Лёд и Снег · 2021 · Т. 61 · № 1

УДК 551.324

doi: 10.31857/S2076673421010069

Строение и динамика ледника Альдегонда (Западный Шпицберген) по данным

повторных георадиолокационных исследований 1999, 2018 и 2019 годов

И.И. Лаврентьев², С.Р. Веркулич¹

¹Арктический и Антарктический научно-исследовательский институт, Санкт-Петербург, Россия;

²Институт географии РАН, Москва, Россия

^*alexborisik@gmail.com

Structure and dynamics of Aldegondabreen, Spitsbergen, according to repeated GPR

surveys in 1999, 2018 and 2019

A.L. Borisik^1*, A.L. Novikov¹, A.F. Glazovsky², I.I. Lavrentiev², S.R. Verkulich¹

¹Arctic and Antarctic Research Institute, St. Petersburg, Russia; ²Institute of Geography, Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia

^*alexborisik@gmail.com

Received June 29, 2020 / Revised November 26, 2020 / Accepted December 22, 2020

Keywords: Svalbard, radio-echo sounding, polythermal glacier, Arctic.

Summary

Over the last decades, glaciers on Svalbard were shrinking in response to the current climate change. Most of them

decreased in size, area, and surface height with a stable negative or even accelerated changes in the mass balance. Many

of them belong to the polythermal type, and as they shrink, their thermal regime can also change significantly depend-

ing on the climate and local parameters such as the ice facies distribution, the firn thickness, and others that affect the

hydrology and movement of glaciers. Data from repeated GPR surveys in 1999 and 2018-2019 were used to identify

changes in the thermal regime of the polythermal Aldegondabreen, Svalbard. The glacier has undergone a significant

reduction of its temperate ice core, as a consequence of steadily negative mass balance, decreasing thickness, and the

tongue retreat. The results show that over a 19-year period, the total area of the glacier has decreased by 23.1% (from

6.94 to 5.34 km²), and the total volume of ice - by 36.4% (from 0.437 to 0.278 km³). At the same time, the area of its

temperate core has decreased by 32.7% (from 1.196 to 0.804 km²), and the core volume - by 42.5% (from 0.035 to

0.02 km³). In this way, the relative rates of internal glacier changes associated with the warm core exceeded the external

changes of the entire glacier. The share of temperate ice in the total volume of the glacier ice decreased from 8% to 7%.

The glacier shrinking in response to rise of the air temperature was accompanied by its gradual internal «cooling».

In the near future, this can result in a rapid transition of the glacier from a polythermal type into a cold one. Regular

repeated geophysical surveys of the internal structure of the Svalbard polythermal glaciers can become an important

element in the system of long-term monitoring of changes in climate and the natural environment of the archipelago,

along with already existing observations of other sensitive natural indicators such as the size and mass balance.

Citation: Borisik A.L., Novikov A.L., GlazovskyA.F., Lavrentiev I.I., Verkulich S.R. Structure and dynamics of Aldegondabreen, Spitsbergen, according to

repeated GPR surveys in 1999, 2018 and 2019. Led i Sneg. Ice and Snow. 2021. 61 (1): 26-37. [In Russian]. doi: 10.31857/S2076673421010069.

Поступила 29 июня 2020 г. / После доработки 26 ноября 2020 г. / Принята к печати 22 декабря 2020 г.

Ключевые слова: Шпицберген, радиолокационное зондирование, политермический ледник, Арктика.

Сравнение данных наземных радиолокационных съёмок 1999 и 2018-2019 гг. политермического

ледника Альдегонда на Шпицбергене показывает, что площадь ледника за эти годы сократилась

на 23,1%, а объём - на 36,4%. При этом площадь его тёплого ледяного ядра уменьшилась на 32,7%,

а его объём - на 42,5%. Сокращение ледника сопровождается его постепенным выхолаживанием,

что, вероятно, со временем приведёт к тому, что он превратится из политермического в ледник

холодного типа.

Введение

ся тоньше, потери массы превосходят накопле

ние [1-3]. Особенно заметны эти изменения на

В последние десятилетия ледники Арктики

архипелаге Шпицберген, расположенном в бы

испытывают существенные изменения: у боль

стрее всего теплеющей части Арктики, на стыке

шинства из них сокращаются размеры и площадь,

арктических и атлантических воздушных и оке

понижается высота поверхности, они становят

анических масс [4]. Западный берег Шпицберге

 26 

А.Л. Борисик и др.

на омывают тёплые воды Северо-Атлантическо

Данные этих исследований позволили построить

го течения, и здесь с 2000-х годов наблюдается

карту его толщины и определить положение вну

тенденция к ускорению таяния ледников [5-7].

триледникового канала в его южной части. Они

На Шпицбергене распространены ледники прак

показали, что ледник относится к политермиче

тически всех морфологических типов - от не

скому типу, т.е. внутри него есть ядро изо льда,

больших каровых до огромных ледниковых ку

находящегося при температуре плавления, тогда

полов, занимающих целые острова. Ледниками

как сверху он сложен холодным льдом [23].

покрыто около 57% площади всего архипелага,

Как показывают наблюдения на политерми

или почти 34 000 км², что составляет примерно

ческих ледниках [25], их внутреннее гидротер

10% площади всех ледников Арктики (за исклю

мическое состояние может заметно меняться со

чением Гренландии) [8]. Шпицберген - один из

временем в результате отклика на климатические

самых хорошо изученных ледниковых районов

изменения. Подобные временные изменения ги

мира: на многих ледниках проводят балансовые

дротермической структуры политермических лед

измерения [8]; по данным ледниковых кернов ис

ников на Шпицбергене обнаружены на ледниках

следована история климата и загрязнений (обзор

Средний Ловен за период с 1990 по 1998 г. [26],

в работе [9]); хорошо изучен гидротермический

Восточный Грёнфьорд и Фритьоф за период с

режим многих ледников, их толщина и объём;

1999 по 2012 г. [27], а также на леднике Стур в

оценены запасы льда по данным радиолокацион

Скандинавии за период с 1989 по 2009 г. [28]. Их

ного зондирования [10-13]; значительное внима

отступание, истончение и смена условий питания

ния уделено широко распространённым на архи

привели к росту толщины слоя холодного льда и

пелаге пульсирующим ледникам, их динамике и

существенному сокращению тёплого ядра. Так,

механизмам подвижек [14-17].

