заданию в Марийском политехническом институте были разработаны и изготовлены два комплекта специализированной радиолокационной аппаратуры: высокочастотный импульсный локатор РЛС-620 = 620 МГц, г«,, = 0,1-1,0 мне, ДР = 1, 4 и 15 МГц, Ог = 80 дБ, Р! = 1 КВт, р = -146 дБ при тнм1 = 0,3 икс) с узконаправленной антенной - решеткой из 16 (4x4) излучателей типа "тройной квадрат" (Са = 39 дБ, 29 - 18° в Е- и Н-плоскостях по уровню мощности 0,5) (15, 16, 19]. предназначенный для зондирования с вертолета МИ-8 субполярных ледников толщиной до 500-600 м, и Ю1зхочастотггны!1 мононмпульсный локатор МПИ-8 с центральными частотами ^«8 МГц (т0 » 0,125 икс, в 2-13 МГц, ДГ = 13 МГц, Р1 = 16 КВт, Ц, = 8 и) и Г0 - 2 МГц (т0 « 0,5 мке, ДГ = 2 МГц, ДГ = 2 МГц, Р1 = 60 КВт, = 30 м) [29, 32], предназначенный для зондирования с наземного транспорта теплых ледников толщиной до 1000 м. Для проведения наземных исследований (включая поляризационные) локатор РЛС-620 был снабжен малогабаритными антеннами типа "тройной квадрат" с плоскими рефлекторами (Са = 12 дБ,- 28 - 60° в обеих плоскостях) и логопёриодическими антеннами (Са = 12 дБ, 29 = 80° и 100° в Е- и Н- плоскостях). Кроме того, для зондирования о пеших маршрутах труднодоступных ледников толщиной до 350-, 400 и в Томском университета был сготовлен переносной (вес 10 кг) высокочастотный импульсный локатор ТГУ (Г - 700 МГц, т^ = 50 не, ДГ = 20 МГц, О, = 50 дБ, 10 Вт, р = - 14р дБ, антенны - решетка из четырех скелэтночцеловых излучателей, = 15 дБ, 20 = 30° в обеих плоскостях) [51].

Вместо «1ч<ндикатора с кольцевой разверткой (Од = 10 дБ), использующегося в высотоыа-рзх РВ-10 и РВ-17 для визуального наблюдения временной зависимости уровня (дальности) отраженных сигналов, в локаторе РЛС-620 применялись осциллографы с линейной разверткой и фоторегистраторы, работающие соответственно в рэжиме аналоговой амплитудной ин-

динации (Ur = 30-40 дБ) и яркостной отметки (L)H - 10 дБ) и в режиие ручной или автоматической покадровой (А-индикация) и непрерывной (скорость протяжки пленки »2 см/мин) автоматической (Z-индикация) съемки. Для увеличения чувствительности и разрешающей способности Z-залисей, в приеморегистрирующем устройстве использовались дифференцирующая цепочка и индикатор яркости луча, что позволяло на фоне более сильных сигналов регистрировать более слабые и выбирать оптимальный уровень яркостных моток. Кроме того, в 1979 и 1990 гг. приценялись опытные системы аналоговой и цифровой (Од = 80 дБ) регистрации на магнитную ленту, что позволяет производить последующую обработку с использованием персональных компьютеров. В локаторе МПИ-8 обычно использовался один А-индикатор. В локаторе 7ГУ его аналогом служила, линейка светодиодов (DB = 64 дБ), позволяющая получать на фотопленке гистограммы уровня отраженных сигналов.

2. Методика измерений, обработка и интерпретация данных радцозонлидрвания Неоднородное внутреннее строение и сложная геометрия поверхности и ложа субполярных и теплых ледников обусловливают необходимость разработки специальных методик измерений, обработки и интерпретации данных радиозондирования Прежде всего это относится к проблеме выделения "полезных* сигналов от ложа и внутренних границ на фоне нерегулярных и регулярных отражений-лоиех, построения разрезов и карт толщины льда и подледного рельефа ледников, определения электрофизических параметров ледниковой толщи, внутренних границ, слое и ложа, а также оценки гидротермичвекого состояния и объема ледников и запасов льда в ледниковых системах.

2.1. Изучение толщины, подледного рельефа и внутреннего строения лодникоа Методика измерений и обработка результатов. При наземных измерениях локаторы РВ-10, РВ-17 и РЛС-620 вместе с регистрирующим устройством, антеннами и источником питания монтировались на вездеходе или санях, которые транспортировались по леднику вручную или с помощью снегохода. Антенны локатора ТГУ крепились к станковому рюкзаку. В зависимости . от транспортного средства, расстояние между центрами антенн составляло от 1,2 до 7,6 м, их высота над поверхностью ледника - от 0,4 до 2,3 м Локатор МПИ-8 монтировался на двух санях, где размещались передающее и приемо-регистрирующее устройства с автономными источниками питания. Антенны крепились к капроновому тросу, с помощью которого производилась буксировка саней, и располагались на поверхности ледника. Расстояние между центраии антенн составляло от 17 до 120 м. При вэроизмерениях аппаратура размещалась в кабине вертолета МИ-4 (РВ-17) йли МИ-8 (РЛС-77 и РЛС-620) на специальной стойке; антенны жестко крепились к фюзеляжу вертоле га.

При перемещении измерительной установки на экране J- и А-индикаторов, как правило, ' наблюдались серий импульсов, а на экране Z-индакатора - серии меток отраженных сигналов. Поскольку возможны но только отражения рт ложа (В) и внутренних границ (R), но и от внутри-ледниковых неоднородностей и неровностей поверхности ледника (SC) и горного обрамления (<М), находящихся в пределах диаграммы направленности антенн, первой, наиболее важной задачей при обработке полученных данных становится выделение "полезных" сигналов от ложа и протяженных внутренних отражающих границ Решение этой задачи осложняется еще и тем. что в ряде случаев отражения в иЛили R могут регистрироваться с большими пропусками или перекрываться цепочкой сильно флуктуирующих по дальности и амплитуде сигналов SC и Ч (12, 26, 29], а при определенных соотношениях высоты полета и глубины границ В и И - и кратными или сложными отражениями |1]. Кроме того, в соответствии с геометрической теорией треков (В С Лучининов, 1977: Ч Херрисон, 1970), в случае ванутой границы раздела

могут регистрироваться несколько отраженных сигналов от разных ее участков. В связи с этим при дискретной съемке важное значение приобретает выбор оптимального расстояния между точками зондирования, при котором не теряется корреляция по дальности отраженных сигналов от регулярных границ раздела; наиболее актуальным этот вопрос становится в случае значительного уровня отражений-помех.

Первичная обработка результатов радиозондирования сводится к считыванию с J-, А- и Z-записей времен запаздывания т (дальностей г) отраженных сигналов, соответствующих данному положению s измерительной установки, и построению радиопрофиля в декартовой системе радиокоординат s, т (или s, г). Началом отсчета т (или г) служат зондирующие (Т), а также отраженные от поверхности ледника (S) импульсы (при аэрозондировании), которые легко идентифицируются на записях.

Наши иследования показали [1; 7, 9,10, 12, 17, 26, ?9], что при дискретной съемке наиболее прСютым и надежным критерием выделения сигналов от r/ожа и внутренних границ является принадлежность их радиокоординат (меток) к непрерывной линии, ипи треку на радиопрофиле, т. е..закономерное изменение дальностей при переполнении измерительной установки вдоль протяженных профилей измерений. При непрерывной Z-съемке с движущегося наземного и воздушного транспорта этой критерий выполняется автоматически. При этом на записях хорошо выделяются двух- и трехкратные отражения от поверхности ледника (S2 и S3), дзукратные отражения от ложа (¡у и переотражения от поверхности ледника, вертолета и ложа (B*S) или внутреннего отражающего горизонта (R»S), а также отражения от "точечных* , twin линейно-вытянутых поверхностных и подповерхностных отражателей, образующих треки квазигиперболической фермы (С).

При дискретной съемке важным дополнительным критерием донных сигналов является подобие их формы зондирующим импульсам на J- и А-записях и незначительные флуктуации по дальности при небольшом (от нескольких десятых до нескольких метров) перемещении измерительной установки и при изменении ориентации приемной и передающей антенн относительно друг друга и оси ледника [12, 50]. При значительном уровне отражений-помех это поз-солвзт использовать "статистические" методы измерений и обработки большого количества измерений о малой окрестности точки зондирования, разработанные Л.А.Сухановыи (1973, 1978), н предложенную автором методику дискретных профильных измерений на высоких частотах с малый одгои (1-30 и) и многократных измерений о окрестности точки зондирования [5, 8], а также увеличить расстояние между точками зондирования при низкочастотной (локатор МПИ-8) и высокочастотной (локатор 7ГУ) профильной или площадной съемках соответственно ДО 200-500 и 50-200 и [29,35, 50, 51].

Азрорадиолокационныэ измерения велись а основном о режима непрерывной Z-индкка-ции; на отдельных участках полетов для получения энергетических характеристик отраженных сигналов проводилась также с жка в режима дискретной Анэддикации с интервалом 1-2 с. Полоты нз вэртолэтах МИ-4 и МИ-Э, как правило, выполнялись вдоль продольной оси ледникоэ со скоростью 00-100 и 120,180-220 кыМас на высотах 100-200 и и около 300 м над кх поверхностью. Режим и маршруты полатоа избирались с учетом следующих соображений [1, 12, 16]: 1) съемка с относительных ю^сот, превышающмх"иертвую" зону локатора rm|„' -ст,м/2, обеспечивает возможность получения непрерывны* записей отражений от поверхности ледника, необходимых для восстановления траектории полета и построения глубинных разрезов ледников; 2) съемка вдоль продольной оси ледников позволяет получать информацию об их толщине и подледной морфологии по всей их длине и на этой основе вычислять

obьви ледников (cu. раздел 2.2); 3) при съемке с относительно низких высот уменьшаются потери электромагнитной энергии за счет расхождения фронта волны (см. формулу (6)), а также уменьшается вероятность регистрации отражений с боковых направлений'о г сорного обрамления ледника (см. формулу (9))..

Методика и точность привязки. Для привязки профилей и точек наземного радиозондирования использовались топографические карты и планы масштаба 1:5 000-1:100 000 и различные геодезические методы, обеспечивающие точность определения высот и плановых коор-данат порядка ± 1 и ± 5 м. Привязка маршрутов полетов к картам осуществлялась визуально, по характерным ориентирам на местности (концы ледников, нунатаки и др). Обычно использовались карты масштаба 1:25 000, 1 100 000 и 1:500 000, построенные по данным фототеодолитной и аэрофотосъемки 10-30-летней давности. При зондировании крупных ледниковых куполов на Шпицбергене применялись также навигационные системы вертолета. При такой привязке пространственные координаты носителя (траектория полета) восстанавливались относительно поверхности ледника, снятой с карты, в предположении, что скорость полета постоянна, линия полета между соседними ориентирами проходит по прямой, а высота полета известна из самих данных аэрозондирования Анализ показал {12], что из-за непостоянства скорости полета, отклонений фактической линии полета от расчетной и временных изменений длины и высоты поверхности ледников вследствие их сокращения или наступания ошибки привязки по расстоянию, в зависимости от размеров и динамики ледника, могут достигать нескольких сотен метров и даже нескольких километров, а ошибки по высоте • нескольких десятков метров, что накладывает замеТнью ограничения на точность определения толщины льда и высоты ложа в конкретных точках ледника.

Построение разрезов и карт. Нами специально проанализированы и предложены корректные методы построения глубинных разрезов и карт толщины льда и подледного рельефа ледников по данным дискретной и непрерывной профильной и площадной наземной и воздушной съемок с использованием однопозиционнчх (с совмещенными или разнесенными на расстояние L « Н + h передающей и приемной антеннами) .высокочастотных и двух позиционных (L соизмеримо с глубиной h отражающих границ) низкочастотных локаторов.

Построение разрезов по данным измерений однопазиционным локатором сводится к решению двумерной обратной задачи радиозондирования, связывающей радиокоординаты радиопрофиля (s, т) с декартовыми координатами разреза (X, У). Для случая горизонтального полета и измерений с гфизонтвльной поверхности ледника эта задача рассмотрена Ч. Харри-соном (1972) в приближении геометрической оптики. При этом предполагается, что определяющий луч отражается зеркально, по нормали к границам раздела, и справедлив закон преломления Снеллиуса: па siit6 - п( sinip, где па и П| - показатель преломления воздуха и льда, 0 и ip • углы падения и преломления на верхней границе. Отсюда следует, что при неконтактных измерениях (Н > О) и nj & 1,78 зеркальные отражения могут наблюдаться при углах наклона границ менее 34,2°. При наземном зондировании преобразования Ч.Харрисона принимают вид: X • а - «гд/гц2, Y - (r/n|)/1 - аа2/п|Ч где а - расстояние от произвольно выбранного начала отсчета, г - ст/2, ан - dr/de - градиент радиопрофиля. Из них следует, что часто используемая для определения глубины отражающих границ формула

h-CT/2ui (10)

справедлива лишь при ак - О (граница параллельна поверхности ледника). В случае наклонной границы соотношение (10) определяет ее эхо-глубину h*. а не глубину h по вертикали ("на-дирный* метод), при этом относительная ошибка определения h раана bh/h* - (1 - «*bß>/rosß.

■м

где р - угол наклона границы, и не превышает 5% при р £ 18°. С учетом этого предложено два практически удобных метода графического построения разрезов по данным наземного радиозондирования 15, 7J: метод аппроксимации трека отрезками прямых (МАЛ) и метод огибающей окружностей (МОО). Особенность МАП состоит в том, что прямолинейному Т--/ку соответствует прямолинейный отрезок отражающей границы с градиентом Ьц - dY/ds - ад/^п,2 - а^ и углом наклона р - arctg Ь„. МОО является аналогом метода окружностей в сейсморазведке, и эхо-глубина отражающей границы определяется из соотношения h" - ct/2n¡. При однократных дискретны:: измерениях с малым шагом ds, меньшим ошибки измерения дальности отраженных сигналов, удобно применение МАП, при многократных или однократных дискретных измерениях с большим шагом - МОО.

Общее решение двумерной обратной задачи для произвольной траектории полета над произвольной поверхностью ледника дано В.С.Лучининовым (1975, 1977). Так как оно требует применения ЭВМ, был разработан соответствующий алгоритм преобразований (ОЗР-1) при кусочно-линейной аппроксимации треков поверхности и ложа и проведены его тестовые испытания на простейших двумерных моделях {13). Показано также, что при горизонтальном полете на выпоте 100 м применение формулы (10) ("надирный" метод) с погрешностью менее 5% возможно лишь при условии, если разность углов наклона поверхности и ложа (с учетом их знаков) меньше 6°. На практике это позволяет использовать формулу (10) для построения по данным аэрозондирования продольных разрезов большинства ледников горного, горно-покровного ипокровного типа.

При контактных измерениях двутозициокным локатором с широконаправленными антеннами геометрическим местом возможных точек отражения радиоволн от ложа ледника, т.. е. изохроной отражение тк, служит полуэллипсоид вращения с фокусным расстоянием L/2, описанный радиусами-векторами rt и rz общей длиной rt ♦ r2 - V„ т|< (метод эллипсоидов), где Tfc- время запаздывания отраженного сигнала, I. - расстояние между центрами антенн. В двумерном случае изохроной отражения будет полуэллипс (метод эллипсов) (35], и при достаточно близком расположении точек на профиле измерений поверхностью ложа будет огибающая полуэллипсов. Если поверхность и ложа ледника горизонтальны, мэлая полуось эллипса равна эхо-глубине ложа

h*. 0,W V/ . £2. (ц)

Анализ показал {35}. что применение часто употребляемой формулы (11) вносит в определение глубин ложа li ошибки 6h - h - 0,5 \/(4h2 ♦ L2) cos2(l - L2, где p - угол наклона ложа. Так, при h £ 300 м, L £ 120 м и (5 £ 5-10° ошибка 51) й 5 и. Однако на поперечных профилях р может достигать 30° и более, a 6h - 40 м и более, поэтому формула (11) для таких случаев неприемлема. Использование же более простого метода окружностей допустимо с небольшой потерей точности и при больших углах наклона ложа. Так, при L = 19 м, расстоянии между|точками зондирования 250 м и h = 270 м ошибка 5h £ 1 м при (1 í 44°.

