Государственный ордена Трудового Красного Знамени гидрологический институт

РУКОВОДЯЩИЙ НОРМАТИВНЫЙ ДОКУМЕНТ

ОХРАНА 1ГО1Р0ДЫ. ГИДРОСФЕРА

Методические указания Правила ведения учета поверхностных вод РД 52.08.18-84 - РД 52.08.25-84

Государственный ордена Трудового Красного Знамени гидрологический институт

РУКОВОДЯЩИЙ НОРМАТИВНЫЙ ДОКУМЕНТ ОХРАНА ПРИРОДЫ. ГИДРОСФЕРА Методические указания Правила ведения учета поверхностных вод РД 52.08.18-84 - РД 52.08.25-84

георологическимк и акги номе греческими показателями, эго даег возможность производить балансовые расчеты за длительные периоды.

2.12. Методика и порядок определения объема льда ледников изложены в работах /17, 2G /.

Для получения запаса воды, содержащегося в леднике, объем льда необходимо умножить на величину средней его плотности.

3. ТОЧНОСТЬ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ЗАПАСОВ ВОДЫ В ЛЕДНИКАХ

3.1.    Опенка точности геофизических методов в применении к определению толщины ледников довольно ненадежна.

В целом ошибки определения толщины ледников гравиметрическим методом составляют 5 - 10%, электрометрическим мегодом - 10 - 1Ь%, сейсмическим методом - 10 - 15% и радиолокационным методом 3 - 5%.

При этим приведенные величины ожибок относятся к измерениям толщины ледников в отдельных точках или на профилях. Распространение этих данных на весь ледник связано с ошибками, значения которых неизвестны.

3.2.    Методика оценки точности определения объема ледников расчетными методами не разработана. Суммарная погрешность расчета объема ледников зависят от ошибок ооставления карг, определения по ним контуров ледников, измерения морфометрических показателей в ошибок самих методов расчета.

Известно / 29, 92 /, что относительная ошибка определения площади ледников уменьшается о увеличением самой площади. Также уменьшается ошибка измерения средней мощности и объема для ледников с площадью меньшей 30 - 40 км².

В целом точность расчета объема льда по формулам (2) в (3) составляет 25 - 30%.

4. ФОРШ УЧЕТА И ОБОШЛИ ШФОР.яАЦ/Ы 0 лОДШХ РЕСУРСА ЛЕЙКОЗ

4-1. Ре зу ль га ты гидрологических, метеорологических и ак-глнометрическях наблюдений заносятся в книжки, предназначенные для этих вчдоз работ ia горных реках и утвержденные Госкомгид-рометом / 47, 4Ь, Ьс, 70 /.

4.2.    Данные точечных или профильных (на створах) измерений толщины льда, стаявшего (абляция) или накопленного (аккумуляция) за определенные зремен^е интервал*: записываются в специальные книжки, формы которых приведены в / VI /.

4.3.    Данные измерении мощности ледника в отдельных точках заносятся в таол.1, а если измерения проводятся по створам, го в табл.2, формы которых приводятся ниже.

4.4.    На основе точечных или профильных измерений по форме габл.З производится обобщение дачных о гоиознх измерениях массы ледника, а следовательно, и определения на основе этих дачных изменений запасов воды ледника за год.

4.5.    Результаты расчета объема ледника заносятся в форьту табл.4.

УДК 556.124.4

РУлОЗОДПЛЛ НОРЛАТИВНЫИ ДОКУМЕНТ

ОХРАНА природа    РД    52.08.22-84

ГИДР00ФЗРА

Методические указания Правила ведения учета поверхностных вод Учет вод ледников

Настоящий раздел Методических указаний устанавливает основные правила учета водных ресурсов ледников, включая организацию системы наблюдений, методы определения запасов вода в ледниках и оценки их точности, формы учета и обобщения информации.

I. СИСТЕМА нАьлдаыил ДЛЯ УЧЕТА ВОД ЛЗДНИКОВ

1.1.    Наиболее полным.источником сведений о ледниках Советского Союза является Каталог ледников СССР, содержащий данные о масштабах современного оледенения и используемый для ведения ЛИС ГВК. Это единственный вид гляциологических работ, выполненных по единой для СССР программе и методике.

1.2.    Для учета водных ресурсов ледников используются результаты стандартных гидрологических, метеорологических и ак-тиномеТрических наблвдений, а также специфических гляциологических наблюдений.

1.3.    Гидрологические наблюдения на реках, берущих начало из ледников, выполняются в соответствии с требованиями Наставлений Госкомпроме та / 47, 48 /.

Т.4. Специфические гляциологические работы выполняются различными организациями и различными методами, основными из которых являются геофизические и геодезические методы. К ним относятся, в первую очередь, наблюдения за аккумуляцией и аб-ляпией по рейкам, за поверхностной скоростью движения ледки-

РД 52.08.22-84 Сгр.2 ков, исследование температуры в скважинах, изучение структуры снежао-фирновой толщи в шурфах и по кернам, полученным в результате бурения.