на леднике Средний Ловен повторные радио-

В центральной части главного острова архи

локационные измерения с интервалом в восемь

пелага, на Земле Норденшельда, расположена

лет показали, что за этот период граница тёплого

область преимущественно горного оледенения,

ледяного ядра отступила вверх по леднику при

где насчитывается 202 ледника площадью от 0,1

мерно на 1150 м, при этом скорость её смещения

до 47 км² при общей площади около 500 км² [18].

была значительно выше скорости отступания са

В западной части Земли Норденшельда, в 10 км

мого языка ледника [26]. Результаты моделирова

от российского рудника Баренцбург, находит

ния показывают, что, если современные условия

ся небольшой горный ледник Альдегонда. По

продлятся, то ледник станет полностью холод

данным топографической съёмки 2018 г. ледник

ным примерно через 100 лет.

расположен в интервале высот 120-450 м над

Долгопериодные изменения гидротермиче

ур. моря и занимает площадь менее 6 км² [19].

ской структуры ледников отмечены и в других

Фирновая область на нём практически отсут

районах мира, но уменьшение толщины поли

ствует, и в последние годы весь ледник лежит

термических ледников в ответ на одинаковое

ниже границы питания. В настоящее время про

повышение температуры воздуха может приве

должается его сокращение, начавшееся десятки

сти к прямо противоположным следствиям: они

лет назад: с 1936 по 2006 г. ледник отступил на

могут трансформироваться как в ледник холод

980 м и потерял 40% своего объёма [20-22]. Со

ного типа (что наблюдается на леднике Средний

временная протяжённость ледника в разных его

Ловен), так и наоборот - в ледник тёплого типа.

частях составляет от 2,5 до 3,5 км. Исследова

В каком именно направлении пойдут измене

ния этого ледника были начаты в 1974 г. и пред

ния - зависит от особенностей расположения

усматривали радиолокационное зондирование

конкретного ледника, регионального климата,

с вертолёта, масс-балансовые измерения и из

распределения зон ледообразования рассматри

учение его дренажной системы, в результате ко

ваемого периода [25]. К сожалению, пока прове

торых были получены сведения о его толщине,

дено очень мало наблюдений, которые позволи

строении и изменениях запасов льда [20, 23, 24].

ли бы оценить развитие во времени изменений

Детальные наземные георадиолокационные

по глубине термической структуры ледников.

наблюдения впервые были выполнены сотруд

Подобная неопределённость не позволяет уста

никами Института географии РАН в мае 1999 г.

новить возможные изменения гидрологии по

 27 

Ледники и ледниковые покровы

литермических ледников, полей скоростей их

рактерно для тёплого льда [29]. Хотя тёплый слой

движения, переход в более или менее устойчи

льда действительно присутствует в южной части

вый режим движения. Именно регулярные по

ледника, те факты, что он перекрыт слоем хо

вторные геофизические исследования внут-

лодного льда толщиной до 90 м и что гипербо

реннего строения политермических ледников

лы расположены на глубинах 60-80 м, означают,

Шпицбергена могут стать важным элементом

что ледяной столб над дифракторами в основ

в системе долговременного мониторинга изме

ном представляет собой холодный лёд и следует

нений климата и природной среды архипелага,

ожидать, что действительные скорости радиоволн

наряду с уже существующими наблюдениями

здесь выше. Это показывает, что наши оценки

за такими чуткими естественными индикатора

скорости по дифракционным гиперболам сме

ми, как размер и баланс массы ледников. Этому

щены в сторону низких значений. Из-за этого и

способствует и появление в последние годы гео-

принимая во внимание, что скорость 174,1 м/мкс

радарных комплексов с улучшенными харак

определяется по данным ОГТ, соответствующим

теристиками, которые расширяют границы их

району, где ожидается в основном холодный лёд,

применения, а также глобальных навигацион

мы предпочли использовать для преобразова

ных спутниковых систем (ГНСС) позициони

ния времени в глубину консервативное значение

рования, позволяющих получать высокоточные

168 м/мкс, которое представляет собой величину

координаты при геофизических исследованиях.

перехода между холодным и тёплым льдом [29].

С учётом всего сказанного, в 2018-2019 гг. на

В апреле 2018 и 2019 гг. георадиолокацион

леднике Альдегонда были проведены наземные

ные исследования на леднике Альдегонда были

георадиолокационные исследования с примене

выполнены в ходе Российской арктической на

нием геофизической аппаратуры нового поко

учной экспедиции на Шпицбергене (РАЭ-Ш)

ления, задачи которых - получение детальных

Арктического и Антарктического научно-иссле

данных о толщине и строении ледника, а также

довательского института (ААНИИ). При поле

выявление изменений параметров ледника, кото

вых работах использовался георадар PulseEKKO

рые могли произойти со времени геофизических

PRO (производство Sensors&Software, Канада)

исследований 1999 г. Полученные результаты

с дипольной неэкранированной антенной ча

представлены и обсуждаются в настоящей статье.

стотой 50 МГц. Георадар имеет высокую чув

ствительность приёмной антенны (шаг АЦП

1.5 мкВ), большую длину записи (до 32 000 отсчё

Методы и материалы

тов на трассу), а также возможность записи нави

гационной информации для каждой трассы. Для

В 1999 г. радиолокационные измерения на

привязки получаемой геофизической информа

леднике Альдегонда проводили с помощью мо

ции применялась двухчастотная GPS/ГЛОНАСС

ноимпульсного радиолокатора ВИРЛ-2 с цен

система позиционирования Sokkia GRX1 (про

тральной частотой 40 МГц по густой сети про

изводство Sokkia Topcon Co, Япония). Приме

филей общей протяжённостью около 40 км (см.