Для построения карт толщины льда и подледного рельефа по данным наземной площадной съемки двухпозиционным локатором разработана методика решения трехмерной обратной задачи радиозондирования и построения изолиний с помощью персональных к '»тьютеров (46]. При этом подледное ложе аппроксимируется набором плоских сегментов - касательных плоскостей к полуэллипсоидам вращения. При определении точек касания использовался метод "спуска" (А.М.Кукебаев, 1976). Плановыми координатами (X¡, Y¡) ложа считались сред-

1В

иие арифметические значения соответствующих координат всех точек касания 1-го полуэллипсоида, определенных по всей примыкающий треугольникам, а в качестве отметки ложа • значение Н| в точке с этими же плановыми координатами, лежащей на поверхности йо полуэллипсоида. Поскольку ложе реального ледника может быть неплоским даже в пределах отдельных треугольных сегментов, оно сглаживалось с помощью сплайнов. В качестве интерполяционных узлов использовались >очки отражения, полученные описанным выше способом, в также точки на кранх ледника, >до Ь = 0. Поверхность ледника также сглаживалась сплайном; р качестве интерполяционных узлов брались точки измерений (центры антенных расстановок) с известными координатами и высотами. Поскольку и ложе, и поверхность ледника описаны в единой системе координат, толщина льда определяется простым вычитанием сплайна ложа из сплайна поверхности ледника.

Томность измерений толщины льда и вьк;от роукд. Погрешность цаэу.>.тр(х измерений толщины льда ДН и высот ложа ДУ складывается из ошибок определения эхо-глубин К* ложа (¿ЬТ У), высоты поверхности Н ледника (дЬц) и решения обратной задачи радиозондирования (^(дар), т. е. ДЬ - * /дЪ, у2 ♦ ДЬозр2, ДУ - * у/АЬц* ♦ ДЬ% при этом ошибки ДЪ,, определяются в основном ошибками определения средней скорости V радиоволн а ледниковой толще (ЛУ) И времени запаздывание г донных сигналов (Дт) по А-, и-и ¿-записям: ДЬ,» - УДг /2 ♦ Ь*ДУ/У (Х.Чанг и др., 1085). Для импульсных локаторов ошибки Дг обусловлены в основном ошибками считывания дальностей отраженных сигналов; для моноимпульсных локаторов к ним добавляются ошибки за счет неточного знания времени запуска излученный сигналом развертки регистрирующего осциллографа и случайного изменения фаз данных сигналов. В обоих случаях, дог да используются корректные методы решения обратной задачи (ДЬ^^» 1 1 м), по данный непрерывной и дискретной площадной радиолокационной съемки с одновременной геодезической привязкой профилей и точек зондирования (ДЬц = ± 1 м) и специальными измерениями скорости радиоволн (си. раздел 2.3), обеспечивающими точность определения ДУ • ± 1 м/мкс, могут быть получены ошибки ДЬ и ДУ менее 1 3...10 м, т. е. могут быть построены карты толщины льда и подледного рельефа субполярных и теплых ледников толщиной от 50-150 до 300400 м в масштабе 1:25 000-1:100 000 (сечение горизонталей 5-20 м) (17, 29, 35]. Полученные оценки ДЬ подтверждает результаты сравнения данных радиозондирования и бурения: на ледниках Фритьофа и Давыдова расхождения в толщинах льда составили соответственно -5 м (-2,4%) и +1 м (+0,9%) [12,32].

При азрозандипо$ахии основная погрешность измерений толщины льда 1т и высот ложа V обусловлена ошибками плановой привязки. Анализ показал (12), что при визуальной, привязке к топографическим картам ошибки привязки по расстоянию даже при небольших углах наклона ложа вдоль оси ледника могут приводить к сшибкам определения Ь и У в несколько сотен метров. Однако эти ошибки носят систематический характер и лишь искажают горизонтальный масштаб разреза ледника. Максимальные ошибки определения высот ложа ДУ за счет отклонения ДБ фчктической линии полета от расчетной для случая горизонтального полета вдоль оси ледника параллельно его поверхности можно оценить по формуле ДУ - ДБ здпу сову, где у - угол наклона ложа в направлении, перпендикулярном вертикальной плоскости траектории полета, а ДБ зависит от растояния Б между соседними ориентирами: при в й 10 км в большинстве случаев ДЗ £ 200-300 м (И Д Бошнякович, Ю.С. Глебовский, 1969). При у й 12° это дает Л У £ 40-69 м, что хорошо согласуется с результатами сравнения данных повторного аэро-И наземного радиозондирования, на ледниках Шпицбергена и леднике Центральный Туюксу

(Тянь-Шань) длиной до 12,5 км расхождения е У не превышали 60м и в среднем составляли 10-30 м (12, 26]; на более крупных ледниках они, как правило, были не более 10-15% ¡28, 31). Однако на горных и горно-покровных ледниках межориентирные расстояния в обычно не превышают 2-5 км. В'этом случае визуальная привязка дает приемлемую точность и обеспечивает возможность изучения характера подледного рельефа ледников и запасов льда в ни;

2.2. Оценка объема лвдникоэ и запасов льда в ледниковых системах

Очевидно, наиболее точно определить объем ледникоа (и, следовательно, их водозапас, если известна средняя плотность льда) можно по данным площадной съемки. Однако трудоемкость ее проведения вызывает необходимость разработки приближенных методов оценки, основанных на использовании данных аэрозондирования по отдельным профилям.

Для изометрических в плане ледникоа покрогного типа (ледниковые купола и др.) удовлетворительное решение задачи для случая зондирования по одному или нескольким секущим профилям дано В.В.Бсгородским (1978). Нами рассмотрен случай зондирования ледников неизометрической формы по одному осевому (продольному) профилю (1,24, 33].

Из данных геофизических и радиолокационных измерений известно |1, 18, 24], что форма поперечного сечения большинства ледников горного и горно-покровного типа, приуроченных к отрицательным формам рельефа, близка к параболической. Выло также установлено (33], что на ряде ледников Джунгарского Алатау толщина льда вдоль горизонталей поверхности изменяется по полуэллиптическому закону. С учетом этого нами предложено два метода оценки объема таких ледников. В первом методе ("трех точек") (1, 24|, используя параболическую аппроксимацию верхней и нижней границ ледника в поперечном сечении и зная координаты трех точек каждой из парабол (на краях ледника, где толщина льда равна нулю, и в средней части поперечного профиля - в точках пересечения с проекцией линии полета на поверхность ледника) ло карте и по данным аэрозоидирования, вычисляются коэффициенты парабол и площадь поперечного сечения ледника (или средняя толщина льда) на расчетных профилях. Дальнейшая процедура вычислений объема ледника упрощается, если расчетные профили располагаются параллельно друг другу, а поверхность ледника разбивается на элементарные прямоугольники. Такой способ разбиения дает удовлетворительные результаты на ледниках сравнительно простой геометрической формы, где возможны полеты по прямолинейным маршрутам. При этом объем ледника определяется как V - £ ^ с^, где ^ - площадь к-го попереч-нога сечения. - расстояние между сечениями (выбирается соизмеримым с толщиной льда), т - число расчетных сечений.

. П1

По второму методу (полуэллипсов) [33] объем ледника определяется как V -1с Е Р, Ь, где

1*1

• площадь его 1-ой части, ограниченной горизонталями поверхности с заданным сечением АН, • толщина льда на продольном профиле аэрозондирования на уровне средней высоты 1-го высотного интервала, к - тт/Л - коэффициент, учитывающий полуэллиптическую форму поперечного сечения вдоль горизонталей поверхности. Для ледников Джунгарского Алатау применение этого метода упрощает наличие данных о площадях Р| с интервалом дн = 80 м, использовавшихся для определения площади ледников при составлении соответствующих частей Каталога ледникоа СССР. Его преимуществом является также возможность исп^льзо-еания на ледниках сложной конфигурации.

Сравнение с данными наземной радиолокационной съемки четырех горных ледников Шпицбергена [17, 21] и двух ледников Джунгарского Алатау (ПАЧеркасов, САНикитин, 1984) ; показало [1,24,33], что их объем отличается не более чом на 8% и 0,5% от расчетных значе-\ ний, полученных методом "трех точек" и полуэллипсов по осевому профилю этих ледников. В

целом ошибка этих методов определяется погрешностью аппроксимации поперечного сечения ледников, точностью измерений толщины льда, ошибками привязки профилей аэроэонди-рования к топографической карте, неточностью самих карт и другими факторами, которые, с учетом приведенных оценок, в сумме не превышают 110...17%.

Для оценки запасов льца в крупных ледниковых системах мы использовали корреляционный метод, основанный на достаточно тесной связи вида

V-i»Fb или ht,,.«!*-» (12)

между объемом Y или средней толщиной hq, и площадью F ледников [1.20,24,33]. Наличие такой связи было впервые отмечено Е.ЕЗ.Ерасовым (1968), однако величины коэффициентов а и Ь были установлены им на основе данных о толщине двух ледников Джунг аре кого Алатау (долинного типа). Поэтому было важно определить величины коэффициентов и для районов оледенения, где представлены ледники других морфологических типов.

Z3. Скорость рослространзния радооаолн в ледниках большинство натурных данных о скорости распространения радиоволн получено на холодных ледниковых покровах и ледниках с использованием следующих методов: радиозондирования в окрестности скважин до подстилающего ложа (РОС); радиоинтерферометрии скважин; сравнения данных радио- и сейсмозондирования методом отраженных волн (MOB) и различных модификаций методов наклонного радиозондирования (НРЗ) (В.Вогородский и др., 1983; Г.В. Трепов, 1970; Б.А.Федоров, 1878; ДДрюри, 1975; Г.Робин, 1975).

Для изучения вертикального скоростного разреза ледников мы использовали три метода: РОС, радиолокационный каротаж скважин (РЛК) й НРЗ. В первых' двух случаях применялись •ысочастотные локаторы РЛС-76 и РЛС-62С (f = 620 МГц), а третьем - низкочастотный локатор МГ1И-8 (fQ = 8 МГц). В последнем случае это позволило впервые получить натурные данные о скорости распространения радиоволн в теплых ледниках (см. раздел 3.3).

Особенностью методов РОС и НРЗ является необходимость учета наклона ложа, особенно на горных ледниках. Поэтому в окрестности точки измерений проводилась площадная съемка высоты поверхности и толщины льда и при НРЗ для уменьшения погрешности определения скорости использовался метод общей глубинной точки (OTT), когда отражение радиоволн происходи' примерна в одной и той же точке ложа.

В иеторв РОС средняя скорость радиоволн определялась двумя способами [16, 21]: 1) из соотношения V^ - h cosß/т, где Ь - вертикальная глубина скважины до ложа, т - время-запаздывания донного сигала у устья скважины, ß - угол наклона ложа по данным площадкой съемки в окрестности скважины; 2) из соотношения V^ - h/i* ccaß, где т* • время запаздывания донного сигнала в точке, определяемой по карте иэохрон с учетом отражения по нормали ' к ложу и преломления на верхней границе ледника.

В методе РЛК (аналог сейсмического каротажа скважин) определяются интервалы глубин âh| с примерно постоянными скоростями распространения радиоволн и пластовые скорости VM - дц/лт; в соответствующих слоях, где ДТ| - врейя пробега волны в 1-ом слое {1,22,23, 26]. В наших экспериментах передающей антенной служила многоэлементная решетка', приемной • штыревая антенна - полуволновый отрезок провода на конце длинного коаксиального кабе-. ля, который опускался в скважину с шагом 10 м.

Метод НРЗ является аналогом метода общей i лубинной точки (ОГТ) в сейсморазведке MOB. В случае наклонных границ поверхности и ложа время запаздывания донных сигналов г - V4(11*^ ♦ I.2 cos^ß / -у, где h* - эхо-глубина ложа, 1У2 - расстояние между центрами приемной и передающей антенн и неподвижной центральной точкой, 0 • разность углов наклона по-

верхчости и ложа ледника с учетом их знаков. Это соотношение преобразуется к линейному (относительно т2 и Ь2> виду:

,2_а12*Ь, <13)

где а - сое2?/!-2, Ь - 4{Ь,)2/У2. Коэффициенты а и Ь вычисляются методом наименьших квадратов, а искомые величины - из соотношений V - /77а совр и Ь* - 0,5 /Ь/а стер. 8 наших экспериментах I. изменялось от 16 до 220 и с шагом 4 м и ошибка определения V в зависимости от особенностей строения ледника составляла от ± 0,9 до ± 6,9 мЛ«кс (см. табл. 4).

Важным достоинством метода НРЗ является возможность определения не только средней скорости радиоволн в ледниковой толще, но и в снежно-фирновом слое (в области аккумуляции), а также в отдельных слоях льда между поверхностью ледника и соответствующей границей. В свою очередь, это позволяет оценить скорость в слоях льда, подстилающих снежно-фирновую толщу и внутренние границы, а тайже в слоях льда мемду этими границами и пож^и [40, 49). Для двух- и трехслойного разреза соответствующие формулы для скорости в нижнем (У* У2')и среднем (У,_2) слоях, выведенные без учета преломления на внутренних границах, имеют вид:

У2 - [(И - Ь,)У,VI / [<ЬУ, - Ь,V)! У2' - [(Ь - Ь,Т/ГУ] / - ЬЛ01 (14)

У,_2 - №,' - ь^'у,] / - ь,У!')1 где Ь - толщина ледника, и Ь,' - глубина внутренних границ И, и И2; V, У(, У^ и У^ - соответственно скорости радиоволн во всей толще ледника, в слоях между его поверхностью и внутренними границами и П2 и в слоях между этими границами.

Если гидротермическое состояние ледника известно, то по величине скорости на основании формул (2)-(4) можно оценить соответственно среднюю плотность ра "холодного" льда м объемную процентную влажность \У "теплого" льда [3.40,49]:

Рс|-Р|[(с/У4)2/3. 1 ]/(£•, 1/3.]>_ Ра.(с/У6- 1 >/0,000851; <15а,б)

'.V - 100. ¿,1/3]дЕ'(1/3 . ¿а1/3у V/ - 300 [<с/у^г . (16 «, 6)

г до Уа и У, - скорость радиоволн в "холодном" и "теплом" льде, с' - относительная диэлектрическая проницаемость, индексы ■ и ш обозначают "сухой" плотный лед и воду.

' 2.4. Изучзнкэ гидроторгятчоского состояния лэднпкоз и условий на их ложе

Для этой цели обычно применяется количественный метод, основанный на измерениях амплитуды и дальности отраженных сигналов от ложа в отдельных точках съемки и определении из соотношения (6) удельного поглощения А радиоволн, являющегося функцией средней температуры I льда, или коэффициента отражения Г» ложа, используя для оценки каждого из них независимые сведения соответственно о величине I и диэлектрической проницаемости е' подстилающих пород (Г.Робин и др., 1969). Такой Подход вполне оправдан при изучении крупных холодных ледниковых покровов, где средняя температура льда и условия на ложе, а также толщина льда вдоль профилей изиерений, как правило, изменяются незначительно на больших пространствах. Однако его применение на субполярных ледниках имеет ряд особенностей, о первую очередь из-за заметного контраста температурного режима в областях абляции и аккумуляции и необходимости учета объемного рассеяния радиоволн, особенно на высоких частотах, в областях питания и в период таяния.

С учетом этого наим был предложен 'сггютиспхичеасий' метод, основанный на большой количестве измерений амплитуды и дальности отраженных сигналов от ложа и внутренних горизонтов на протяженных участках ледников с достаточно большим диапазоном . шенения толщины льда и сходными условиями льдообразования (и, следовательно, примерно одинаковый рессеяиием радиоволн) и условиями на ложе, где можно ожидать достаточно хорошую

га

корреляцию между ослаблением отраженных сигналов и глубиной отражающих границ [3, 33, 51]. В'соответствии с соотношениями (5)-(G) и (8), осрздненные по длине участка измерений и глубине границ параметры Л(Г) и |Т определяются методом наименьших квадратов из линейного уравнения

у ,- -2 Ml) h . R, (17)

где у - р - [(Ыс ♦ NT ♦ дму ♦ IJ] - ослабление отраженных сигналов без учета потерь на поглощение и отражение, U - амплитуда отраженных сигналов, AN'j; - составляющие дополнительного ослабления ДМГ в (8) за исключением потерь, связанных с влиянием придонного слоя воды или морены (NWB) и шероховатости отражающей границы (ANr), которые включены в искомую величину R Как и а случае измерения скорости радиоволн, можно также оценить Â(t) в отдельных слоях ледника (34).