Методика и требования к стандартным работам приведены в / 71 /. Значительная часть работ, выполняемых в настоящее время на ледниках, производится новыми, не регламентированными еще Насгавления?ли и Руководствами методами, к числу которых относятся термобурение, исследование изотопного состава снек-но-фирновой толщи, палинологические исследования, изучение распределения температуры по глубине гермодагчиками и др.

1.5. Метеорологические и акгинометрические наблюдения на ледниках выполняются в соответствии с требованиями Наставлении Госкомгидромета / 52, 70 /,

2. МЕТОДУ ОПЩВДЕНИЯ ЗАПАСОВ ВОДЫ В ЛЕДНИКАХ

2.1.    Определение запасов воды в ледниках, основанное на оценке мощности ледников, может быть выполнено гравиметрическим, магнитометрическим, электрометрическим, сейсмическим, радиолокационным и расчетным методами.

2.2.    Гравиметрический метод основан на изучении из?иенений поля силы тяжести, обусловленных геологическими объектами, которые отличаются по своей плотности от вмещающих пород / 30/.

2.2.1,    Для измерения изменений силы тяжести применяют гравиметры, построенные по принципу пружинных весов. Малый вес и портативность приборов позволяет проводить ускоренные (в течение 3-5 минут) измерения в труднодоступных и труднопроходимых районах.

2.2.2.    Силв тяжести является равнодействующей нескольких сил: сил притяжения всей массы Зеглли, центробежной силы, возникающей вследствие суточного ее вращения, и сил лунно-солнечного притяжения. Она зависит, с одной стороны, от причин, обусловленных формой и вращением Земли (нормальное поле), а с другой, - от неравномерностей распределения плотности земной коры по вертикали и горизонтали (аномальное поле). За нормальное поле принимается распределение силы тяжести на поверхности

теоретической Земли (эллипсоида вращения или сфероида - с учетом сжатия Земли у полюоов) в предложении, что Земля состоит из однородных по плотности концентрических слоев, не имеет структурных особенностей и по форме близка к геоиду.

2.2.3.    Лаблюденлые значения силы тяжести и, следовательно, вычисленные по ним аномалии отражают наложенные друг на друга влияния многих шоо, расположенных ниже физической поверхности наблюдений, поэтому однозначная интерпретация аномалий невозможна без предварительного разделения влияния отдельных возмущающих масс и выделения из них гой составляющей аномального поля, которая связана с исследуемым объектом. Задача сводится к разделению наблюденной аномалии на локальную (остаточную) и региональную составляющие, обусловленные иссле-дуелым геологическим объектом и другими неизвестными источниками. на практике неоднозначность интерпретации обусловлена также неточностью определения аномалий из-за ошибок измерений и редуцирования, определение аномалий в дискретных точках и г.д.

2.2.4.    Благоприятной.предпосылкой применения гравиметрического метода для определения толщины и подледного рельефа ледников является большая разность плотностей льда и подстилающих пород (в среднем - 1,7 - 1,8 г/см³).

2.2.5.    Интенсивные аномалии, создаваемые ледником (от нескольких до десятков миллигал), сравнительно просто могут быть обнаружены с помощью современных гравиметров, имеющих инструментальную точность до $ 0,03 - 0,06 мгал. Кроме тоги, положение и конфигурация исследуемого возмущающего тела - ледника - известны с гой или иной точностью из прямых измерений, а вариации средней плотности материала ледника незначительны.

В силу этого неоднозначность решения задачи существенно ограничена по сравнению с другими объектами гравиметрической разведки и сводится к нахождению глубины залегания рельефа одной контактной поверхности - ложа ледника. Основная трудность заключается в правильном учете регионального фона, а также в определении поправки на рельеф в горных областях.

2.2.6, При условии достаточно тщательных измерений, редуцирования и учета регионального фона может быть получена приемлемая точность гравиметрических определений мощности ледников - около 10 - 15 м,

2.3.    Применение магнитометрического метода, основанного на изучении изменений магнитного поля Земли, обусловленных неодинаковой намагниченностью различных пород / 2 /, не рекомендуется из-за малой его эффективности*

2.4.    Электрометрические методы разведки, основанные на изучении электрических полей, существующих в Земле в силу различных естественных процессов или создаваемых искусственно/ 2/, среди которых для измерения мощности ледников наибольшее распространение получил метод сопротивлений, в частности, метод вертикального электрического зондирования (333) / 3 /, являются мало эффективными.

Из-за значительных недостатков метода, связанного с ненадежностью гальванического контакта электродов с изучаемой средой, низкой производительностью, сравнительно большим весом и громоздкостью оборудования, зависимостью результатов измерений от погодных условий, а также ограниченностью зондирования по глубине, применение метода электрозондировагшя для измерения толщины ледников и ледниковых покровов не рекомендуется.