няемая навигационная аппаратура имеет высо

рис. 5, а) [23]. Кроме того, на языке ледника из

кую частоту получения координат, что особенно

мерена скорость распространения радиоволн ме

важно при работе в движении [8]. Для выпол

тодом общей глубинной точки (ОГТ), которая

нения измерений георадиолокационное обору

составила 174,1±3 м/мкс, что соответствует ско

дование монтировалось на пластиковых санях,

рости распространения радиоволн в холодном

прикреплённых к фаркопу снегохода тросом. За

льду (что и наблюдалось в этой части ледника) с

пуск передающей антенны и грубое измерение

толщиной льда 98,8 м в общей точке. Мы также

пройденного расстояния выполняли по одоме

оценили скорость распространения радиоволн по

тру, расположенному в задней части саней. При

нескольким дифракционным гиперболам, при

этом каждая трасса радарограммы привязывалась

сутствующим в радиолокационных профилях,

с высокой точностью при помощи ГНСС-при-

в основном обнаруженным в южной части лед

ёмника. Скорость движения по профилям со

ника на глубинах 60-80 м. Средняя полученная

ставляла 5-7 км/ч при шаге сканирования 0,5 м.

скорость составила 164,5±4,1 м/мкс [21], что ха

С учётом использованной частоты получения ко

 28 

А.Л. Борисик и др.

Рис. 1. Схема профилей георадиолокации на леднике Альдегонда:

1 - в 2018 г.; 2 - в 2019 г.; 3 - дополнительный профиль 2015 г.; 4 - участок сравнения радарограмм 1999 и 2018 гг. (см.

рис. 6); 5 - изогипсы поверхности ледника по данным геодезической съёмки 2018 г. [19]

Fig. 1. Location of GPR profiles on Aldegondabreen:

1 - in 2018; 2 - in 2019; 3 - additional profile in 2015; 4 - comparison section of GPR profiles 1999 and 2018 (see Fig. 6); 5 -

contour lines of the glacier surface according to geodetic survey data in 2018 [19]

ординат 5 Гц, можно считать, что каждая трасса

слагающих ложе ледника, прослежена до глу

была привязана с относительной горизонтальной

бины 20 м ниже его подошвы (см. рис. 4). В не

точностью не хуже 0,4 м [30].

скольких местах отмечены зоны с интенсивными

Георадиолокационные измерения выполне

отражениями от протяжённых субвертикальных

ны по 15 профилям общей длиной более 21 км,

объектов, связанные с наличием здесь глубоких

которые формируют относительно равномерную

трещин или колодцев. В юго-восточной части

сетку по всей площади ледника (рис. 1). Полу

ледника, заполняющей понижение поверхности

ченные радарограммы имели высокую деталь

дна долины, были выделены участки с большим

ность и позволяли прослеживать как границы

количеством неоднородностей, которые форми

толщ, так и отдельные объекты в теле ледника.

руют интенсивное поле рассеянных волн на глу

Положение границы базального слоя ледника с

бинах более 45-50 м из-за наличия здесь области

подстилающим грунтом (подошва ледника) от

распространения тёплого льда.

чётливо определялось на радарограммах по всем

Обработка полученных данных велась в

исследованным профилям. Слоистость пород, программах EKKO_Project V5 и Prism 2.6. Она

 29 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 2. Определение значений скорости распространения радиоволн внутри ледника по гиперболическим

отражениям в программе Prism 2.6.

Значения скорости, характерные для холодного (а) и тёплого (б) льда

Fig. 2. Estimation of electromagnetic wave velocity in a glacier using the hyperbola fitting tool in Prism 2.6.

The measured velocity values are typical for cold (a) and temperate (б) ice

предусматривала: введение геометрии с ис

тельной ошибки позиционирования вдоль про

пользованием данных с ГНСС-приёмника и

филя, не превышающей 0,4 м, диапазон погреш

корректировку длины профиля; ввод статиче

ности измерения скорости составил ±1,2 м/мкс

ских поправок на смещение ГНСС-приёмника;

для объекта на глубине 20 м и ±0,5 м/мкс для

полосовую и двумерную фильтрацию; опреде

объекта на глубине 70 м. Отметим, что на полу

ление скорости распространения электромаг

ченных радарограммах преобладали значения

нитных волн в леднике по гиперболическим

скорости выше 168 м/мкс (соответствуют льду в

отражениям; миграцию разрезов (FK-Stolt) со

холодном состоянии [29]), а также наблюдалась

средней скоростью 168 м/мкс, принятой для

тенденция к понижению значений скорости с

всего ледника; регулировку амплитуды сигнала

глубиной (пример определения значений скоро

для подчёркивания целевых объектов и горизон

сти по теоретическим годографам приведён на

тов; пикирование горизонтов и экспорт глубин в

рис. 2). Поскольку одной из задач исследования

текстовый формат; учёт толщины снежного по

было сопоставление новых и предшествующих

крова по данным снегомерной съёмки текуще

данных о толщине ледника, для преобразования

го года; корректировку данных 2019 г. к уровню

временных разрезов в глубинные мы исполь

2018 г.; ввод рельефа в обработанные разрезы;

зовали значение скорости, принятое в 1999 г. и

построение карт и объёмных моделей ледника.

равное 168 м/мкс [23], хотя оно может быть не

В процессе обработки радарограмм измеряли

сколько занижено относительно реального.

скорости по симметричным гиперболическим

отражениям, отмеченным на большинстве раз

резов [31]. Диапазон регистрируемых скоростей

Результаты и обсуждение

варьировал от 152 до 175 м/мкс. Существенный

вклад в ошибку диагностики скорости по гипер

В результате пикирования подошвы ледни

болическим отражениям от «точечных» объектов

ка по всем обработанным профилям постро

вносит неверное определение расстояний вдоль

ены карта рельефа и объёмная модель его ложа

исследуемого профиля [23]. С учётом относи

(рис. 3). Ошибка определения толщины ледни

 30 

А.Л. Борисик и др.

Рис. 3. Рельеф (а) и объёмная модель (б) ложа ледника Альдегонда с нанесённым контуром и поверхностью

тёплого льда.