- При отсутствии таяния на поверхности (Nsw - о) и малости потерь NT и мр, а также потерь Mjl и Njc за счет отражения и рассения радиоволн на внутри ледниковых неоднородностях, соотношение (17) приводится к виду: у - С - (20 lg (H * h/nj) ♦ U], где С - константа, зависящая от параметров локатора р, G и Х0; H • высота полета, nj • показатель преломления льда. В случае заметного объемного рассеяния необходимы специальные оценки потерь и Ы$с (см. раздел 1.2). С другой стороны, по величине R. если потери ANr невелики, т. е граница "гладкая', можно оценить эфчадктивную диэлектрическую проницаемость пород ложа или льда в нижележащем слое |1]

? - € Ц1 ♦ Ю ода5)/(1 - Ю е-055)]2. <18)

где € - относительная диэлектрическая проницаеыость вышележащего льда, а также скорость распространения радиоволк в таком слое: V - с/ y/V.

Рассмотренный ме год физически универсален, однако его применение не всегда возможно из-за плохой корреляции ослабления и дальности отраженных сигналов, низкой информативности съемки ложа, а также ограниченной скорости А-регистрации при аэрозондировании ° ледников-небольших размеров.

В связи с этим нами предложен качественный подход к интерпретации непрерывных Z-sa-писей, основанный на использовании двух взаимодополняющих критериев - информативности съемки ложа и характера внутренних радиолокационных отражений (ВРО) в комбинации с исследованиями природы характерных ВРО на отдельных ледниках. Этот подход, имеющий более ограниченную область применения, был использован для оценки преобладающего внутреннего строения и гидротермического состояния ледников Шпицбергена по данным высокочастотного аэрорадиозондирования с локатором РЯС-620 (см. раздел 3.3).

а. Результаты радиолокационных исследований субполярных и теплых ледников С применением описанной выше аппаратуры и методики измерений выполнен комплекс наземных и аэрорадиолокационных исследований ледников Кавказа, Полярного Урала, Тянь-Шаня, Памиро-Алая, Джунгарского Алатау, Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа. Полученные данные с применением разработанных методик интерпретации (см. разделы 2.1-- 2.4) использованы для изучения толщины льда, подледного рельефа, объема, внутреннего строения, ги-дротермическогр состояния ледников, условий на их нижней границе и электрофизических параметров ледниковой толщи и ложа.

3.1. Толщина льда и подлэдный р«ль*ф Объектами наземных исследований являлись ледники разных морфологических типов и размеров, на которых проводились работы по программе МГД (Марух, Гергети, ИГАН, Обруче-

еа, Центральный Туюксу, Абрамова), многолетние балансовые наблюдения (Безонги, Восточный Бреггер,'Беринг, бог ер, Бертиля) и инжонермо-гляциологические исследования (Бертиля, Давыдова, Южный Инылъчек), а также ледники, типичные по морфологии, размерам и режиму для оледенения Шпицбергена (Амундсена, Фритъофа, Ханса) и Земли Франца-Иосифа (ЛунЛый). Сведения о ледниках, аппаратуре и методике исследований приведены в табл. 1.

ТяУир1.Ка1»ыное радяоюндяромние субполярных я упаренных ледников

Район, Морфологический Длина Площадь Год Аппаратур«, Вид съемки Примечание

ледник+) тип L, км F, км* транспорт

Kaases

Ifapyx долинный 4.0 3,3 1967 РВ-10, сани проф. А (2,4)

Гергети долинный 7,0 8,1 1968 РВ-10 сани проф. А [5, 10)

Безенги* с/>пжне>-долинный 9,6 36,2 1970,1971 РВ-10, сани проф. А (9)

ШЙЧШЙ1!В9П

ИГАН* карово- долинный 1,8 1,35 1968 Рв-10. вх проф. А (5)

Обручев» каоовый 1,08 0,32 1976 РВ-10, ссни площ. 2 [17]

Тянь-Шань

Центр.Туюксу. долинный 3,5 3,0 1981 РЛС-620, сани ппощ. 2 [26, 29, 36)

1982 МПИ-3, сани площ. А

Давыдова* долинный 6,1 11,4 1985 МПИ-8, сани площ, А (32)

Ю.Иньшьчеч дендритовый 60 563 1990 МПИ-8, сани площ, А 150]

Памир» Алей

Мргшм долинный 9,4 23,28 1986 МПИ-8, СХ площ. А (35, 44, 47)

Шпицберген

Вост. Бреггер долинный 5,8 13.32 1974 РВ-17, сани ппощ. 2 (», 11, 17J

Веринг карово-долинный 2.25 2,02 19771> РВ-17, сани площ. 2 (1, 17]

Богер долинный 3,9 4,51, 1979 РЛС-620, сани площ. 2 П. 17]

Бертиля долинный 5,7 6,0 19801> РЛС-620, сони ппощ 2 И. 21)

Доуедяна ледниковое"глато 1984 МПИ-8, сани проф. А, 7, |38]

Фритьофа* долинный 11 52 1974,1975 РВ-17, сани проф. 2

■ - 1977 РЛС-76,77, сани проф. 2 11,12. 16]

• - - 1978,1979 РЛС-620, сени проф. 2

- ■ - 19382> МПИ-86, СХ ппощ. А (3, 41, 46]

Ханса* долинный 16 37 19892) МПИ-8, СХ площ. А (3, 41]

Лунный ледниковый купол 653 1991,19923) ТГУ, СХ проф А [511

Примечания ♦) Обычным жирным шрифтом обозначены соответственно субполярные и теплые ледники; зовздс^кой выделены ледники, классифицированные по данным терыо- и радиозондирования (см. раздел 3.3) как двухслойные ( переходные, или двухфазные); 8Х и СХ - вездеход и снегоход, проф. и плои«. - съемка iTO отдельным профилям и по всей доступной для измерений площади, А и Z - дискретная амплитудная и непрерывная яркостная индикация; 1) измерения А.6 Журавлева; г) измерения А.Ф.["лазовского и М.Ю. Моо-калевского; 3) измерения С АСинькевича.

Как и предполагалось из теоретических соображений (см. разделы 1.2 и 1.3), наибольшая информативность съемки ложа (ИСЛ) получена при измерениях с низкочастотным локатором МПИ-8: и на сублолярньяс, и на теплых ледниках, включая их области питания, а также сильно трещинноватые и покрытые толстым (до 1 м) чехлом морены участки, она превышала 90% и не зависела от времени измерений (до или после начала таяния). На большинстве исследованных ледников субполярного типа высокая ИСЛ (80-100%) получена и при измерениях с высокочастотными локаторами. Исключение составляет купол Лунный, где отражения от ложа наблюдались главным образом в областях абляции и ледяного питания. На теплом леднике Марух из-за сильного рассеяния радиоволн быт зафиксированы лишь внутренние отражения с глубин до 150 и, что почти в 1,8 раза меньше толщины льда по гравиметрическим данным [2]. -

По данным профильных съемок построены поперечные и/или продольные разрезы фдни-коо. Некоторые из них приведены на рис. 1. На ледниках ИГАН, Гергети, Безенги, Южный Иныльчек, ледниковом плато Амундсена и ледниковом куполе Лунный максимальная измеренная толщина льда составила соответственно 150, 260, 330, 320, 700 и 312 м.

В результате плошад^ых; съемок на ледниках Обручева, Центральный Туюксу, Давыдова (языковая часть), Абрамова, Восточный Бреггер, Be ринг, Богер, Бертиля, Фритьофа и Ханса построены карты толщины льда и/или подледного рельефа с сечением горизонталей 10-20 м и

2't

л

и

»reo 1*00 нов

2400

ПО о

1200 то »oo soo *оо гоо 6

гоо -*оом

looo мм m

«54см

I -

г-

3

4

в '

С -

7

I

Рис. 1. Разрезы ледников Полярного Урала (а). Кавказа (б), Шпицбергена (в, г) и Земли Франца-Иосифа (д) по данным наземного радиозондирования с 440 МП высотомерами РВ-10, PB-J7 (а. б), 620 МГц локатором. РМС-620 (в). 2 и 8 МГц локатором МШ1-8 (г) и 700 MI~U локатором ТГУ (д). а - ледник ИГAll, б - Безенги, в - Бертиля, г - ледниковое плато Амундсена, д - ледниковый купол Лунный, Земля Александры. 1 - поверхность ледника, 2 -4 - ложе ледника (3 и 4 - летние и весенние измерения на частоте 700 МГц), 5 и 6 - внутренние границы по данным радиозондирования и сейсмозондирования, 7 - скважины.

Рис. 2. Аэрорадиозондирование ледников на архипелаге Шпицберген в областях горного (А), горно-пак-ровного (Б) и покровного (В) оледенения. 1 - маршруты полетов над ледниками, 2 - границы горного и го рно-пскровного оледенения (по В.С.Корякину, ¡975). Цифрами обозначены исследованные ледники.

. определена их максимальная толщина (соответственно 140, 101,120, 247, 135, 90,147,140, 320 и 400 м). Полученные карты дали детальное представление о геометрии ледникового тела и подледной долины. Они, в частности, использовались для решения прикладных задач, связанных с поисками подледниковых русел стока воды на леднике Бергиля [21] и разработкой месторождения золота под ледником Давыдова [32], а также для численного моделирования динамики ледника Абрамова (Г Е.Глазырин и др., 1993).

Аэоорапиолокационные исследования На архипелаге и1гшиШьха измерения с вертолета выполнены летом 1974-1975,1977-1979 г. и весной и летом 1984 г. [1, 3, 11, 12,14,16,18 -21, ¿4, 28,30,31,34, 39, 44] в общей сложности на 142 ледниках, расположенных в основных районах торного, горно-покровного и покровного оледенения на о Зап. Шпицберген и Северо-Восточной Земле (рис. 2), где по данным предыдущих гляциологических исследований предполагалось широкое распространение ледников как с холодным, так и с теплым температурным режимом (ДСТроицкий и др., 1975; С.Барановеки, 1977). Основными объектами исследований являлись характерные для этих районов долинные, выводные и двускатные ледники, ледниковые плато и ледниковые купола площадью от 2 до 8105 км2. Большинство измерений выполнено с 620 МГц локатором РЛС-620.

И при летних, и при весенних измерениях сравнительно высокая (>50-70%) информативность съемки ложа (ИСЛ) получена на большинстве исследованных ледников горного и покровного типа, а также на ледниковых куполах и части долинных, выводных и двускатных ледников горно-покровного комплекса. Разрезы некоторых из них приведены на рис. 3 Из-за сильного рассеяния радиоволн отражения от ложа не наблюдались вообще или регистрировались с большими пропусками главным образом в областях питания ледников, в том числе в лэ-дораздельных частях ледниковых систем и на ледниковых плато, а также на сильно трещинно-Ватых участках в хенцевых частях ледников, оканчивающихся в море. В период таяния ИСЛ заметно уменьшалась и на некоторых крупных горно-долинных ледниках и выводных, долинных и двускатных ледниках горно-покровного комплекса [31]. В силу указанных причин нн<рор-иатиеные разрезы толщины льда и подледного рельефа (с ИСЛ >30-40%) и фрагментарные данные о толщине льда (с ИСЛ < 10-20%) получены соотеественно на 52,8% и 11,3% исследованных ледников Зал. Шпицбергена; на Северо-Восточной Земле отражения от ложа зарегистрированы на 70% общей длины (950 км) профилей зондирования. Полученные данные показа-га следующее [1,3,24, 28,44].

Для ледников горного типа площадью менее 15 км2 характерны максимальные толщины льда от 100 до 200 м, на более крупных ледниках они достигают 260-350 м. Горные ледники, как правило, имеют довольно сложный подледный рельеф, высота неровностей лпжа достигает 50-100 м, его средний уклон вдоль осевой линии обычно составляет 2-3°, но на отдельных участках возрастает до 5-10°.

В районах горно-покровного оледенения толщины льда .значительно больше. На леднико- ■ вых плато они достигают 530-586 м (плато Исаксена, Хольтедаля), на долинных, выводных и двускатных леДниках - 300-450 м и даже 625 м (ледник Ветеран). На некоторых их них выявлены значительные, до 50-200 м, выступы и впадины на ложе. В ледораздельной части ряда двускатных ледников установлены крупные поднятия подледного рельефа, которые совладают с положением ледораздела либо смещены в направлении преобладающих влагонесущих потоков. Для нижней части долинных, выводных и двускатных ледников, оканчивающихся в море, характерно сравнительно плоское и равное ложе, которое на значительном (до 5-30 км) протяжении лежит вблизи или ниже уровня моря и служит подледным продолжением фьордов (см.

Шг АмЛеми- Ш

У*//)* ^ -

'АвмФвн- Зрама-_ ЯЯгЕрпмр _,„

па/31* не (1) Лостюшй ЯГ)-^

ВООг Антонии (в)* «О

еоо

Рчшсрш (11) Турглля Зштовпый БООгОдинаее- Г/рсдвпж балдфрогмаМ) ___; I .*»(п> М) ___«Г

ю го зо

Н*гри (29) е

/

-—3

----4

► 5

800, Ч00\

я

МО КО

ш гоо

20 30 км СжВарпЧЬсточная земм: ¡Вктфота) ЗоювАюе ^гАуюе мм 1431_

го 30 40 ем

.¿а ——За ----чч'Ях

.........Ммийрм (V)

ю го

И1агрт(Ч)

30

10

-р^ [

ш 200 О

______

О 3 м

ш

ю а го г!

вттт..•;У.'*'Кнрузр Ш)

то о

I . 17*Ут

"0 / в О** ЬряииФЩ ШсШ)

30 ни О Г Ют 'Щ Нтюрст (Я) !.................

! Ю О ; М 100 [ФтащНмЬцтр' *Й7Ь ............

« Г-ГТУ..Г.

1 «к

Рис. 3. Разрезы ледников Шпицбергена по данным аэрорадиозондирования. 1 и 1а -поверхность ледника, 2 и 2а- ложе /кдниха, 3 и За - внутренний отражающий горизонт (отражения А?, см. табл. 3), 4 и 4а- приповерхностные и придонные отражающие границы (отражения /-/?. Л"), 5а - внутренние неоднородности (отражения в), 5 - скважины. Цифры в скобках соответствуют номерам ледников на рис. 2.

рис. 3 и 5). Ледниковые купола Асгорфонма-Валгаллфонна, Одинйокэлен, Турсфонна и Бал-дерфонна на северо-востоке Зап. Шпицбергена приурочены к положительный формам рельефа и ииеют толщины льда до 120-350 и.

В области покровного оледенения на Северо-Восточной Земле максимальная измеренная толщина ледниковых куполоа Вастфонка, Аустфониа, Сэрфонна, Вегафонна и Глитиефонна составила соответственно 400, 556, 400, 250 и 350 м. С учетом данных сейсмозондирования шведской экспедиции 1958 г. (С. Зкман, 1971), построена карта толщины ледниковых куполов Аустфонна-Серфонна [34]. В точках пересечения профилей радио- и сейсмозондирования среднее квадратическое отклонение е толщинах льда по 16 точкам составило ± 20 и (в сред->)ем 3,3%). Эта карта была использована для выбора места глубокого бурен/я в центральной, наиболее толстой (550-570 м) части купола. В 1987 г. здесь была пробурена скважина до пажа глубиной 567 м (B.C.Загородное и др., 1989), подтвердившая данные аэрорадиозондирования.