1 - изогипсы ложа ледника, м над ур. моря; 2 - контур ледника в 1999 г.; 3 - контур области тёплого льда в 1999 г.; 4 -

контур области тёплого льда в 2018 г., помеченной точечным фоном; 5 - поверхность тёплого льда в 2018 г.

Fig. 3. Aldegondabreen bedrock topography (a) and 3D view (б) with an outline and the upper surface of the temper

ate ice-core.

1 - contour lines of the glacier bed in m a.s.l.; 2 - glacier outline in 1999; 3 - outline of the temperate ice area in 1999; 4 - outline

of the temperate ice area in 2018, also marked with a spot pattern; 5 - upper surface of the temperate ice-core in 2018

ка на пересечении профилей составляет не более

ный профиль средней части подледниковой доли

1 м, за исключением пересечения профилей по

ны - неравномерный: у него крутой южный склон

линиям 15 и 35-36 (см. рис. 1), где имеется невяз

с углублением у подножия, на север ложе ледни

ка около 8 м, вероятно, связанная с большим на

ка постепенно повышается и в центральной части

клоном границы в месте пересечения и невозмож

располагается сравнительно ровная приподнятая

ностью учесть боковое отражение при проведении

поверхность; к подножию северного склона глу

процедуры 2D-миграции на профиле 35-36 [30].

бины ложа вновь немного увеличиваются.

Толщина ледника варьирует от первых метров в

На полученных разрезах отмечено значитель

северо-восточной низкой части (язык ледника)

ное количество локальных отражений, предпо

до 166 м в юго-западной части ледника. Попереч

ложительно связанных с внутриледниковыми

 31 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 4. Георадиолокационный разрез с введённым рельефом по профилю LINE 15 (см. рис. 1).

1 - область распространения тёплого льда; 2 - геологические границы в породах, слагающих ложе ледника; 3 - верти

кальные нарушения в леднике; 4 - возможное положение внутриледниковых каналов

Fig. 4. The GPR section with applied topography along the LINE 15 profile (see Fig. 1).

1 - temperate ice zone; 2 - geological boundaries in the rocks composing glacier bed; 3 - vertical disturbances in the glacier; 4 -

possible location of englacial conduits

каналами (рис. 4), которые в основном зареги

заполняет наиболее глубокую часть ледника и

стрированы в придонной зоне ледника, распола

имеет вытянутую форму в соответствии с под

гаясь в его средней и нижней частях и образуя до

лёдным рельефом. Происхождение выделяемых

вольно разветвлённую дренажную сеть. Канал,

областей объясняется повышением температу

расположенный в глубокой южной части ледни

ры внутри ледника до значений близких к 0 °С

ка и зафиксированный над областью тёплого льда

и образованием водных включений, представ

в результате работ 1999 г., также был прослежен

ляющих собой высококонтрастные объекты для

на нескольких профилях и имеет приблизитель

электромагнитного сигнала [29]. В работе, вы

но такое же положение, что и раньше. Дополни

полненной в 1999 г., эти области также были за

тельно на радарограммах под подошвой ледника

фиксированы, но тогда детальный анализ рас

установлено наличие складчатых слоистых пород,

пространения тёплого льда не проводили.

слагающих поверхность долины (см. рис. 4). Веро

С целью определения величины стаивания

ятно, ложе ледника в основном сложено теми же

ледника вычисленные глубины были сопостав

коренными метаморфическими породами, кото

лены со значениями глубин, полученными в

рые присутствуют в обнажениях над ледником на

мае 1999 г. [23]. Две карты толщины льда 1999 и

бортах долины. В наиболее высокой, юго-запад

2018 гг. были совмещены по общим координа

ной части ледника прослежен небольшой участок

там в системе UTM. При расчёте глубин исполь

(LINE 20) с терригенными осадочными породами,

зовался алгоритм интерполяции Kriging c сет

перекрывающими коренные породы (см. рис. 1).

кой 25 × 25 м. Поскольку плотность новой сети

Области с интенсивными отражениями в

профилей меньше по сравнению со старой, для

толще ледника прослеживаются на большин

более достоверного сопоставления полученных

стве профилей и связаны с наличием тёплого

глубин дополнительно был использован про

льда, характерного для многих ледников Шпиц

дольный профиль через центральную часть лед

бергена [13, 20]. Основная выделенная область

ника, полученный сотрудниками Института гео-

 32 

А.Л. Борисик и др.

Рис. 5. Толщина ледника Альдегонда по данным георадиолокационной съёмки в 1999 г. (а), в 2018 г. (б) и из

менение толщины льда за 19 лет на общей площади съёмок (в).

1 - точки измерения толщины льда вдоль георадиолокационных профилей; 2 - контур общей площади съёмок; 3 - изо

пахиты толщины льда

Fig. 5. Ice thickness of Aldegondabreen from RES survey data in 1999 (a), in 2018 (б), and change of ice thickness

over 19 years in the area common for both surveys (в).

1 - points of measuring ice thickness along GPR profiles; 2 - contour of common survey area; 3 - isopachs of ice thickness

графии РАН в 2015 г. Несмотря на различную

нения высоты ледника в точках, расположенных

сеть профилей и разную точность привязки, уда

между профилями георадиолокации. Поскольку

лось сопоставить глубины по общему контуру

наблюдения были выполнены по плотной и до

измерений и построить карту изменения тол

статочно равномерной сети наблюдений, вероят

щины льда (рис. 5). В среднем за 19 лет по дан

ность ошибки в значении полученного объёма в

ным георадиолокационных измерений толщина

данном случае невелика. Рассчитанный таким об

ледника уменьшилась на 25 м (-1,32 м/год), при

разом объём составил 0,437 км³. Площадь ледни

этом наибольшие изменения (до 40 м) отмечены

ка в 1999 г., измеренная по космическому изоб-

в низкой, северо-восточной части ледника.

ражению Landsat-7, равна 6,94 км². Сравнение

Современный объём льда находился путём

полученных данных показывает, что изменение

сопоставления полученных значений толщин с

объёма по данным повторных георадиолокацион

цифровой моделью поверхности ледника, рас

ных исследований за 19 лет составило -36,4%, а

считанной по результатам геодезической съёмки

площадь ледника при этом сократилась на 23,1%.

2018 г. [19]. На участках, не охваченных съёмкой

Чтобы оценить, как изменилось состояние

(юго-восточная, крутая часть ледника), исполь

тёплого ядра ледника, выполнено пикирование

зовали значения высот из цифровой модели

кровли слоя с интенсивными внутриледнико

ArcticDEM 2015 г., скорректированные с помо

выми отражениями на записях 2018-2019 гг. и

щью новых геодезических данных. Контур лед

вновь были обработаны радарограммы 1999 г.

ника получен с помощью космических изобра

На основе полученных значений очерчен кон

жений Landsat-8, полученных в год проведения

тур распространения тёплого льда, а также рас

съёмки. Его площадь составила 5,34 км². Тол

считан его объём. Расчёты площади и объёма

щину льда на участках, не охваченных съёмкой,

на участках, не охваченных съёмкой 1999 г.,

определяли путём интерполяции между точками

но выделенных как тёплые в 2018 г., выполня

измерений и контуром ледника. Вычисленный

ли в предположении, что они были таковыми

таким образом общий объём льда в 2018 г. равен

и 19 лет назад. Пример сопоставления радаро

0,278 км³. При отсутствии данных о высотах по

грамм по одному из профилей показан на рис. 6.

верхности ледника в 1999 г. объём льда на тот мо

В результате расчётов установлено, что в 2018 г.

мент рассчитывали от поверхности наблюдения,

площадь распространения тёплого льда состав

т.е. не учитывали возможные локальные изме

ляла 0,804 км², а его объём - 0,020 км³ при сред

 33 

Ледники и ледниковые покровы

Рис. 6. Сопоставление радарограмм 1999 (а) и 2018 гг. (б) на близко расположенных участках профилей (см. рис. 1).

1 - положение верхней границы тёплого льда в 1999 г. по измерениям локатором ВИРЛ-2 на частоте 40 МГц; 2 - поло

жение верхней границы тёплого льда в 2018 г. по измерениям локатором PulseEKKO PRO на частоте 50 МГц; 3 - поло

жение ложа ледника

Fig. 6. Comparison of radargrams in 1999 (а) and 2018 (б) along closely located profiles (see Fig. 1)

1 - location of the upper boundary of temperate ice in 1999 registered by the VIRL-2 system at 40 MHz; 2 - location of the upper

boundary of temperate ice in 2018 registered PulseEKKO PRO system at 50 MHz; 3 - glacier bedrock

ней мощности слоя 24,8 м. В 1999 г. эти зна

Заключение

чения были следующие: 1,196 км², 0,035 км³ и

29,0 м соответственно. Таким образом, за 19 лет

Выполненные георадиолокационные иссле

площадь распространения тёплого льда сокра

дования 2018-2019 гг. позволили проследить гра

тилась на 32,7%, а его объём - на 42,5%. Полу

ницу подошвы ледника Альдегонда, определить

ченные значения позволяют сделать вывод, что

его толщину и сопоставить полученные значения

деградация тёплого ядра ледника происходит

с наблюдениями 1999 г. В результате обработки

быстрее, чем его поверхностное стаивание.

данных, полученных в 1999 г., удалось выделить и

 34 

А.Л. Борисик и др.

оконтурить участки тёплого льда и сопоставить их

точнее оценивать толщину ледников и влаж

с современными. Установлено, что площадь лед

ность тёплого льда. Регулярные повторные гео

ника за истёкший период сократилась на 23,1%, а

физические исследования внутреннего строения

объём - на 36,4%, при этом площадь тёплого ядра

политермических ледников Шпицбергена могут

уменьшилась на 32,7%, а его объём - на 42,5%.

стать важным звеном в системе долговременного

Таким образом, относительные темпы внутрен

мониторинга изменений климата и природной

них ледниковых изменений, связанные с тёплым

среды архипелага.

ядром, были выше, чем внешние изменения лед

ника. Доля тёплого льда в общем объёме ледника

Благодарности. Исследования выполнены в

снизилась с 8 до 7%. Полученные результаты по

рамках работ по программе Российской науч

казывают, что наблюдаемое сокращение ледника

ной арктической экспедиции на архипелаге

Альдегонда, которое происходит на фоне обще

Шпицберген (РАЭ-Ш) ФГБУ «ААНИИ» и те

го роста температур воздуха на архипелаге, со

матики НИОКР Росгидромета, а также по теме

провождается его постепенным внутренним ох

Государственного задания № 0148-2019-0004

лаждением. Вероятно, в ближайшем будущем это

(АААА-А19-119022190172-5) и при поддержке

приведёт к трансформации ледника из политер

гранта РФФИ № 18-05-60067.

мического типа в холодный.

Применение современной аппаратуры рас

Acknowledgements. The studies were carried out as

ширяет область применения георадара на ледни

part of the program of the Russian scientific Arctic

ках. Он позволяет уточнить и детализировать его

expedition on the Spitsbergen (RAE-S) of FSBI

внутреннюю структуру. Использование высоко

«AARI», the R&D topics of Roshydromet and

точных ГНСС даёт возможность получать более

under the State contract № 0148-2019-0004

достоверные значения скорости распростране

(AAAA-А19-119022190172-5) and with support of

ния волн в ледниковой толще и соответственно

RFBR grant № 18-05-60067.

Литература

References

1. Zemp M., Huss M., Thibert E., Eckert N., McNabb R.,

Huber J., Barandun M., Machguth H., Nussbaumer S.U.,

Gärtner-Roer I., Thomson L., Paul F., Maussion F., Kutu-

zov S., Cogley J.G. Global glacier mass changes and their

contributions to sea-level rise from 1961 to 2016 // Nature.

contributions to sea-level rise from 1961 to 2016. Nature.

2019. V. 568. Р. 382-386. doi: 10.1038/s41586-019-1071-0.

2019, 568: 382-386. doi: 10.1038/s41586-019-1071-0.

2. Wouters B., Gardner A.S., Moholdt G. Global Gla

cier Mass Loss During the GRACE Satellite Mission

(2002-2016) // Frontiers in Earth Science. 2019. V. 7.