В горах ЗашагО-Кого, Attamay и Л хуторского Алатау летом 1981 г. с помощью локатора РЛС-620 было прозондировано соответственно 16 и 103 ледника рззных морфологических типов и размеров • от каровых площадью 0,4 км2 до долинных площадью 38 км3 • с перепадом вы-сбт от 250 до 1200 м и углами наклона поверхности до 45° (в тыловых частях), расположенные на высотах до 4000 м [26,33]. >

Отражения от ложа на протяжении более 40% длины профилей зондирования получены на большинстве исследованных ледников Заилийского Алатау [26] и 40,8% исследованных ледников Джунгарского, Алатау, на остальных 41,7% и 17,5% ледников информативность съемки ложа (ИСЛ) составила соответственно 5-40 и 0% [33]. Отражения от ложа не наблюдались главным образом в тыловых Частях ледников и вблизи концов их языков из-за больших уклонов ложа, превышающих критический угол 34,2°, когда прием зеркальных отражений при вертикальном зондировании становится невозможным (см. раздел 2.1), а также сравнительно небольших толщин льда, меньших величины "мертвовой" зоны локатора РЛС-620 во льду (около 60 м)..Сильный фон отражений-помех, маскирующий отражения от ложа, наблюдался также при полетах над сильно трещинноватыми участками ледников и над ледниками сложной конфигурации, когда крен вертолета достигал 20-30° и снтенка облучала не только поверхность, но и горное обраиление ледника.

В Джунгарском Алатау в силу указанных причин оказалось возможным построить информативные разрезы только для средней части 50 (48,5%) исследованных ледников площадью от 0,8 до 5,3 км2 [33]. К ним относятся главным образом более пологие, толстые и менее трощин-новатые долинные ледники, на. которых средние углы наклона поверхности в фирновой области и на языке составляют соответственно 22° и 13°. Кроме того, фрагментарк^э данные о толщине льда получены на 37 (35,9%) ледниках, на которых ИСЛ не превышала 30 40% и отражения от ложа регистрировались лишь в их средней части. Согласно полученным данным, ледники Джунгарского Алатау площадью до 13 км2 и длиной до 8 км имеют толщину до 100-150 м и уклоны ложа до 25-30°.

3.2. Обьвм ледников и запасы льда а ледниковых системах По данным наземных ъгыцадных съемок (см. табл. 1) обычными методами численного интегрирования определен объем шести ледников горного типа [22, 31, 45, 47]: Обручева (0,0202 км3), Абрамова (2,5725 км3), Восточный Бреггер (0,5707 км3), Веринг (0,1341 км3), Богер (0,2947 км3) и Бертиля (0.46 км3).

Данные профильных аэрорадиолоксщионных изиерений (см. раздел 3.2) с применением описанных ныше методов (см. раздел 2.3) использованы для определения оОъеиа ледникое

Шпицбергена [1,24]и, их объемом и площадью показана на рис. 5.

[33] разных морфологических типов. Связь между

ю'

Ею'

О 10"

10-

» 1 1 .................1.............^ о' «..... о Р V ■ • •

' оо^ * ! о. 1 о 2»

1000

1000

Р. кт'

Р.кт

Рис. 4. Связь между объемом V и плсптдыо Р ледников Шпицбергена (а) и Джунгарского Алатау (б) разных морфологических типов. <г 1 - ледники горного и горно-покровного типа, приуроченные к отрицательным формам рельефа (I группа), 2 - леонихи горно-похровного и покровного типа, приуроченные к положительным формам рельефа (II группа); б: 3 -ледники основных до<шн, расположенные вблизи главных водоразделов О группа), 4 - ледники висячих долин и г аров, расположенные в боховых отрогах главных хребтов (II группа).

Для ледников Шпицбергена поле точек разделяется на .две группы: к первой относятся ледники горного (дслинные, карово-долинные, каровые) и горно-покровного (долинные, двускатные, выводные) типа, приуроченные к отрицательным формам рельефа, ко второй -ледники горно-покровногс (ледниковые плато) и покровного (ледниковые купола) типа, приуроченные к положительным формам Для ледников Джуигарского Алатау поле точек также образует две группы: к первой относятся ледники основных долин и каров, расположенных вблизи главных ледоразделов, ко второй - ледники висячих долин и каров, находящихся, как правило, в боковых отрогах главных хребтов и получающие большее количество осадков. Коэффициенты а и Ь количественной связи вида (12) между объемом и площадью ледников приведены в табл. 2. Во всех случаях коэффициент корреляции г > 0.04.

Табпица 2. Корреляционные «язя между площадью Р [км2] и обман»! V (10° и3] ледников разных морфологических типов Район оледенения и морфоло- Площадь лед- Количество гический тип ледников , никое Г, км2 ледников N Шпицберген

I группа 2-217 23

II группа 14-8105 8 ржунгарский Алатау

I группа 0,8-5,3 27

II группа 0,8-3,0 , 15 -

Для оценки запасов льда на архипелаге Шпицберген по! картам масштаба 1:100 000 были выделены ледники соотвествующи^с групп, определена их площадь и по формулам (19) и (20) вычислен их объем (1, 24]. Таким путем были подсчитаны запасы льда в разных районах архипелага; в сумме они составили 7567 км3. При этом на Аустфонне, Серфонне и Вегафонне (Северо-Восточная Земля) они равны 2502 км3, что хорошо согласуется с нашими расчетами (2511-кмэ) [3,38, 42] по данным площадной аэрорадиолокационной съемки 1983 г. (Д.Даудсвел и др., 1986). Для оценки запасов льда в ¿жунгарасом Алатау были использованы /денные о площади открытой части и морфологии ледников из Каталога ледников СССР и соотношения (21) и (22). Без учета ледников площадью менее 0,1 км2 и ледников горных склонов и плоских вер-шин, занимающих лишь 2,9% всей площади оледенения, где радиолокационные измерения нэ проводились, суммарные загшсасы льда оценены в 38,288 км3 [33].

Коэффициенты корреляционной се язи в соотношении V - * Рь

а • 37,0681 1,026, а - 41,323* 1,022,

I

а - £9,760'± 0,024, ж > 49,369 1 0,014, .

Ь - 1,357 ± 0,067 Ь - 1.235 ± 0,064

1,379 ±0.066 1,202 ± г '170

(19)

(20)

(21) (22)

3.3. Внутреннее строение, гидротермическое состояние ледников и условия на их ложе

Для изучения этих характеристик служили сезонные и пространственные различия в информативности съемки ложа (см. раздел 3.1), внутренние радиолокационные отражения, зарегистрированные на значительной части исследованных ледников (см. рис. 1 и 3), и данные измерений скорости распространения и ослабления отраженных сигналов от ложа и внутренних границ (см. табл. 4 и 5) Для их интерпретации использовались данные исследований ледяного керна и скважин, численного моделирования и пр. Такой подход позволил на качественном уровне исключить фактор поверхностного таяния и последовательно выделить ледники (или крупные их части) с различными условиями льдообразования и термическим режимом, различными типами ВРО, выяснить их природу и связь с гидротермическим состоянием ледников, выделить в них горизонты "холодного* и "теплого" льда и на количественном уровне оценить электрофизические параметры ледниковой толщи, внутренних границ, слоев и ложа.

Информативность съемки ложа (ИСЛ). На архипелаге Шпицберген сильное объемное рассеяние радиоволн и соответственно низкая ИСЛ (<10-20%) отмечены главным образом в верхней части областяей литания крупных ледников и ледниковых куполов (см. раздел 3.1 и рис. 3), для которых характерны более теплые наборы зон льдообразования и более высокие температуры фирна и льда, чем в более низких областях питания и абляции (В.И. Михалев, 1960, 1975; В.С.Загородноа, 1985), где ИСЛ, как правило, высокая (>50-70%) [3, 44]. Похожая картина получена и на Земле Франца-Иосифа: на ледниковом куполе Лунный (см. рис 1 д) низкая ИСЛ соответствует области с фирново-ледяным питанием [51], где измеренные температуры льда выше, чем в нижележащих зонах ледяного питания и абляции (САСинькевич и др., 1991). Следовательно, сильное рассеяние радиоволн и, как следствие, низкую ИСЛ можно рассматривать как качественный индикатор существования более теплого фирна и льда в областях питания субполярных ледников и как дополнительный источник информации при изучении зон льдообразования на таких ледниках.

Внутренние радиолокационные отражения, их интерпретация и связь с гчдрдтермцчэОТ<М состоянием ледников. На архипелаге Шпицберген при аэрозондировании на частоте 620 МГц внутренние радиолокационные отражения (ВРО) зарегистрированы примерно на 70% исследованных ледников (см. рис. 3 и 5). На полученных непрерывных Z-записях выделяются несколько типов регулярных ВРО [3, 44]; их классификация и характерные особенности приведены в габл. 3.

Таблица 3 Характерны* особенности внутренних радиолокационных отражений,

зарегистрированных при вэрозонАяроаании ледникоа Шпицбергена на частота 620 МГЦ Тип отражений Особенности отражений на непрерывных ¿-записях

Внутренние R Регистрируются на значительной (до 30 км) протяжении ледников в виде одного изолированного трека, проходящего примерно параллельно их поверхности, как правила, с глубин более 110 м, превышающих величину "мертвой" зоны локатора РЛС-620 и составляющих от 1/4 до 1/2 толщины ледников Промежуток- Визуально похожи на отражения R, но отличается мёньшей контрастностью изображения и ныв 1-Я меньшими (до 110 м) пракгическч постоянными дальностями

Приповорхно Визуально напоминают отражения 1-Я, но образуют Солее 'размытые" треки, регистрируе-ностные I мыв практически на постоянных дальностях око то 60-70 м

Предонные не- Регистрируются обычно в виде одного изолированного трека из придонной части ледников прерывные R* на расстояниях от 20-60 до 150 м от лежа, превышающих 1/2 голцины ледников, на протяженных (до 13 км) участках профилей зондирования Гфидонные ди- Похожи на отражения R", но наблюдаются непрерывно или дискретно на более коротких скрэтные R** (до 3-5 кк) -участках ледников

Каазигипербо- Наблюдаются в'виде отдельных или серии коротких треко* кваангиперболической формы лимеские С

На отдельных ледниках или крупных их участках, как правило, наблюдаются ВРО одного типа (исключение составляют специфические отражения типа I, характерные для концевых, сильно трещинноватых частей ледников, оканчивающихся в море). При этом характер и участки регистрации ВРО (кроме квазигиперболических G) практически не меняются во времени. Это позволяет использовать огражения типа R, R", R** и 1-Я для изучения особенностей внутреннего строения ледников, исследованных как в весенний, так и в летний периоды, а отражения типа G рассматривать как индикатор сезонных изменений внутреннего строения ледников. По этим признакам, с учетом ИСЛ, ледники Шпицбергена разделены на четыре основные группы ¡3, 44). К группам А и Е относятся ледники, на которых получена соответственно высокая (>50-70%) и низкая (<10-20%) ИСЛ. а регулярные ВРО практически отсутствуют. К группам С и D и их подгруппам (С1, С2, СЗ и D1, 02) относятся ледники, на которых регистрируются соответственно отражения типа R*. R*\ R и С, I-R, но в зависимости от. времени измерений - до или после начала таяния - ИСЛ может меняться в широких пределах - от высокой до низкой.

Специальные исследования природы внутренних отражений R проведены на одном из типичных ледников подгруппы СЗ • леднике Фритъофа (см. рис. 3). Они включали наземные радиолокационные измерения у двух глубоких скважин, изучение ледяного керна, измерения температуры льда и радиолокационный каротаж одной из скважин. Эти исследования показали следующее {1, 3.12,16, 22, 23,27,31,44]: 1) глубина отражений R у скважины 1 (Ья = 7215 м) не изменялась в течение 6 лет и близка к глубине, на которой из ледника начинается приток жидкой воды в скважину, т. е. появляется вну иледниковая вода (Ь* * 68-81 м), и температура льда достигает точки плавления (h,, ■ 80 м); 2) глубина отражений. В у скважины 2 (hR я 120 110 м) близка к глубине, на которой температура льда достигает точки плавления (^ «113 м), и в ледяном керне обнаружены характерные для "теплого" льда микроканалы (В.С.Загороднов, И.А.Эотиков, 1981) (hw = 100-116 м), при этом измеренный коэффициент отражения внутренней границы Rr = -35 ± 10 дБ близок к расчетному (-30 дБ) для границы "холодного" и "теплого" лада ' [5]; 3) по данным радиолокационного каротажа скважины 2, на глубинах более 117 £ 12 ы вследствие появления воды отмечено заметное (до 147,7 м/мкс) уменьшение скорости радиоволн по сравнению со скоростью в вышележащей толще (Vj = 172,2 mAikc), где она оказалась близкой к средней скорости радиоволн в холодном льде ледника Бертиля (V^ = 173 мЛнсс) (см. табл. 4). ;

Полученные данные позволяют рассматривать внутренние отражения R как индикатор особого класса двухслойных (переходных, или двухфазных) ледников с верхним слоем "сухого холодного" и нижним слоем еодосодержащего "теплого" льда и, следовательно, донным таянием (что подтверждают аномально высокие, от -8 до -15 дЕ^ коэффициенты отражения ложа, измеренные на частоте 60 Мгц на этом и других ледниках; Шпицбергена подгру*1ъ: СЗ (Д.Бам-бер, 1987, 1989; Д.Бамбер, Д. Даудсвел, 1990)) и как индикатор глубины изотермы плавления

; i у ■

льда в таких ледниках. В соответствии с этой интерпретацией, ледники лодгруллы СЗ относятся к классу двухслойных, с таянием на ложе. .. } i! \

Сравнение данных наземного радиозондирования, бурёния и термозондирования скважин на леднике Бертиля (см. рис. 1 в) показало [3, 21J, что глубина придонных отражений R** у, скважины 2 близка к глубине прослоек енутриледниковой морены (>50 м) и к глубине (>52 м, в 26 м от ложа), на которой отрицательные температуры льда сменяются близкими к точке плавления. Поэтому наиболее вероятной причиной этих отражений может быть придонный слой морено- или еодосодержащего льда.

Для выяснения природы придонных отражений К* служили данные измерений ослабления отраженных сигналов на ледниковом куполе Аустфонна (Северо-Восточная Земля) на профиле X (см. рис. 3). Они показали следующее |3. 34, 44|: 1) измеренное удельное поглощение радиоволн во всей ледниковой толще составляет 0,0382-0,0539 дБ/м, откуда средняя температура льда отрицательна, -0,3...-4,5°С, что согласуется с данными термозондировзния глубокой скважинына вершине Аустфонны (В.С.Загороднов, С М.Архипов, 191'9) (см. рис. 6); 2) коэффициент отражения придонного слоя Rr* а -35.6 ± 5 дБ, т. е. близок к измеренному на леднике Фритьофа (Rr а -35 ± 10 дБ) от границы "холодного" и "теплого" льда; такой же коэффициент отражения дает слой воды в льде толщиной 0,23-0,75 м; 3) коэффициент отражения ложа RB » -30,3 ± 5 дБ, откуда, согласно формуле (16), диэлектрическая проницаемость пород ложа с'в -3,46-4,34, что характерно для талых льдосодержащих пород (В.В.Богородский и др., 1983). Кроме того, по данным численного моделирования (см. раздел 4.1), расчетные области донного и, возможно, придонного таяния в целом совпадают с зоной регистрации придонных отражений R* и R** на Аустфонне (см. рис. 5). Вместе с данными по леднику Бертиля, это дало основание отнести ледники подгрупп С1 и С2, где регистрируются такие отражения, к отткителъщ холодным, но с вероятным таянием у ложа или даже во всем придонном слое. '

В соответствии с изложенными принципами, ледники (или их крупные части) групп А и Е, где отражения К, R* и R** не регистрируются, интерпретировались соответственно как отно-(гтк/п>но холодные и относительно теплые. При этом принимался во внимание тот факт, что часть ледников группы А может иметь не различимый на Z-записях придонный слой водосодор-жащего тающего льда толщиной менее 10-20 м, т. е. меньше разрешающей способности локатора РПС-620 по дальности( и, следовательно, иметь двухслойное строение, а часть ледников группы Е, согласно данным термозондирования (B.C. Загородное, 1985), имеет теплый термический режим.

С другой стороны, промежуточные отражения I-R могут иметь двоякую природу: аналогичную внутренним отражениям R или приповерхностным I, поэтому ледники подгруппы D2 можно отнести либо к двухслойным, либо - в зависимости от ИСЛ - к относительно холодным или относительно теплым. Недавние радиолокационные и температурные ^измерения показали (Р.Оде-гард и др.. 1992), что один из таких ледников в северо-западной части Зап. Шпицбергена действительно имеет двухслойное строение, причем толщине верхнего слоя "холодного" льда меньше, чем на ледниках подгруппы СЗ.