(2002-2016). Frontiers in Earth Science. 2019, 7: 96.

Р. 96. doi: 10.3389/feart.2019.00096.

3. Box J.E., Colgan W.T., Wouters B., Burgess D.O.,

doi: 10.3389/feart.2019.00096.

O'Neel S., Thomson L.I., Mernild S.H. Global sea-level

3. Box J.E., Colgan W.T., Wouters B., Burgess D.O.,

contribution from Arctic land ice: 1971-2017 // Envi

O'Neel S., Thomson L.I., Mernild S.H. Global sea-level

ronmental Research Letters. 2018. V. 13 (12). 125012.

contribution from Arctic land ice: 1971-2017. Envi

doi: 10.1088/1748-9326/aaf2ed.

ronmental Research Letters. 2018, 13 (12): 125012. doi:

4. Morris A., Moholdt G., Gray L. Spread of Svalbard

10.1088/1748-9326/aaf2ed.

glacier mass loss to Barents Sea margins revealed by

4. Morris A., Moholdt G., Gray L. Spread of Svalbard glacier

CryoSat-2 // Journ. of Geophys. Research: Earth

mass loss to Barents Sea margins revealed by CryoSat-2.

Surface. 2020. V. 125. № 8. e2019JF005357. doi:

Journ. of Geophys. Research: Earth Surface. 2020,

10.1029/2019JF005357.

125 (8): e2019JF005357. doi:10.1029/2019JF005357.

5. Kohler J., James T.D., Murray T., Nuth C., Brandt O.,

5. Kohler J., James T.D., Murray T., Nuth C., Brandt O., Bar-

Barrand N.E., Aas H.F., Luckman A. Acceleration in

rand N.E., Aas H.F., Luckman A. Acceleration in thinning

thinning rate on western Svalbard glaciers // Geo

rate on western Svalbard glaciers. Geophys. Research Let

phys. Research Letters. 2007. V. 34. № 18. L18502. doi:

10.1029/2007GL030681.

ters. 2007, 34 (18): L18502. doi: 10.1029/2007GL030681.

6. James T.D., Murray T., Barrand N.E., Sykes H.J., Fox A.J.,

King M.A. Observations of enhanced thinning in the

King M.A.: Observations of enhanced thinning in the

 35 

Ледники и ледниковые покровы

upper reaches of Svalbard glaciers // The Cryosphere.

upper reaches of Svalbard glaciers. The Cryosphere. 2012,

2012. V. 6. Р. 1369-1381. doi: 10.5194/tc-6-1369-2012.

6: 1369-1381. doi:1 0.5194/tc-6-1369-2012.

7. Małecki J. Accelerating retreat and high-elevation thin

ning of glaciers in central Spitsbergen // The Cryosphere.

ning of glaciers in central Spitsbergen. The Cryosphere.

2016. V. 10. Р. 1317-1329. doi: 10.5194/tc-10-1317-2016.

2016, 10: 1317-1329. doi: 10.5194/tc-10-1317-2016.

8. Schuler T.V., Kohler J., Elagina N., Hagen J.O.M., Hod-

son A.J., Jania J.A., Kääb A.M., Luks B., Małecki J., Mo-

holdt G., Pohjola V.A., Sobota I., Van Pelt W.J.J. Reconcil

holdt G., Pohjola V.A., Sobota I., Van Pelt W.J.J. Recon

ing Svalbard Glacier Mass Balance // Frontiers in Earth

ciling Svalbard Glacier Mass Balance. Frontiers in Earth

Science. 2020. V. 8. Р. 156. doi: 10.3389/feart.2020.00156.

Science. 2020, 8: 156. doi: 10.3389/feart.2020.00156.

9. Kotlyakov V., Arkhipov S., Henderson K., Nagornov O. Deep

drilling of glaciers in Eurasian Arctic as a source of paleocli

drilling of glaciers in Eurasian Arctic as a source of paleo

matic records // Quaternary Science Reviews. 2004. V. 23

climatic records. Quaternary Science Reviews. 2004, 23

(11). Р. 1371-1390. doi: 10.1016/j.quascirev.2003.12.013.

(11): 1371-1390. doi:10.1016/j.quascirev.2003.12.013.

10. Sevestre H., Benn D.I., Hulton N.R.J., Bælum K. Ther

mal structure of Svalbard glaciers and implications for

mal structure of Svalbard glaciers and implications

thermal switch models of glacier surging // Journ. of

for thermal switch models of glacier surging. Journ.

Geophys. Research: Earth Surface. 2015. V. 120. № 10.

of Geophys. Research: Earth Surface. 2015, 120 (10):

Р. 2220-2236. doi:10.1002/2015JF003517.

2220-2236. doi: 10.1002/2015JF003517.

11. Fürst J.J., Navarro F., Gillet-Chaulet F., Huss M., Mohol-

11. Fürst J.J., Navarro F., Gillet-Chaulet F., Huss M., Moholdt G.,

dt G., Fettweis X., Lang C., Seehaus T., Ai S., Benham T.J.,

Fettweis X., Lang C., Seehaus T., Ai S., Benham T.J.,

Benn D.I., Björnsson H., Dowdeswell J.A., Grabiec M.,

Kohler J., Lavrentiev I., Lindbäck K., Melvold K., Petters-

Benn D.I., Björnsson H., Dowdeswell J.A., Grabiec M.,

son R., Rippin D., Saintenoy A., Sánchez-Gámez P., Schul-

Kohler J., Lavrentiev I., Lindbäck K., Melvold K., Petters-

er T.V., Sevestre H., Vasilenko E., Braun M.H. The ice-free

son R., Rippin D., Saintenoy A., Sánchez-Gámez P., Schul-

topography of Svalbard // Geophys. Research Letters. 2018.

er T.V., Sevestre H., Vasilenko E., Braun M.H. The ice-

V. 45. Р. 11,760-11,769. doi: 10.1029/2018GL079734.

free topography of Svalbard. Geophys. Research Letters.

12. Лаврентьев И.И., Глазовский А.Ф., Мачерет Ю.Я., Мац-

2018, 45: 11,760-11,769. doi: 10.1029/2018GL079734.

ковский В.В., Муравьев А.Я. Запасы льда в ледниках на

12. Lavrentiev I.I., Glazovsky A.F., Macheret Y.Y., Matskovs-

Земле Норденшельда (Шпицберген) и их изменения за

ky V.V., Muravyev A.Y. Reserve of ice in glaciers on the Nor

последние десятилетия // Лёд и Снег. 2019. Т. 59. № 1.

denskiöld Land, Spitsbergen, and their changes over the

C. 23-38. doi: 10.15356/2076-6734-2019-1-23-38.

last decades. Led I Sneg. Ice and Snow. 2019, 59 (1): 23-38.

13. Мачерет Ю.Я., Глазовский А.Ф., Лаврентьев И.И.,

doi: 10.15356/2076-6734-2019-1-23-38. [In Russian].

Марчук И.О. Распределение холодного и тёплого

13. Macheret Y.Y., Glazovsky A.F., Lavrentiev I.I., Marchuk I.O.

льда в ледниках на Земле Норденшельда (Шпиц

Distribution of cold and temperate ice in glaciers on the

берген) по данным наземного радиозондирова

Nordenskiold Land, Spitsbergen, from ground-based ra

ния // Лёд и Снег. 2019. Т. 59. № 2. С. 149-166. doi:

dio-echo sounding. Led I Sneg. Ice and Snow. 2019, 59 (2):

10.15356/20766734-2019-2-430.

149-166. doi: 10.15356/20766734-2019-2-430. [In Russian].

14. Murray T., Luckman A., Strozzi T., Nuttall A. The ini

14. Murray T., Luckman A., Strozzi T., Nuttall A. The initiation of

tiation of glacier surging at Fridtjovbreen, Svalbard //

glacier surging at Fridtjovbreen, Svalbard. Annals of Glaciol

Annals of Glaciology. 2003. V. 36. Р. 110-116. doi:

ogy. 2003, 36: 110-116. doi: 10.3189/172756403781816275.

10.3189/172756403781816275.

15. Murray T., James T., Macheret Y., Lavrentiev I.,

Glazovsky A., Sykes H. Geometric Changes in a Tide

water Glacier in Svalbard during its Surge Cycle. Arc

water Glacier in Svalbard during its Surge Cycle //

tic, Antarctic, and Alpine Research. 2012, 44 (3): 359-

Arctic, Antarctic, and Alpine Research. 2012. V. 44.

367. doi: 10.1657/1938-4246-44.3.359.

№ 3. Р. 359-367. doi: 10.1657/1938-4246-44.3.359.

16. Jiskoot H., Murray T., Boyle P. Controls on the distribution of

16. Jiskoot H., Murray T., Boyle P. Controls on the dis

surge-type glaciers in Svalbard. Journ. of Glaciology. 2000,

tribution of surge-type glaciers in Svalbard // Journ.

46 (154): 412-422. doi: 10.3189/172756500781833115.

of Glaciology. 2000. V. 46. № 154. Р. 412-422. doi:

17. Sund M., Eiken T., Hagen J.O., Kääb A. Svalbard surge dy

10.3189/172756500781833115.

17. Sund M., Eiken T., Hagen J.O., Kääb A. Svalbard

namics derived from geometric changes. Annals of Glaciolo

surge dynamics derived from geometric changes. An

gy. 2009, 50 (52): 50-60. doi: 10.3189/172756409789624265.

nals of Glaciology. 2009. V. 50. № 52. Р. 50-60. doi:

18. RGI Consortium. Randolph Glacier Inventory - A Data

10.3189/172756409789624265.

set of Global Glacier Outlines: Version 6.0, Technical Re

18. RGI Consortium. Randolph Glacier Inventory - A Data

port, Global Land Ice Measurements from Space, Colo

set of Global Glacier Outlines: Version 6.0, Technical Re

rado, USA. Digital Media. 2017. doi: 10.7265/N5-RGI-60.

port, Global Land Ice Measurements from Space, Colo

19. Terekhov A.V., Tarasov G.V., Sidorova O.R., Demidov V.E.,

rado, USA. Digital Media. 2017. doi: 10.7265/N5-RGI-60.

Anisimov M.A., Verkulich S.R. Estimation of mass balance

 36 

А.Л. Борисик и др.

19. Терехов А.В., Тарасов Г.В., Сидорова О.Р., Демидов В.Э.,

of Aldegondabreen (Spitsbergen) in 2015-2018 based on

Анисимов М.А., Веркулич С.Р. Оценка баланса массы

ArcticDEM, geodetic and glaciological measurements.

ледника Альдегонда (Западный Шпицберген) в 2015-

Led I Sneg. Ice and Snow. 2020, 60 (2): 192-200. doi:

2018 гг. на основе модели ArcticDEM, геодезических

10.31857/S2076673420020033. [In Russian].

и гляциологических данных // Лёд и Снег. 2020. Т. 60.

20. Lavrentiev I.I. The structure and regime of glaciers in Nor

№ 2. С. 192-200. doi: 10.31857/S2076673420020033.

denskjold Land (Spitsbergen) based on remote sensing data.

20. Лаврентьев И.И. Строение и режим ледников

PhD-theses. Moscow: MSU, 2008: 24 p. [In Russian].

Земли Норденшельда (Шпицберген) по данным

21. Navarro F.J., Glazovsky A.F., Macheret Yu.Ya., Vasi-

дистанционных и сследований: Автореф. дис.

lenko E.V., Corcuera M.I., Cuadrado M.L. Ice-volume

на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. М.: МГУ

changes (1936-1990) and structure of Aldegondab

им. М.В. Ломоносова, 2008. 24 с.

reen, Spitsbergen // Annals of Glaciology. 2005, 42:

21. Navarro F.J., Glazovsky A.F., Macheret Yu.Ya., Vasi-

158-162. doi: 10.3189/172756405781812646.

lenko E.V., Corcuera M.I., Cuadrado M.L. Ice-volume

22. Chernov R.A., Muraviev A.Y. Contemporary changes

changes (1936-1990) and structure of Aldegondab

in the area of glaciers in the western part of the Nor

reen, Spitsbergen // Annals of Glaciology. 2005. V. 42.

denskjold Land (Svalbard). Led i Sneg. Ice and Snow.