На связь квазигиперболических отражений С со скоплениями воды в ледниковой толще указывают, во-первых, сезонные изменения глубины и участков их регистрация (при повторных летних и весенних измерениях), а, во-вторых, их регистрация нэ некоторых двухслойных ледниках с глубин, находящихся в пределах нижнего слоя водосодержащего "теплого"'льда. Это позволяет рассматривать ледники подгруппы 01, на которых отражения G регистрируются без каких-либо сопутствующих ВРО других типов, как содержащие скопления воды о толще льда. Однако их классификация по термическому состоянию затруднена, поскольку отражения С регистрируются и на ледниках других групп - А и Е.

Таким образом, на архипелаге Шпицберген по данным аэрорадиозондировакия выделяются двухслойные ледники с таянием на ложе, относительно теплые и относительно холодные ледники с вероятным донным таянием, а также ледники с отдельными скоплениями воды в ледниковой толще Кроме того, часть ледников имеют теплый термический режии в областях питания и холодный - в области абляции, т. е. являются политермическими. Распространение нз архипелаге ледников атих типов показано на рис 5.

Рис. 5. Распределение на архипелаге Шпицберген ледников с различным преобладающим внутренним строением и гидротермическим состоянием по данным аэро— радиозондирования ;<а частоте 620 МГц. 1 - маршруты полетов, 2 - 8 - ледники и их участки с различным преобладающим внутренним строением и -тдротерми-ческим состоянием: относительно холодные - группа А (2). подгруппы-С1 (3) и С2 (4); двухс.юОные (переходные, или двухфазные) -подгруппа СЗ (5) и, возможно, D2 (7); с включениями воды - подгруппа DI (6), относительные теплые - группа Е (8): 9 - южная граница распространения ледников подгрупп С1 и С2 на СевероВосточной Земле: 10 - ледники с приледниховылш наледями и зимним внутрилгдниковым стоком (В.В.Гохман, 1987) шлейфами взвешенных частиц в море у Севе ро- Восточной Земли (Д.Даудс-велл. Д.Дрпри, 1989); 11 - ледники с известными резкими подвижками (сёрджами) (B.C.Корякин, 1974, 1976, 1985; Л.Д.Долгуиат. Г.Б.Осипова, 1982, Д.Даудсвелл, 1984); 12 - участки ледников с ложем ниже уровня моря. Косой

штриховкой 2 и 8 показаны пред-. полагаемые по данным аэрорадиозондирования области преобладающего распространения относительно "холодных" и относительно "теплых" масс льда. На врезке показана схема распределения ледников с разными преобладающими зонами льдообразования (Атлас Арктики. 1985): 13 - ледяного литания, 14 - фирново-ледяной, 15 - теплой фирновой, 16 - холодной фирновой: 17 - свободная от льда сугиа; 18 - неисследованные области.

ВРО обнаружены .также при наземных измерениях а ряде районов горного оледенения. На леднике ИГАН (Полярный Урал) получены отражения от двух внутренних границ (см. рис.

1 а). Сравнение с данными термозондирования неглубоких (до 20 м) скважин и геоморфологических исследований (Л.С.Троицкий и др., 1969) позволило предположить (5], чн> верхняя граница (30-50 м) соответствует границе сухого ("колодного") и влажного ("теплого") льда, а придонная граница (100-130 м) - пригонному слою мореносодержащего льда. В соответствий с этой интерпретацией, верхний слой имеет отрицательные температуры, а нижележащие слои -температуру, близкую к точке Плавления льда. На леднике Обручева (Полярный Урал) также выявлены две внутренние границу на глубинах около 60 и,100 м (17|. Из сравнения с данными бурения (В.С.Загороднов, 1974) высказано предположение, что нижняя граница соответствует прцдонному слою мореносодержащего льда. На леднике Безенги (Кавказ) обнаружено пять внутренних границ [9] (см. рис. 1 б). Две из них - II и III (на 80 и 105 м) совпадают по глубине с сейсмическими границами, а граница IIс глубиной изотермы плавления льда по данный термозондирования скважины (E.H. Цыкин, 1967). Отражающие границы на глубинах более 80 м, исходя из данных бурения, могуг быть образованы водоносными слоями или мореной.

Новые представления о термической состоянии языковой части ледника Давыдова (Тянь-Шань) получены из сравнения данных радиозондирования на частоте 6 МГц и измерений температуры льда в верхней части 109-метровой скважины до ложа [32] с данными измерений с самолетным 440 Мгц частотным высотомером РВ-2 (А.К Рюмин, В.Б.Зверев. 1969). В верхней части языка, на расстоянии более 600 м от его конца глубина отражений (30-35 м), полученных на частоте 440 МГц, близка к глубине изотермы плавления льда в скважине и гораздо меньше толщины льда nq данным бурения и низкочастотного зондирования. Поэтому ледник в верхней части является двухслойным, с возможным донным таянием, а не холодным, как предполагалось ранее, и это нужно учитывать при проектировании горных выработок под ледником.

нмэ о внутреннем строении и гидротермическом состоянии субполярных и теплых ледников и их электрофизических параметрах дают измерения скорости распространения и ослабления радиоволн. Измерения скорости описанными в разделе 2.3 методами выполнены а общоД сложности а семи точках на пяти ледниках с разным термическим режимом - oi холодного до теплого (табл. 4). На ледниках Абрамова (точка 2) и Фритъофа при НРЗ, помимо отражений от ложа, получены отражения от внутренней границы, а на леднике Ханса - от двух внутренних границ; на леднике Южный Иныльчек зарегистрированы отражения только от двух внутренних границ. В итоге это позволило определить скорости как во всей ледниковой толще, так и в еерхнем (I) и нижних (II, Ш, II+III) слоях "холодного" и "теплого" льда, используя формулы (14).

Таблица 4. Элмгфофаягюскяа пертмтры ледниковой талир субполярных н теплых ледников по дшвша имораняА скорости распространения радяоаоля

Ладнкк (номер точки)

Берткля (1) ЛСрсиохв обл. ебл. (2) обл. екк. (3)

Фритмфа* И) <5>

Метод1) и ера- Слой (среда) Скорость

ш измерений V, м/мке

РОС, 1030, весна" Вся толща (ХЛ) 171в

НРЗ 1088. лето ЕСЯТОЛча (ТП) 1«ДЗ»1Д №3, 1838, лето ВСЛЮЛШЙ (ТФиТЛ) 161,316,» Слой I (ТФ) 182,3*1,6

Слой II (ТЛ) 153,1*7,5») РОС, 1977, лето Вся толта (ХПиТЛ) 1би НРЗ, 1863, еасме2' Всв Кпиа (ХЛиТЛ) 1§9£±2Л ---- ---- Слой I (ХЛ) -172,2

187,3*4,3+) 147,7

влажность W, %

1.69*0,21

2.16-, ,JJ

ПЛОТНОСТЬ гл, кг/м» 353

РПК, 1879, лето , НРЗ, 1888, веска2) Спой II (ТЛ) РЛК, 1878, лато Слой На (ТЛ)

Ханса* (б) НРЗ, 1889, весна2) Ваий»«« (Xil и ТЛ) 165415.а

Южный Инь»- №3, 1800, лето Р)

Слей I (ХЛ) Слой II (ТЛ) Слой III (ТЛ) Слой IWII (ТЛ) Слой I (ХЛВ)

Слой И (ХЛВ)

176,811,9 160,0*7,в*) 148,5*5,5+) 165,4*8,5») 162,511,6

106.

.+28,1 ■ 2«.<

5,об:И? 0,56t UJ 1,0810,24

16,81Ш

867,

818120

Примечание

¡211 (40, 4»!

(161

[3, 40, 4SI (1, 22, 23) [3, 40, 48] 11. 22, 23] [3, 40, 48)

150]

Пряивчаяив.'Ойычныи шрифтов обозначены субполярные ледники, жирный шрифтом • теплые тднюси и скорость радиоволн в "теплой* льде, звездочкой выделены ледники, идентифицируемые по данный термоаон-дироэания и радиофизических исследований как двухслойные (переходные, или двухфазные). х) РОС - радио-гондированив б окрестности скважины до ложа ледника РЛК - родиолокацимонный каротаж скважины, НРЗ • какленние радиолондирсаание изтедом ОГТ. ХЛ и ХЛВ • 'холодный" лед без и с включениями воды, ТЛ и Г® • "теплый" лед и "теплы^" фирн. +) расчеты по формулам (14); * и ** расчеты по формулам (16а) и (15а); 1) пол»-выа измерения А.Б.Журавлева; 2) полевые измерения А О Глазозского и М.Ю Москалевского

Анализ полученных 14 литературных (преимущественно по холодном ледникам) данных показал следующее [3,40, 49]; 1) измеренные средние по всей толщине ледника скорости радиоволн отличаются от скорости V; в "сухом* плотном льде на -3...+4,6%, что согласуется с разу/ъ-татаии теоретических оценок (см раздел 1.1); 2) для сухого "холодного" ледникового льда характерны средниэ скорости ^ 167 м/мке (до 173-175 м/ыкс), для "теплого" водосодыржащего

льда ■ средние скорости Уа <. 131 м/мкс (до 140-145 м/мкс). Следовательно, по величине скорости иожно оценить термическое ("холодное" или "теплое") состояние ледников, если измерения проводятся до начала таяния, а также среднюю плотность "холодного" льда и среднее содержание воды в "теплом" льде (см. формулы (15)-(16)). 3) По данным РЛК и НРЗ, на двухслойных ледниках Фритьофа и Ханса в пределах нижнего слоя "теплого" водосодержащего льда обнаружены горизонты с аномально низкой средней скоростью радиоволн порядка 145-150 и/мкс) и аномально высоким (около 5%) содержанием воды. На леднике Ханса верхняя граница этого горизонта проходит ма глубине, где по данным спелеологических исследований в глубоких ледниковых колодцах (Д. Шредер, 1990), появляются крупные полости, частично залолненныд водой, и средняя скорость в нижнем слое меньше, чем на леднике Фритьофа Это позволяет предположить, что внутренние дренажные сети в этих ледниках находятся на разных фазах развития.

В период интенсивного таяния еще более низкая скорость радиоволн (порядка 107 м/икс) измерена в придонном слоо "холодного", сильно трещинноватого ледника Южный Икыльчек 150). который подлруживает ежегодно прорывающееся под ледяной плотиной озеро Мерцбахе-ра. Наиболее вероятная причта такой низкой скорости • высокое (около 17%) содержание о этом слоо талой воды, которая приникает в ледник через многочисленные трещины и колодцы и заполняет внутри ледниковые полости и каналы. Исходя из этого высказано предположение, что прорывы озера Мерцбахера, вероятно, происходят по более глубокому, чем предполагалось ранее (С.Э Айрапегьянц, К.Е. баков, 1971), внутриледниковому слою, который отличается от вышележащего слоя повышенным содержанием во льду канатов и полостей с сезонными включениями воды. Наоборот, в теплой фирновой области ледника "Абрамова по данным НРЗ в период таяния получена более высокая скорость радиоволн (около 182 м/мкс); она оказалась близкой к измеренной в близлежащем снежникг с помощью короткоимпульсного (2 не) локатора МПИ-1000 [37).

Результаты определения электрофизических параметров ледников па данным измерений ослабления отраженных сигналов суммированы в табл.5.

Таблица 5. Элактрофимчвсхм параметры ледниковой толщи, внутренних фаиац я пока субполярных ледников по дониъш ягтреняа ослаблен»* отраженных сигналов Параметр Ледник Оритьофв Ледниковый купол Ледниковый купол

(3, 31, 34] Аустфонна [3, 34) Лунный (31]"

Удельное поглощение радиоволи в ледниковой тол- -

ще А, дБ/и 0,0382...0,0539 0,0236 1 0,0050

Средняя температура леДниховой толщи \,°С _ - -0,3...-4,8 -0,7 1|1,§

Коэффициент отражения внутренней границы Нд, дБ -35110 -35,6 ±5

Диэлектрическая проницаемость придонного слои

3,25 - 3,82 1Ь9,9 ■ 166,4 "

о,вз - 1,еа

-30,3 ±5 -31,7 ±2,В

льда V _ 3,1 - 3,8

Скорость радиоволи а придонной слое льда_У, и/мкс 151,2 • 167,3 ' Содержание воды в придонном слое лада V/, К 0,24 • 3,73 Коэффициент отражения ложа Нв, дБ Диэлектрическая проницаемость пород (южа ё'д • 3,34 - 4,34 3,55 10,15

Примечание: черта обозначает осреднение по профилю измерений, * полевые измерения С А.Синькевича.

С использованием двухслойной модели с плоско-параллельными границами раздела по величине коэффициента отражения (см. формулу (18)) оценена диэлектрическая проницаемость и скорость распространения радиоволн в придонных слоях льда ледников Фритьофа и Аустфонна. Для ледника Фритьофа оцененные скорости удовлетворительно согласуются с результатами измерений методами РЛК и НРЗ (см. табл. 4). Это позволяет использовать подобны» оценки для изучения временных вариаций содержания воды В нижнем слое двухслойных ледников по данным вэрорадиозондироваиия (3,40,49].

4. Закономерности строения, состояния, режима и эволкнжи СУ9П9ЛЯИНык ц тапРНХ ПОДникоз Полученные данные радиозондирования использованы для выяснения закономерностей распределения толщины и объема и распространения ледников с различный гидрстермичео-кии состоянием, режииои, условиями на ложе и динамическим поведением. Они служили также о качестве входных и контрольных данных при численном моделировании влияния изменений климата на эволюцию размеров и термического режима ледников Шпицбергена и оценка их современного гидротермического состояния дня выявления механически неустойчивых (пульсирующих) ледников.

4.1. Закономерности строения, состояния и режима ледников Толщина льда, объем и подледный рельеф. По данным радиозондирования (см.* раздел 3.1), максимальная' толщина h,^ ледников горного, горно-покровного и покровного типа составляет соответственно 90-350, 100-700 и 120-560 м и в целом возрастает с увеличением их площади F и средней толщины h^, - V/F (или объема V). Наиболее» тесные корреляционные связи между этими параметрами имеют место для ледников Евразийской Арктики сходных морфологических типов J1.54- Для ледников Шпицбергена первой группы (см. табл. 2, F = 2-217 км2, N я 23) они описываются соотношениями

Чпю - М0 50 ±0'11)' Лтих » 73.1S7 F ° 373 (г - 0,917); <23 а. 6)

для ледников Шпицбергена второй группы (F « 14-8105 км2, N = 8)

tWx- (1^(0.6410,13), h,,^ - 63,718 F °.240 (г = 0,946). (24 а, 6)

Для ледниковых куполов Евразийской Арктики (F = 250-8105 км2, N = 10), из анализа данных радиозондирования Северо-Восточной Земли, Земли Франца-Иосифа (см. раздел 3.1) и Северной Земли (В.В.Богородский и др., 1970, 1960; В.И.Боярский и др.. 1981)

h^ - 185,9 tg F-129.9 (г =0,80) (25)

Однако для горных и горно-покровных ледников (см. табл. 1, F = 0,3-583 км2, N * 14), относящихся к разным районам оледенения (Полярный Урал, Кавказ, Тянь-Шань, Памиро-Алай, Шпицберген), эта связь менее тесная:

h^ - 123,376 Ь4»'184 (г = 0,735). (26)

Тесная корреляционная связь (г > 0,94) вида V - aft» имеет место также между объемам {средней то-единой) и площадью ледников (см. раздел 3.2). Для ледников Шпицбергена и Джунгарского Алатау разных групп (см. рис. 5) коэффициенты связи имеют вид (19)-(22) (см. табл. 2). Для наиболее детально исследованных ледников Полярного Урала, Памиро-Алая и Шпицбергена (см. раздел 3 2, F = 0,3-23,3 км2, N = 6) эти коэффициенты другие:

а - 63,595, Ь - 1,047. (27)

При этом коэффициенты (19)-(22) и (27) существенно отличаются от коэффициентов в широко используемой в качестве универсальной формуле ЕВ.Ера сова (1968) V - 27 F1,5 и дают большие различия в средней толщине h^, ледников из других районов оледенения (А.6.Жу-равлев, 1985), в частности, для наиболее изученных в этом отношении Альп (К. Мюллер и др., 1876). Это дало основание полагать [33], что различия в зависимостях V - f (F) обусловлены в основном формой коренного рельефа, крутизной ложа, условиями питания и термическим режимом ледников. Наиболее сильное влияние оказывает фактор формы: при одной и той же площади, V и Ьф ледников горного и горно-покровного типа с отрицательными формами коренного рельефа больше, чем у ледников горно-покровносо и покровного типа с положительными формами рельефа. Влияние остальных факторов наиболее заметно проявляется на ледниках с отрицательными формами рельефа. У ледников Шпицбергена с сравнительно н*-

большими (до 6°) средними углами наклона ложа величины V и Ь,,, больше, чем у более крутых (с уклонами ложа более 13°) ледников Джунгарского Алатау, расположенных в глубине горных хребтов и имеющих худшие условия питания, и меньше, чем у ледников Джунгарского Алатау, расположенных в боковых отрогах главных хребтов и имеющих лучшие условия питания [1, 24, 33]. Учитывая соотношения (23 а) и (24 а), перечисленные факторы должны влиять и на максимальную толщину И,,,,* ледииков.

Все это указывет на то, что при оценке V, Ь^ и Ьт1Х ледников и запасов льда в ледниковых системах более обоснованно использовать не обобщенные формулы типа (26), (27) и Е.В. Ерасова (1968). а "регионально-морфологические" зависимости типа (19)-(22) и (23)-(25), предварительно разделяя ледники на соответствующие группы. О другой стороны, тесные корреляционные связи между V, Ь^ и Ьтах ледников и их площадью свидетельствует о том, что ледники определенных типов соразмерны, поэтому эти зависимости могут использоваться для палеогляциологических реконструкций этих параметров ледников по величине площади, маркируемой конечными и боковыми моренами, и для их оценки в малоизученных районах.

По данным радиозондирования, на Шпицбергене средняя толщина ледников составляет около 200 м я в районах горного, горно-покровного и покровного оледенения последовательно возрастает от 70 до 140-170.300 м [30]. В Джунгарскои Алатау (без учета ледников плоских вершин и площадью менее 0,1 км?) она уменьшается до 29 м и изменяется от 17 до 62 м на ледниках с лучшими и худшими условиями питания. Это распределение отражает в основной особенности подледного рельефа и гляциоклиматических условий в районах с морскша (Шпицберген) и континентальным (Джунгарский Алатау) климатом,-а- также преобладающие размеры ледников, особенно в районах горного оледенения.

Внутреннее строение . Выполненные исследования показали, что на субполярных ледниках протяженные ВРО, регистрируемые с помощью . ысокочастотных локаторов со сравнительно короткой длительностью зондирующего импульса (порядка 0,5 икс), обусловлены слояии или горизонтами морено- или водосодержащего льда (см. раздел 3.3), тогда как характерная для холодных ледниковых покровов Антарктиды и Гренладндии внутренняя слоистость, связанная с вариациями плотности льда и прослойками вулканического пепла (Г.Робин, Д.Паран, 1975), не наблюдается, вероятно, из-за большего уровня отражений-помех ог внутриледнико-вых неоднородностей. С другой стороны, специфические процессы льдообразования в субполярных ледниках (с участием талой воды) могут приводить к исчезновению такой слоистости.

Гидротермическое состояние . По данным аэрораднозондирования (см. рис. 5), характерной чертой оледенения Штшбепгсна является широкое распространение двухслойных (переходных, или двухфазных) ледников (подгруппа СЗ) с верхним слоем "сухого холодного" льда и нижним слоем водосодержащего "теплого" льда, которые по своему гидратермическсмву состоянию являются промежуточными мржду холодными и теплыми ледниками и, о зависимости от степени развития внутриледниковой дренажной сети, могут содержать разное количества воды в слое "теплого" льда (см. табл.14). Кроме того, многие ледники являются политерыичесгаг-ми; для них характерны соответственно "теплые" и "холодные" области аккумуляции и абляции. При этом имеет место достатЬчно тесная связь между преобладающим гидротермичео-ким состояний* ледников и их морфологией, толщиной льда и гляциоклиматкческими условиями (3,44]. '

К относительно холодным (группы А, С1 и С2) относятся практически все тонкие (до 150200 и) ледники в областях горного оледенения, а также болео толстые (до 350 у) ледник» о

областях горно-покровного оледенения на северо-востоке Зап Шпицбергена и почти вся область покровного оледенения на Северо-Восточной Зеиле (за исключением небольшого участка на западе Вестфонны) с толщинами льда более 250 м. В областях горно-покровного и покровного оледенения они приурочены к районам с набораии более холодных зон льдообра-1 зования (с преобладанием холодно-фирнового и фирново-ледяного литания, см врезку на рис. 5) и более низкими величинами аккумуляции (до 60 см) на высоте границы питания (B.C. Корякин и др., 1935), тогда как для районов горного оледенения характерны большие ветчины аккумуляции (до 100-125 см) и соответственно ледяное питание

Этой же закономерности подчиняются и относительно теплые мессы льда в областях питания ледников (группа Е) и тяготеющие к их периферии двухслойные ледники (подгруппа СЗ), ледники подгруппы 02, которые также могут быть двухслойными (см. раздел 3 3), и часть ледников со скоплениями воды в толще (подгруппа 01). Для них характерны сравнительно большие толщины льда (более 200-250 м), более высокие величины аккумуляции на высоте границы литания (до 100-150 см) и е целом наборы более теплых зон льдообразования, включая теплую фирновую. Учитывая это. а также рассмотренные выше связи между площадью и сродней и максимальной толщиной ледников разных морфологических типов, рис 5 вместе со схемой гляциологической зональности (см. врезку на рис. 5) может служив для оценки гидротер-мичзского состояния ледников Шпицбергена, на которых радиолокационные измерения не проводились.

Данные радиозондирования (см. табл. 5) свидетельствуют также о заметном понижении средней температуры ледниковой толщи в сходных зонах льдообразования (абляции и ледяной) на ледниковых куполах Аустфонна, Северо-Восточная Земля (-0,3...-4,5°С) и Лунный, Земля Франца-Иосифа (-8,7 t 3,0°С). Эта закономерность подтверждается данными термозинди-рогания глубоких скважин в областях питания этих и других ледниковых куполов Евгхутйскоа А татски (рис. 6) и отражает смену климатических условий с более мягких на Шпицбергене на более суровые в восточном направлении, так как зимние и летние температуры воздуха и наборы зон льдообразования в. этих районах близки между собой, но возрастает продолжительность зимнего периода (Атлас Арктики, 1985) (511.

Рис. 6. Термическое состояние ледниковых куполов евразийской Арктики по данным радиозондирования и бурения в разных зонах льдообразования: абляции (А), ледяного тетания (ЛИ), фирново-ледяной (ФЛ) холодной фирновой (ХФ). Средняя температура ледниковой толщи по данным радиозондирования (!) и термозондирования глубоких скважин (II). Ill - температура на .юхе по данным термозонди(ювания. Шпицберген, Северо-Восточная Земля (СВЗ):1 - Вестфонна, ФЛ (В.С.Загороднов, ¡985). 2 - Аустфонна, ФЛ (В С. Загородное и dp, 19S9), 3 - Аустфонна, А и ЛП (см. табл. 5); Земля Франца-Иосифа (ЗФИ): 4 - Лунный, о. Земля Александры. А и ЛП (см. табл. 5), 5 - Чюрлениса, а. Гукера, ЛП (Гросбальд и др., 1973); Северная Земля (СЗ): 6 - Вавилова, о. Октябрьской Революции, ЛП (Барбаш и др., ¡981), ? - Академии наук, о. Комсомолец. ХФ (Загороднов и др., 1989).

Гидротермическое состояние во многом определяет условия на нижней границе, гидрологический режим и динамическое поведение ледников . По данным аэрорадиозондирования (см раздел 3 3), на архипелаге Шпицберген донное тонкие может иметь место на значительной части ледникового купола Аустфонна на Северо-Восточной Земле, а также на ледник« Зал Шпицбергена, относящихся я подгруппам С1 и С2 и, возможно, на части ледников группы

0-

•1 1 I I'

• >

2 * ш

соз

-«

4

-1«

СЗ

-II * 5

Сс. 3®М t

— "!' ' I - 1 -■ 1— 1 ! I

BOO IK50 т алм» 80е в и

А (си. рис. 5). Такая же картина должна быть и на двухслойных лодникях с нижним слоен тающего льда (подгруппа СЗ) и. возможно, на ледниках подг руппы Д2, которые тоже могут иметь двухслойное строение.

Косвенным подтверждением этому служит зимний внутриледмиховьМ сток и пргыедни-ховые на^кди, наблюдавшиеся при аэровизуальных обследованиях у конца многих ледников Зап. Шпицбергена (В В.Гохман, 1987), и шлейфы взвешенных осадков в море, отмеченные на •эрохосмических снимках у фронтов многих ледников Северо-Восточной Земли (Д Даудсвал, Д.Дрюри, 1989). При этом на Зап. Шпицбергене [3,44] наибольшее количество наледей приурочено к языкам двухслойных и относительно холодных ледников (см. рис. 5). Однако если принять во внимание ледники, оканчивающиеся в море, и ледники, не имеющие непосредственно выхода на сушу и в море, которые тоже могут иметь зимний сток, то в общем количестве ледников с возможным зимним вну!риледниковым стоком наибольшая доля приходится на относительно геплые ледники. Наоборот, на ледниковом куполе Лунный (Земля Франца-Иосифа), судя по низкому коэффициенту отражения ложа (см. табл. 5) и отсутствию внутренних и придонных отражений й, И* и (см. рис. 1 д), температура на ложе должны быть отрицательной и донное таяние должно отсутствовать (51).

В свою очередь, наличие водной смазки на ложе должно приводить к скольжению масс льда и способствовать их механической неустойчивости (ПАШуиский, 1974). Статистический анализ известных сведений о быстрых подвижках ледников Зап. Шпицбергена за последнее столетие (В.С.Корякин, 1974. 1975, 1985; Л.Д.Долгушин, Г.Б.Осиповз, 1932; Д' Даудсвел, 1984) показал (3,44). что наиболее неустойчивыми являются выводные леДнихи, имеющие в настоящее время двуслойное строение, т. е. ледники подгруппы С3 (см. рисГ 5): из 46 выявленных при «зрорадиозондировании таких ледников 21 ледник (46%) имел в прошлом резкие подвижки, причем большинство из них (19) оканчивается в море. Из 32 прозондированных пульсирующих ледников к двухслойным относится 21 ледник (65,6'..), к "приливным" - 27 ледников (84,4%). Если же к двухслойным отнести также ледники подгруппы 02, то их доля созраствэт до 78,1%, а "приливных" • до 96,9%. Еще на трех "приливных* ледниках, имевших резкие подвижки, зарегистрированы придонные отражения Я** (ледники подгруппы С1), которые также могут быть связаны с придонным слоем тающего льда. С учетом этого общая доля ледников с донным и вероятным донным таянием (подгруппы СЗ, 02 и С1) возрастает до 65,5%.

На Северо-Восточной Земле картина иная: здесь воз ледники с известными подвижками (Д.Даудсвел, 1984) оканчиваются в море, имеют относительно холодное гидротериическоа состояние, но на севере Аус гфонны имеется область шириной от 4 до 45 км с возможным дойным и придонным таянием (ледники подгрупп С1 и С2) и у фронтов большинства ледников отмечены шлейфы взвешенных осадков в море (см. рис. 5). '

Все это указывает на то, что на Шпицбергене имеет место тесная связь гидрологического режима и динамического поведение ледников с их толщиной, гидротерыическим состоянием и условиями на нижней границе й в придонном слое. При этом наиболее неустойчивыми элементами ледниковых систем являются ледники с придонным'слоем водосодержащэго тающего льда и таянием на ложе, прежде всего - двухслойные, а также оканчивающиеся о море ("приливные") ледники, многие из которых также являются двухслойными, и критерий "двухслойно-сти" может служить одним из основных для выявления потенциально механически неустойчивых (пульсирующих) ледников. Однако в настоящее время "приливные" ледники, несмотря на преобладающее отступание ледников в течение последнего столетия (В С.Корякин, 1985; Б. Лэфоконье, Й.Хаген, 1091), занимают значительные части современных фьордов м бухт и но

достигают наиболее вероятных рубежей стабилизации на участках суши еыше уровня моря (см. рис 3 и 5).

4.2. Закономерности эволюции размеров и термического режима ледников

Для изучения закономерностей эволюции субполярных и теплых ледников в результате изменений климата в качестве объектов исследований были выбраны ледники Шпицбергена, характерные по своей морфологии, размерам, толщине и гидротермическому состоянию для других районов горного оледенения и Евразийской Арктики; инструментом исследований env-«или методы математического и численного моделирования, развитые а Институте механики МГУ. При этом основное внимание было уделено исследованию влияния изменений климата lia эволюцию ледниковых куполов Аустфонна-Серфонна-Вегафонка на Севоро-Вос точной Зоиле и термический режим ледников Зап. Шпицбергена торного и горно-покровного комплекса. В связи с важностью выявления механически неустойчивых ледников рассмотрена также задача об оценке гидротермического состояния ледникоз по ограниченной исходной гляциогеофизической информации.

Для решения этих задач применялись следующие расчетные модели : 1) нестационарная двумерная модель, описывающая эволюцию ледникового покроьа, взаимодействующего с мо-рэм, при различных сценариях изменения климата (М.С Красс, 1983; И Ю Ипатьева, 1987); 2) одномерная модель, основанная на теории нестационарного внутреннего разогрева холодных ледников в результате изменения внешних факторов и вычислении параметров, в совокупности определяющих возможность и интенсивность такого процесса (А Н. Божинский, 1965, 1980; А-Н.Божинский. С.С.Григорян, 1973, 1978; M С. Красс, 1982,1983); 3) одномерная модель, основаниея на решении задачи теплелереноса в ледниках (задача Стефана) и описывающая изменения во времени глубины изотермы плавления льда в ледниках при их выхолаживании и отеплении с поверхности (М С.Красс, Т.Б.Ларина, см. [42, 48]).

В качестве основных входных "геометрических" и климатических параметров использовались: современная высота поверхности ледника и, отметки суши и дна моря и,,, высота подледного ложа h„ (модель 1), средняя толщина льда и средний наклон ложа по продольному профилю ледника (модель 2); современная температура Т, на нижней границе деятельного слоя, зависящая от условий льдообразования (модели 1, 2 и 3), современный годовой баланс изссы на поверхности ледника (модели 1 и 2) или осадки и поверхностная абляция, определяемая в основном таянием, которое, в свою очередь, является функцией средней летней температуры воздуха и изменяющейся во времени t высоты u(t) и может быть рассчитано по формулам В.Г.Ходзкова - А.Н.Кренка (модель 1). Расчетными параметрами являлись: высота поверхности u(t), границы, площадь и объем ледника (последние три параметра - производные от u{t), Uq и hj,); температура на ложе; подобранный баланс мессы для стационарного состояния ледника; поверхностная скорость движения льда и годовой айсберговый сток (модель 1); глубина изотермы плавления льда (модели 2 и 3); содержание- воды в теплом льде и характерное время разогрева придонного слоя льда до температуры таяиия при'отеплении с поверхности холодного ледника (модель 3).

изменения климата использована модель 1 (37, 41, 47. 48]. Входные параметры определены по топографическим картам, данный тбриозондирования неглубоких скважин (ДБамбер, 1987), масс-балансовых измерений в период МП (ВШютт, 1964) и площадной аэрорадиолокационной съемки 1983 т. (ДДаудсвел и др , 1086), они служили начальными условиями для расчета томпературы на леже и границ ивдника при стационарных условиях. Путем коррекции темпе-

ре туры и баланса массы на поверхности подобраны такие их распределения, которые дают наилучшее совпадение раешных параметров с определенными ло данным зэрорадиозонди-рования областями донного и придонного таяния (см. раздел 3 3), конфигурацией снеговой линии по данным, космической съемки в кенце сезона абляции 197В г. (Д.Даудсвел, ДДрюри, 1989) и наилучшим образом соответствуют современной поверхности и границам ледникового покроев. В результате получено хорошее совпадение а) расчетной температуры на ложе с измеренной в центральной части Аустфонны (В С.Загородное и др., 1990), б) распределения подобранного баланса массы с данными снегомерных наблюдений 1987 г. (С.А.Синькевич, A.B. Тару сов, 1989), в) рассчитанных скоростей движения льда с измеренными е 1987 г. на юго-вое» токе Аустфонны (Д. Даудсеел. Д Дрюри, 1989) и г) рассчитанного сокращения объема этих, ледниковых куполов за последние 100 лет из-за потепления климата в конце XIX - начале XX вв. с оцененным по топографическим картам и космическим снимкам (B.C. Корякин, 1985) для всего ледникового покрова Северо-Восточной Земли, включая Востфонну, за период 1936-1076 гг. Все это позволяет предполагать пригодность выбранной модели для прогнозных целей.