Р. 158-162. doi: 10.3189/172756405781812646.

2018, 58 (4): 462-472. doi: 10.15356/2076-6734-2018-

22. Чернов Р.А., Муравьев А.Я. Современные измене

4-462-472. [In Russian].

ния площади ледников западной части Земли Нор

23. Vasilenko E.V., Glazovsky A.F., Macheret Y.Y., Navarro F.J.,

деншельда (архипелаг Шпицберген) // Лёд и Снег.

Tokarev M.Yu.,. Kalashnikov A.Yu, Miroshnichenko D.E.,

2018. Т. 58. № 4. С. 462-472. doi: 10.15356/2076-

Reznikov D.S. Radiophysical studies of Aldegondabreen,

6734-2018-4-462-472.

Spitsbergen in 1999. Materialy Glyatsiologicheskikh Issle-

23. Василенко Е.В., Глазовский А.Ф., Мачерет Ю.Я.,

Наварро Ф.Х., Токарев М.Ю, Калашников А.Ю.,

dovaniy. Data of Glaciological Studies. 2001, 90: 86-99.

Мирошниченко Д.Е., Резников Д.С. Радиофизиче

[In Russian].

ские исследования ледника Альдегонда на Шпиц

24. Mavlyudov B.R. About new type of subglacial channels,

бергене в 1999 г. // МГИ. 2001. Вып. 90. С. 86-99.

Spitsbergen. Glacier Caves and Glacial Karst in High

24. Mavlyudov B.R. About new type of subglacial channels,

Mountains and Polar Regions. Ed. B.R. Mavlyudov.

Spitsbergen. Glacier Caves and Glacial Karst in High

Moscow: Institute of Geography RAS, 2005: 54-60.

Mountains and Polar Regions / Ed. B.R. Mavlyudov.

https://istina.ips.ac.ru/collections/84215851/.

Moscow: Institute of Geography RAS, 2005. Р. 54-60.

25. Irvine-Fynn T.D.L., Hodson A.J., Moorman B.J.,

https://istina.ips.ac.ru/collections/84215851/.

Vatne G., Hubbard A.L. Polythermal Glacier Hydrol

25. Irvine-Fynn T.D.L., Hodson A.J., Moorman B.J.,

ogy: A review. Review of Geophysics. 2011, 49 (4):

Vatne G., Hubbard A.L. Polythermal Glacier Hydrol

RG4002. doi: 10.1029/2010RG000350.

ogy: A review // Review of Geophysics. 2011. V. 49.

26. Willis I.C., Rippin D.M., Kohler J. Thermal regime

№ 4. RG4002. doi: 10.1029/2010RG000350.

changes of the polythermal Midre Lovénbreen, Sval

26. Willis I.C., Rippin D.M., Kohler J. Thermal regime chang

bard. In The Dynamics and Mass Budget of Arctic

es of the polythermal Midre Lovénbreen, Svalbard. In:

Glaciers (Extended Abstracts). 2007, IASC Work

The Dynamics and Mass Budget of Arctic Glaciers (Ex

ing Group on Arctic Glaciology Meeting. Pontresina

tended Abstracts). 2007. IASC Working Group on Arctic

(Switzerland). IMAU.

Glaciology Meeting. Pontresina (Switzerland). IMAU.

27. Vasilenko E.V., Glazovsky A.F., Lavrentiev I.I., Mache-

27. Василенко Е.В., Глазовский А.Ф., Лаврентьев И.И.,

ret Y.Y. Changes of hydrothermal structure of Austre

Мачерет Ю.Я. Изменение гидротермической

Grønfjordbreen and Fridtjovbreen Glaciers in Sval

структуры ледников Восточный Гренфьорд и Фри

bard. Led I Sneg. Ice and Snow. 2014, 1 (125): 5-19.

тьоф на Шпицбергене // Лёд и Снег. 2014. № 1

doi: 10.15356/2076-6734-2014-1-5-19. [In Russian].

(125). С. 5-19. doi: 10.15356/2076-6734-2014-1-5-19.

28. Gusmeroli A., Jansson P., Pettersson R., Murray T. Twen

28. Gusmeroli A., Jansson P., Pettersson R., Murray T. Twenty

ty years of cold surface layer thinning at Storglaciären,

years of cold surface layer thinning at Storglaciären, sub-

sub-Arctic Sweden, 1989-2009. Journ. of Glaciology.

Arctic Sweden, 1989-2009 // Journ. of Glaciology. 2012.

2012, 58 (207): 3-10. doi:10.3189/2012JoG11J018.

V. 58. № 207. Р. 3-10. doi: 10.3189/2012JoG11J018.

29. Macheret Y.Y. Radiozondirovanie lednikov. Radio-echo

29. Мачерет Ю.Я. Радиозондирование ледников. М.:

Научный мир, 2006. 389 с.

sounding of glaciers. Moscow: Scientific World, 2006:

30. Lapazaran J., Otero J., Martín-Español A., Navarro F. On the

389 p. [In Russian].

errors involved in ice-thickness estimates I: ground penetrat

30. Lapazaran J., Otero J., Martín-Español A., Navarro F. On

ing radar measurement errors // Journ. of Glaciology. 2016.

the errors involved in ice-thickness estimates I: ground

V. 62. № 236. Р. 1008-1020. doi: 10.1017/jog.2016.93.

penetrating radar measurement errors. Journ. of Glaciol

31. Мачерет Ю.Я. Оценка содержания воды в лед

ogy. 2016, 62 (236): 1008-1020. doi: 10.1017/jog.2016.93.

никах по гиперболическим отражениям // МГИ.

31. Macheret Y.Y. Estimation of water content in glaciers using

2000. Вып. 89. С. 3-10.

hyperbolic reflections. MGI. 2000, 89: 3-10. [In Russian].

 37 