Расчеты с этими граничными условиями показали следующее [47]. При прогнозируемом повышении средней летней температуры в Арктике на 1 -5°С, сопровождающемся увеличением осадков на 20 см/год и более (М.И. Будыко и др., 1989), в первую очередь исчезают периферийные части ледникового покрова, дно которых лежит ниже

сток постепенно убывает от -1 км3/год в настоящее время до 0,8 км3/год через 100 лет и 0-0,4 км%од через 300 лот Потепление на §°С на фоне увеличения аккумуляции на 20 смДод приводит к двукратному сокращению объема ледникового покрова за 300 лет, при этом средняя скорость его деградации составляет 4 км3/гсд и исчезают южная и юго-восточная часть-Аустфонны и купол Вегафонна. Через 600 лет полностью исчезает ледниковый купол Серфонна, а через 1000 лет остается только небольшая часть купола Аустфонна, расположенная на 200-метровой возвышенности. Прм потеплении на 6°С и увеличении аккумуляции на 40 смЛод деградация покрова происходит в два раза быстрее, со скоростью 8 км3/год, что составляет уже около 14% от оцененного П.А.Шумским и АН. Кренке (1965) современного суммарного ледникового стока со всех островов Евразийской Арктики. При потеплении' климата на 4-6°С ледниковый покров исчезает полностью через 100 и 300 лет. При этом даже значительное увеличение осадков не останавливает его распада и для сохранения'Аустфонны при потеплении на 4°С они должны увеличиться более чем на 60 см/год, а при потеплении на 5°С • уже на 110 см/Год. Подобная картина распада, вероятно, типична и для других островных ледниковых куполов Евразийской Арктики.

Модель 2 применена Для оценки современного гшшотеомического состояния горных и гор-но-локровных ледникод [23,48]. Объектами исследований служил 31 ледник Зап. Шпицбергена разных морфологических типов (долинные, двускатные и карбво-долинные) и размеров (площадь 2-550 км2, длина 2-40 км), на которых диапазон изменений поверхностных температур и баланса массы составлял соответственно от О да -5°С и от|-70 до +30 см/Год. По данным расчетов, все 14 рассмотренных ледниЦоа подгруппы СЗ имеют приданный слой тающего льда на глубинах от 70 до 250. м, т. е. является двухслойными. К ним относятся также (см. рис. 1 и 3) два ледника подгрупп С1 и С2 (Ветеран, Бертиля), на которых зарегистрированы придонные отражения R* и R**. Несовпадение результатов расчетов с данными радиозондирования отмечено лишь на трех ледниках подгруппы С1 и на одном из 12 ледников группы А, но имеющих придонных отражений, причем на двух (Альдегонда, Эрдмана) это, вероятно, указывает на другую их природу (слой внутри ледниковой морены), а на одном (Канта) - на их перекрытие

дэукратныии огражанинии or поверхности ледника Получено также хорошее совпадение домеренных глубин внутренних границ R и рассчитанных глубин изотермы плавления льда • двухслойных ледниках: их среднее соотношение составлят 1.29 Все это свидетельствует о приемлемости теории внутреннего разогрева холодных ледников дли объяснения механизма образования двухслойных ледников и указывает на возможность выделения двухслойных (и, следовательно, потенциально механически неустойчивых) и холодных ледников по ограниченной исходной информации

Согласно расчетам (48), при повышении поверхностной температуры Т, на нижней границе деятельного спояма 1,5-3,5°С (до точки таяния) характерное время превращения холодных ледников со средней толщиной от 70 до 250 м в тающие на ложе составляет от /0 до 220 лет. Следовательно, для холодных горных и горно-покрояных ледников Шпицоергена критическими с точки зрения перестройки их гидротермическою состояния и режима являются коротко-периодные изменения климата Однако повышение Т, в областях питания ледников может происходить вследствие смены зон льдообразования с холодных на теплые как при потеплении, так и при похолодании климата (В С. Загородное), 1985), т. е. процесс трансформации холодных ледников в тающие на ложе и двухслойные может происходить при разных гляциокли-матических условиях.

дутухслойных ледников рассмотрены с помощью модели 3 для вероятных сценариев изменения температуры Т, за последние 400 лет, с начала "малого ледникового периода" [41, 48]. (Три ¿Uxoyituru&iNuu с поверхности первоначально men.юго ледника скорость движения фронта промерзания талого льда существенно зависит от содержания W талой веды в льде и температуры Г,. Например, при понижении Т, до -5°С полное промерзание ледника толщиной 213 м при NV - 0.5% происходит за 60-100 лет; за более короткий промежуток времени ледник превращается в двухслойный. Время перехода в холодный двухслойного ледника, в котором соотношение толщин холодного слоя и всей ледниковой толщи равно 1/4-1/2, составляет от 30-50 до 90-120 лет При более высоком содержании воды а теплом льду процесс выхолаживания затягивается, и ледник может оставаться двухслойным в течение более длительного времени. Таким образом, причиной превращения теплого ледника в двухслойный может быть л;?бо сравнительно короткое время выхолаживания, либо высокое исходное содержание воды a леднике на фоне длительного выхолаживания. Величина W, заданная в модели, в таком случае может служить показателем предыдущей истории ледника. При относительно небольших ее значениях и толщинах льда ледник может превратиться в холодный. Гипотеза Bv холажива-ния была проверена в точках бурения скважин 1 и 2 на леднике Фритъофа (см. рис. 3) для конкретных значений W. При выхолаживании за время 100 лет до Т, - -0,9°С а точке t nT,i -3,5°С в точка 2 при одном и том же содержании воды W » 0,5% изотерма плавления опустилась соответственно до глубины Ь2 и 125 м, что хорошо согласуется с данными радиозондирования и термедендирования скаажин (см раздел 3 3).

Рассмотрен также процесс олълтты* ЭДуимо&иоо ледника Если во время похолодания ледник не промерз до ложа и остался двухслойным, то, в зависимости от скорости последующего отенления с поверхности, возможно два варианта прогрева ледниковой толщи. Если потепление "медленное" и в поверхностном слое не возникает обратный градиент температуры, то фронт промерзания иожит oiciynarb вниз и. хотя средняя температура толщи повышается, двухслойноегь ледника может исчезнуть Если же отепление "быстрое" и возникает обратный градиент luuiwpdrypu препятствующим тешкхюмену ледниковой толщи с поверхностными

слоями ледника, то граница тающего слоя поднимается вверх Эти процессы также могут протекать сравнительно быстро - в течение нескольких десятков лет.

Таким образом, продолжительность формирования двухслойных ледников зависит от толщины льда, поверхностной теипературы и характера ее изменения во времени, первоначального гидро1ермического состояния ледника й содержания воды в "теплом" льде Численное моделирование показывает возможность сравнительно быстрой (в течение нескольких десятков лет) перестройки вследствие кор^копериодных изменений климата гидро ермицеского состояния и условий на ложе субполярных ледников, вплоть до полного их отепления, выхолаживания или образования двухслойных ледников и, следовательно, возникновения их ивха-нмческой неустойчивости и резких подвижек из-за появления воды на ложе. Из результатов моделирования с использованием модели 1 следует, что возможен и другой механизм образования придонного тающего слоя - за счет выделения энергии внутреннего трения и дисскпа-тминого разогрева в придонных слоях льда. Однахо этот процесс требует на порядок более длительного времени и наиболее вероятен на участках ледника с большими толщинами льда и большими градиентами поверхности, т. е. в краевых частях ледниковых куполов (как это имеет место на Аустфонне) и, возможно, вблизи их ледоразделов.

ЗаКЛУШШ

В работе поставлена и решена проблема дотационного исследования толщины, подледного рельефа, объема, внутреннего строения, гидротермического состояния и условий на ложе субполярных и теплых ледников радиолок - .(ионным методом. На этой основе, с использованием статистических методов и численного моделирования, получены новые данные и представления о распределении запасов льда в таких ледниках и закономерностях их строения, режима, динамики и эволюции в результате изменений климата. Полученные результаты позволяют сделать следующие основные выводы по этим двум взаимосвязанным направлениям исследований.

1. Закономерности строения, характеристик состояния и эволюции субполярных и теплых ледников.

1. По .данным профильных наземных и воздушных радиолокационных съемок получены массовые данные о толщине, подледном рельефе и внутреннем строении ледников Кавказа, Полярного Урала, Тянь-Шаня, Джунагарского Алатау, Памиро-Алая, Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа разных морфологических типов (от каровых и долинных до покровных) и размеров (от 0,8 до 8106 км2). Построены детальные карты толщины льда и подледного рельефа ледников Обручева (Полярный Урал), Центральный Туюксу, Давыдова (Тянь-Шань), Абрамова (Памиро-Алай), Восточный Бреггер, Веринг, Богер, Бертмля, Фритъофа, Ханса и ледниковых куполов Аустфонна-Серфонна (Шпицберген) - объектов многолетних гляциологических «следований • как основа для решения широкого крута научных й практических задач.

2. Определен диапазон максимальных толщин ледников горного, горно-покровного и покровного типа в исследованных районах (соответственно.80-350, 100-700 и 120-550 и). Установлены тесные корреляционные связи между средней тЪлщиной (объемом), максимальной толщиной и площадью ледников, Которые могут служить для оценки этих характеристик лед-, никое в неисследованных районах; запасов льда в ледниковых системах и для лалеогляцио-логических реконструкций. Коэффициенты в этих соотношениях зависят в основном от формы коренного рельефа, а для ледников с отрицательными формами • также от крутизны ложа, условий питания и термического состояния ледников, т. в. от регионально-морфологических факторов, и существенно отличаются от коэффициентов широко используемой в качестве

универсально!) формулы Е В Ерасоаа (1968) для оценки обиемл ледников

3 Определены запасы льда на эрхипелле Шпицбергена в целом (/567 км3) и на отдельных ero островах, а также в горах Джунгарского Алатау (38,?88 км3, кроме ледников плоских плоских вершин и площадью менее 0,1 кмг, составляющих 2,9% общей шющади оледенения) Средняя толщина ледников Шпицбергена в областях гор«с*о, горно покровного и покровного оледенения последовательно возрастает от 70 до 140-170 и 300 м; э Джунгарском Алатау сне в среднем составляет 29 м и возрастает от 17 до 62 м соогшлственно в районах с худшим? и лучшими условиями питания (вблизи главных хребтов и на их периферии) Это распределение отражает "потенциал" современного оледенения в районах с морским и континентальным климатом и ого зависимость от ретина льни» морфологических и климатических факторов

4 Построена схема распределения на архипелаге Шпицберген ледников с различным снутренним строением и гидротермическим состоянием, включая холодные, теплые и полите рвлгнэские Установлено широкое распространение в этом районе особого класса двухслойных (переходных, Или двухфазных) ледников с верхним слоем "сухого холодною" льда, нижним слоем водосодержащего водосодерхшщя! ц "теплого* льда и таянием на ложе. Такие ладники выявлены также на Полярном Урале (ИГАН). Кавказе (Безенги) и Тянь-Шане (Давыдова) Обнаружена тесная связь гидротермического состояния ледников Шпицбергена с их морфологией, толщиной, гляциоклиыатическими условиями, зимним внутри ледниковым стоком и динамическим поведением Установлено заметное различие в скорости радиоволн и содержании воды в нижнем слое двухслойных ледников, отражающее разные фазы развития внутриледми-кооой дренажной сети Статистический анализ показал, что большинство двухслойных ледников в прошлом испытывали резкие подвижки (серджи) и, следовательно, такие лодникн могут рассматриваться как потенциально механически неустойчивые С использованием теории не-стеционарною внутреннею разогрева холодных ледников доказана возможность выявления холодных и двухслойных ледников по ограниченной гляциогеофизической информации. Выпалено также закономерное понижение с запада на восток средней температуры масс льда (на несколько градусов) в сходных зонах льдообразования ледниковых куполов Шпицбергена н Земли Францз-Иосифа. отражающее широтные изменения гляциоклиматических условий в Евразийской Арктике.

5 На примере ледникового купола Аустфонна-Серфонна (Северо-Восточная Земля, Шпицберген) с использованием нестационарной двумерной модели выявлены закономерности деградации островных ледниковых куполов Ерззийской Арктики для различных сценариев потепления климата. В частности, при повышении средней летней температуры на ч°С, сопро-

. оо»дающейся увеличением осадков на 20 см/год в перэую очередь исчезают пернфери£ныэ части ледникового покрова, дно которых лежит ниЖв уровня моря, и айсборговый сток постепенно убывает от -1 км'Лчэд в настоящее время до 0,3 км3/год через 100 лет и 043,4 км3/год через 300 лет. Потепление на 5°С при таком же увеличении аккумуляции приводит к двукратному сокращению обьема ледникового покрова за 300 лет со средней скоростью 4 км3/ГОД. При потеплении на 6°С и увеличении аккумуляции на 40 сиЛод деградация покрова происходит со скоростью 8 км'/год, что составляет ужо около 14% от современного суммарного ледникового стока со всех островов Евразийской Арктики

6 Показано, что коротколериодные изменения климата могут приводить в течение нескольких десятков лет к кардинальной перестройке гидротериичвскою состояния субполярных ледников, шчюгь до полного их отелломия выхолаживания или образования двухслойных ледников Скорость .них прощчсов зависит ci толщины льда, поверхностной температуры и

характера ее изменения во времени, первоначального термического состояния ледника и содержания воды в "теплой" льде. При этом глубина нулевой изотермы в двухслойных ледниках отражает предшествующую историю изменений гляциоклмматических условий и гидротврми-ческого режима ледника.

II. Особенноеги рялиилонднроваиия субполярных и теплых ледников

7. Разработаны теоретические и экспериментальные основы применения радиолокационного метода для зондирования субполярных и теплых ледников. Установлено, >:то характерные для таких ледников факторы - рода на поверхности и в толще, прослойки и линзы льДа разной плотности и структуры и т. п. - обусловливают значительное (до 30-50 дБ) возрастание с частотой ослабления и рассеяния радиоволн в диапазоне частот радиозондирования (11000 МГц), особенно на частотах более 6?0 Мгц. Компенсировать эти эффекты можно либо путем увеличения общего энергетического потенциала локатора, сужения ширины диаграммы направленности антенн и уменьшения длительности зондирующего импульса, либо путем уменьшения рабочей частоты локатора до 5-10 Мгц и ниже, т. е. путем создания специализированной аппаратуры.

8. Эти подходы реализованы в локаторах РЛС-620, ТГУ и МПИ-8, изготовленных в Марийском политехническом институте и Томском университете. Натурные исследования показали, что наиболее универсальным, пригодным для зондирования и субполярных, и теплых ледников толщиной до >700 м , является низкочастотный (2 и 8 МГц) локатор МПИ-8, обеспечивающий высокую информативность съемки ложа '. 90%), в том числе на покрытых моренным чехлом и сильно трещинноэатых ледниках. Однако большие размеры антенн затрудняет проведение измерений с воздушного транспорта. Удовлетворительное решение этой задачи обеспечивает высокочастотный (620 МГц) локатор РЛС-620 с общим энергетическим потенциалом -185 дБ, длительностью зондирующего импульса 0,1-1,0 мке и шириной диаграммы направленности антенн 18° в обоих плоскостях, позволяющий зондировать с вертолета типа МИ-8 субполярные ледники толщиной до >600 м на значительном их протяжении. При этом информативность съемки ложа резко уменьшается в областях питания ледников с более "теплыми* наборами зон льдообразования, в районах горного оледенения с небольшими толщинами льда н большими перепадами высот и в зонах сильной трещин новатости. В первом случае критерий информативности может служить для выявления более теплых масс льда в областях питания ' ледников и собственно теплых ледников, во втором - ограничивает диапазон исследуемых горных ледников относительно толстыми (>30-60 м) И полегими, с уклонами поверхности менее 20-30°. Основными лимитирующими факторами являются длительность зондирующего импульса и критический угол зеркального отражения на границе лед • ложе, равный 34,2°. На более крутых и тонких ледниках эффективнее наземные измерения, а том числе с переносным высокочастотным (700 МГц) локатором ТГУ с короткой длительностью зондирующего импульса (0,05 мкс).

9. Разработаны методика изменений основных информативных радиолокационных параметров - времени запаздывания и амплитуды отраженных сигналов от ложа и внутренних границ - и принципы их выделения на фоне регулярных и нерегулярных отражений-помех. Наиболее простым и надежным критерием служит принадлежность радиокоординат (меток) этих сигналов к непрерывной линии (треку) на радиопрофило. При непрерывной съемке с движущегося транспорта в режиме яркостной ¿-индикации этот критерий выполняется автоматически. При дискретных измерениях в режиме амплитудной А-индикации максимальное расстояние между точками зондирования определяется из условия корреляции сигналов по дально-

сти; Л зависимости от типа локатора и особенностей строении ледника оно составляет от 50 да 500 и, что позволяет оптимизирова гь выбор точек зондирования л густоту с ьемки. Дополнительный критерием является подобно фориы зондирующих и отраженных импульсов, а тем числе при изменении ориентации антенн

10 Разработаны корректные методы построения разрезов и карт толщины льда и подледного рельефа ледников со сложной геометрией границ по данным различных видов радиоло кационной съемки, обеспечивающие повышение точности определения толщины льда и высоты ложа на участках ледников с разностью углов наклона поверхности и ложа более 5-18°. Показана высокая чувствительность скорости распространения радиоволн в субполярных и теплых ледниках даже к небольшому содержанию воды в их толще. Для измерения скорости наиболее эффективен метод наклонного' радиозондирования, позволяющий определять не только среднюю скорость радиоволн в ледниковой толще, но и в отдельных ее слои*, с точностью до ± 1 м/мке Впервые установлены диапазоны изменения скорости в "холодном* и 'теплой* ледниковом льде (соответственно от -167 до 173-175 и/икс и от -161 до 140-145 м/мке) и возможность оценки по ее. величине "холодного".или "теплого" термического состояния ледника и влажности ."теплого" Льда а точках зондирования. С учетом этого показана возможность крупномасштабного (с сечением горизонталей 5-20 м) картографирования толщины льда и высот подледного ложа субполярных и теплых, ледников по данным измерений толщины льда с одновременной инструментальной привязкой точек зондирования.

11. Разработаны методы определения объема ледников неизометрической формы по данным измерений толщины льда по одному осевому (продольному) профилю с использованием топографических карт и параболической и полуэллиптической аппроксимации поперечного сечения ледников.

12. Разработан метод оценки средней температуры ледниковой толщи и коэффициента отражения ложа по данным измерений ослабления донных сигналов на протяженных участках ледников с достаточно большим диапазоном изменения толщины льда, сходными зонами льда-образования и условиями на ложе'! Для условий Шпицбергена разработан метод оценки гидротермического состояния ледников или их крупных частей по данным высокочастотного радиозондирования, основанный на различиях в информативности съемки ложа и характере внутренних радиолокационных отражений и выяснении их природы с помощью радиофизических методов.

Дополнительным подтверждением эффективности локаторов МПИ-6, РЛС-620 иТГУ является их успешное применение в 1991-1994 гг. для зондирования соответственно холадых, субполярных и теплых ледников и Антаркиде (Ч.Р.Бентли, Ю.Я.Мачерет и др., 1992, 1993), на Земле Франца-Иосифа (А.Глазовский, Ю.Я.Мачерет, 1994) и в Испанских Пиренеях (Р.Мартин ее, Ю.Мачерет и др., в печати) с толщинаии льда до 1300,450 и 50 м.

Пути дальнейшего развития исследований состоят:

а) в совершенствовании радиолокационной аппаратуры и методов плановой и высотной привязки точек зондирования за счет применения цифровой регистрации данных, спутниковых систем привязки и Прецезиоиных бэрпвысотомеров;

б) в уточнении региональных зависимостей между объемом и площадью ледников в других районах полярного и горного олед&нония;

в) в комплескном использовании радиолокационной и космической информации для идентификации :<он льдообра:ювания на ледниках и изучения их пространственно временной изменчивое'и в связи с измененном климата;

г) • совершенствовании численного моделирования ледников на основе установленных в длимой работе характеристик их состояния и режима, закономерностей динамики и эволюции и с использованием предложенного комплекса радиолокационных исследований.

Спмсок основных работ по теме научного доклада

МГЦ - Материалы глт+юлоп«в<юа исследований. М ВИНИТИ

Монографии:

1. "Гляциологии Шпицбергена" (под ред. В М Котлякова) Глава 2 "Толщина, о >ъем и строе-ми« ледников" (соавтор А Б.Журавлев) М ."Наука". 1985, е 7-35.

2. "Ледник Марух (Западный Кавказ)" (под ред В М Котлякоеа) Серия "Водно-ледовый и тепловой баланс горноледниковых бассейнов" Раздел 3.1 "Рельеф ложа, строение и толщина ледника по геофизическим данным". Л . f идроывтеоиздат, 1988, с.21-29.

3. "Режим и. эволюция полярных ледниковых покровов* (под ред. В.М.Котлякова). Глава 2 Xтроение, г идрот ерническое состояние и режим субполярных ледников" (основной автор). СПб, Гидрометеоиэдат, 1992, с. 48-115.

Статьи:

4. Опыт применения импульсного высотомера РВ-10 для измерения толщины "теплых" горных ледников с их поверхности. - МГИ, вып. 17,1970, с.60-72 (соавтор ЛА. Суханов)

5. Электромагнитное зондирование теплых горных ледников. • Журнал технической физики, т. 41, Ns 6, 19/1, с.1299-1309 (соавтор В.С.Лучинииов).

6. Расчет коэффициента отражения от ложа ледника с помощью ЭВМ. • МГИ, выл. 10, 1972, с.236-239 (соавтор В.Ш.Берикашвили. В С.Лучин иное).

Т. Интерпретация данных радиолокационного зондирования теплых горных ледников. • МГИ, вып. 20. 1972, с195-200 (соавтор В.С.Лучининов)

8. Номографический метод определения коэффициента отражения при распространении плоских электромагнитных воли в слоистых средах. ■- Номографтеский сборник Ns 9. М., ВЦ АН СССР, 1973, е.22-34 (соавторы Д.Г.Лаптева, В.С.Лучининов).

' 9 Интерпретация результатов контактной радиолокационной съемки теплых горных лед-1 никое - МГИ, вып. 22,1973, с. 45-57 (соавтор В.С.Лучининов).

10. Радиолокационное зондирование теплых горных ледников. - Труды ЗакЖГМИ, км. 58 (64), 1974; с. 211-224 (соавторы В.С.Лучининов, В.Н.Рудаков, В.К.Хмелевский).

11. Некоторые результаты радиолокационного зондирования ледников Западного Шпицбергена в 1974 г. • МГИ, выл. 26,1976, с. 158-164.

12. Радиолокационное зондирование ледников Шпицбергена с вертолета. • МГИ, вып. 37, 1980, с. 109-131 (соавтор А.Б.Журавлев).

13. Решение двумерной обратной задачи радиолокационной съемки толщины льда и подледного рельефа горных ледников с помощью ЭВМ. - МГИ, вып. 37, 1880, с. 131-139 (соавтор В.Ш.Берикашвили). (

14. Геофизические и иэотолньм исследования ледников Шпицбергена. - Вестник Академии наук СССР, № 4,1980, с.132-138 (соавторы В.М.Котляков, Ф.Г.Гордиенко, А.Б. Журавлев).

16. Особенности радиолокационного зондирования горных ледаиков и построение слециа-. лизированжзй аппаратуры для гляциологических исследований. - МГИ, вып. 38, 1980, с.273-278 (соавторы Е.В.Василенко. А.НГромыко, А.Б. Журавлев, А Н.Коляда. O.A. Лебедев, Н.П.СИдоров).

16. Радиолокационные исследования ледников Шпицбергена в 1977 г. • МГИ. вып. 38, 1990, с.279-286 (соавторы А.Б.Журавлев, А.Н Громыко).

17. Дательная радиолокационная съемка толщины льда *и подледною рельефе горных лед никое • МГИ, вып. 41, 1981. с 115-133 (соавтор А Б Журавлевая)

18 Forms and glacial rellel ol Spittbergen glacier« - Annals of Glaciology, vol 2, 19в1, p. 45-51

19. Soviet Studie« of mountain glaciers by airborne radio echo-sounding - Glaciologicel data, № 13, 1982, p. 49-57 (соавторы В M Котляков, А Н Гроиыко)

20 Radio echo-sounding ol Svalbard glaciers. - Journal ol Olaciology, vol 28, № 99, 1982, p 2Ö6-314 (соавтор А Б Журавлев)

21 Радиолокационные исследования на лолнриом леднике с зимним стоком. - МГИ, вып

48.1983. с 143-149 (соавторы А Б Журавлев, Л И Боброва)

22 Радиолокационный каротаж скважины на леднико Фритьоф (Шпицберген) - МГИ. еып

60.1984, с. 198-203 (соавторы Е В Василенко, А Н.Громыко. А Б. Журавлев).

23. Изменение скорости радиоволн по глубине субполярного ледника - Труды ААНИИ, т 395, 1985, с. 01 -89 (соавторы Е В Василенко, АН Громыко. А Б Журавлев)

24. Толщина, подледный рельеф и обьем ледников Шпицбергена по данным радиолокационного зондирования. • МГИ. вып 51. 1985, с 49-63, Polar Geography and Geology, v»jl. 9, Ml 3, 1985, p 224-243 (соавторы АБ Журавлев, Л И Боброва)

25. Явление внутреннего разогрева "холодных" ледников и образование ледников лврехолодного типа - МГИ, еып 52. 1985. с 105-110 (соавторы С С Григорян, А Н Божинский, M C Kpscc).

26 Первый опыт аэрорадиозондирования горных ледников Казахстана. - МГИ, выл. 52, 1885. с.46-54 (соавторы Л И Боброва, А Б Журавлев, К.Г.Макаревич, П.А. Черкасов).

27. Исследование природы внутренних радиолокационных отражений на субполярном лед-юнее. - МГИ, выл. 54, 1985, с 120-130 (соавторы В С Загородное. Е В Василенко, А Н. Громыко, АБ.Жураалев).

23. Советские гляциологические исследования на Восточной ледяном поле в 1984-1985 гг. • МГИ. вып 56.1986, с 10-26, Polar Geography and Geology, vol. 11. Ns 1. 1987, p.25-49 (соавторы •11 других)

29. Опыт применения низкочастотной радиолокационной аппаратуры для зондирования ледников Тянь-Шаня и Шпицбергена. - МГИ, вып. 60, 1987, с.193-199 (соавторы Е.В.Василенко, АН Громыко)

30 Проблемы радиозондирования ледников Шпицбергена (обсуждение в Институте полярных исследований им Р Скотте). • МГИ, выл 60.1987, 35-40.

31. Radio echo-sounding ol subpolar glaciers in Svalbard: some problems and results ol Soviet öudies - Annals ol Olaciology, vol. 9,1987, p 151-159 (соавтор В.М.Котляков).

32. Строение ледника Давыдова по данный радиозондирования и термобурения. - МГИ, Был. 62. 1988, с 208-215 (соавторы Е В.Василенко, А Н Громыко. Д Н. Дмит[мев).

33 Толщина и объем ледников Дж унт аре кого Алатау по данным аэрорадиозондироввнна. • МГИ, вып. 62, 1988, с 59-71 (соавторы П А Черкасов, Л И Боброва)

34. Особенности внутреннею строения и режима ледников Северо-Восточной Згмлн со данным аэрорадиозондирования. - МГИ, вып 63. 1938, с 44-56 (соавтор Е В Василенко).

35 Радиолокационная сьемка ледника Абрамова низкочастотным локатором. - МГИ, вып. 64, 1988, с 174-182 (соавторы Е В Василенко, А Н Громыко, ТН Константинова, В.АКуэмич»-нок, М Ю Москалевский В И Шало)

36 Толщина льда и подледный рел(^еф ледника Туюксу - МГИ, вып 64, 1988, с. 73-76 (сов9-торы Л И Боброва t В Василенко, К Г Маклрепмч, Ц А Менициков, С А Никитин)

3/ Ofiui испольюкынии радиагюкаюра для изучения строения снежно-фирновой толщи -

МГИ, выл 66,1989, с.108-116 (соавторы А.Н.Громыко. Е.В.Василенко, М ЮМоскалевский).

38. Моделирование эволюции ледникового покрова Северо-Восточной Земли. - МГИ, вып. вв, 1Э90, с. 70-73 (соавторы И.Ю.Игнатьева, М С.Красс).

39. Two-layered glaciers tn Svalbard. • В кн.: Arctic research: advanced and prospects (под ред. В.М.Котлчкова и В.Е Соколова). Proceedings of the Conference of Arctic and Nordic countries on coordintion of research in the Arctic, Leningrad, December 1988. Part 2. Moscow, "Nauka", 1990, р бв-60.

40. Скорость распространения электромагнитных волн в ледниках как показатель их гм-дротермическо! о состояния, строения и режима. - МГИ, выл. 70, 1990, с.3-17 (соавторы Е.В.Василенко, М.Ю.Москалевский). ^

41. Tidewater glaciers of Spitsbergen • IASH Publ., Na 208! 1Й91, p.229-239 (соавтор АФ.Глазовский, М.Ю.Москалевский, Я.Яниа).'

42. Evolution of Noniaustlandet ice caps in Svalbard under climate warming. - IASH Pub)., № 208, 1991, p. 301-312 (соавтор И Ю.Игнатьева).

43. Formation of the thermal regime of subpolar glaciers under climate Changes. • IASH РиЫ., № 208, 1991. p. 515-525 (соавторы M.C.Kpacc, Т.Б.Ларина).

44. Объемное гедротериическоа состояние и режим ледников Шпицбергена по данным азрорадиоэондирования. - МГИ. вып. 71. 1991, с.40-53 (соавторы Л.И.Боброва. Л.В. Санкина).

45. Карты ледника Абрамова масштаба 155 С 1 (Поверхность ледника", "Толщина льда", "Подледный рельеф"). - Бишкек, Кыргызское пэрогеодезическое предприятие, 1991 (соавторы ВАКузмнченок, Е.В.Василенко, М.Ю.Москалевский).

46. Толщина льда и подледный рельеф ледника Фритъофа по данным наземной радиолокационной съемки - МГИ, выи 72. 1991, с. 161-166 (соавторы А.Ф. Г лазовский Т.Н.Константинова, М.Ю.Москалевский).

47. Толщина льда и подледный рельеф ледника Абрамова по данным низкочастотного радиозондирования. - МГИ, вып. 75,1892, с.63-68 (соавторы ВАКузмичеиок, Е.В.Василенко, М.Ю. Москалееский).

48. Деградация островных ледниковых куполов Арктики при потеплении климата (на примере Северо-Восточной Земли). • Известия РАН. Серия географическая, № 1, 1993, с. 81-90 (соавтор И.Ю.Игнатьева).

49. Velocity of radio waves In glaciers аз an Indicator of their hydrothermal state, structure, and regime. • Journal of GlacMogy, vol. 39, № 132,1993, p. 373 • 384 (соавторы М.Ю.Москалевский, Е.В.Василенко).

50. Толщина и строение леднике Южный Иныльчек по данным радиозондирования. - МГИ, вып. 77, 1993. с. 86 - 97 (соавторы С.А.Никитин. АН.Бабенко, А.В.Восниным, Л.И Боброва, Л.В. Санкина).

51. Толщина и гидротермическое состояние ..едникового купола Лунный на Земле Франца-Иосифа по данный радиозондирования. • МГИ, вып. 77,1993. с. 97-104 (соавторы САСиньке-вич, Л.И.Боброва. Л.В.Санкинэ»

УЧАСТОК МНОЖИТЕСЬНОП ТЕХНИКИ они РАИН

_цодд, к ПЕЧАТИ 2. Ц. Ц ,9 Ч

алКАЭ ТИРАЖ {ООЗК4.