2.5.    Сейсмический метод разведки основан на изучении распространения в исследуемой среде упругих волн, возбуждаемых искусственным путем с помощью взрывов или ударов / 2, 3, 31 /•

2.5.1. Упругие волны распространяются во всех направлениях от источника возбуждения. Падающая волна претерпевает отражение и преломление на границах сред с различными упругими свойствами и возвращается к поверхности, где создает колебания почвы, которые регистрируются с помощью сейсмоприемников. Определяя по сейсмограммам время пробега отраженных и преломленных волн от пункта взрыва к сейсмоприемникам, установленным вдоль профиля измерений, и исследуя характер колебаний (амплитуду, фазу, частоту) по годографам и записям волн можно

усгановигь глубину залегания, угол наклона и форму сейсмогео-логических границ, скорости распространения волн в покрывающей и подсгила.ищей средах, а также геологическую природу выявленных границ и свойства зондируемой среды.

2.5.2.    Различают два основных методы сейсмозондирования: метод отраженных воля (МОВ) и метод преломленных волн (МПЗ):

МОВ основан на изучении волн, возникающих при отражении от границы раздела двух сред с различными волновыми сопротивлениями. Падающий луч отражается по законам геометрической оптики: угол падения равен углу отражения. Вследствие этого отраженные волны наблюдаются вблизи пункта взрыва.

МПВ основан на изучении головных преломленных волн, возникающих при движении вдоль границы раздела двух сред скользящей преломленной волны. Зга волна образуется тогда, когда угол падения равен критическому углу и скорость распространения волн в подстилающей среде больше, чем в покрывающей. Головные преломленные волны наблюдаются вдали от пункта взрыва на расстояниях, соизмеримых с глубиной залегания преломляющей границы. Поэтому измерения ^:ШВ более трудоемки при изучении глубокозалега.вдх горизонтов, чем измерения МОВ. К тому же интерпретация данных iffiB возможна лишь тогда, когда имеются два (встречных или нагоняющих) годографа, полученных из разных пунктов взрыва.

2.5.3.    На горных ледниках для определения толщины льда используются либо МОВ, либо МПВ, либо комбинированный метод отраженных и преломленных волн. Выбор метода зависит от толщины ледника и от характера подстилающих пород. На ледниках с небольшой мощностью льда (до 50 - ICO м) МПВ дает лучшие результаты (при условии, что скорость распространения волн в подстилающих породах больше, чем во льду).

До недавнего времени сейсмический метод являлся единственным физическим метолом, позволяющим получать достоверные данные о толщине ледников.

2.6. Радиолокационный метод измерения толщины ледников основан на свойстве радиоволн распространяться в диэлектрических средах и отражаться на границах раздела сред с различными диэлектрическими свойствами / 2, 28 /.

РД ь2.08.22-84 Сто.6

2.6Л. Благоприятными предпосылками являются: сравнительно малые потери на поглощение радиоволн во льду, значительное различие диэлектрических характеристик льда и подегалаю-щих пород, незначительные потери при отракенил электромагнитной энергии от верхней границы ледника. Последнее обстоятельство позволяет осуществлять зондирование ледников дистанционно, с воздушного транспорта, с использованием импульсного метода радиолокации.

2.6.2. Основные параметры распространения радиоволн в ледниках v скорость, поглащение, коэффициент о гранте ния от поверхности и ложа, преломление) определяются диэлектрическими свинствами льда, приводящими к важным следствиям для техники радиозондирования:

I. Учитывая, что поглощение растет с повышением частоты, частоты радиозондирования холодных ледниковых покровов обычно выбираются не выше 440 МГц. Частоты Ь0 - 300 МГц предпочтительней, т.к. на более высоких частотах рассеяние огг неровностей ложа может уменьшить коэффициент отражения и, следовательно, возможность обнаружения отраженного от ложа сигнала.

На более низких частотах возрастают ионосферные помеха и помехи от других радиотехнических служб, а также размеры антенных устройств. Для зондирования горных ледников важно использовать более осгронапревленкые антенны (что технически возможно лишь на частотах выше 440 МГц), чтобы уменьшить помехи за счет рассеяния на неровностях поверхности и внутренних неоднородностях ледника (особенно.ча "теплых" ледниках) и за счет отраже^:шя от окружающих склонов. С другой стороны, на более высоких частотах возрастает как поглощение, так и рассеяние, поэтому целесообразно перейти на более низкие частоты. Зги противоречивые требования реализуются сейчас в двух подходах к созданию соответствующей аппаратуры. Один подход основан на использовании сравнительно высоких частот (порядка 620 Жц) и узконаправленных антенн, другой - на использовании сравнительно низких частот (порядка 1-5 МГц), но для повыхе шя разрешения по дальности применяются возможно более короткие импульса.

2. Суммарное ослабление электромагнитного сигнала при зон-диpoвaниJ ледников в основном зависит от их температуры и толщины, а также от внутренней структуры. В холодных ледниковых покровах поглощение относительно мало, т.к. лед имеет низкие температуры для большей части ледниковой толщи. Кроме того, потери на рассеяние и отражение от структурных неоднородностей также относигельчо невелики. Вследствие этого на большей части маршрутов нгзе.люго и аэрозондирования регулируются устойчивые отражения от ложа, которые трудно спутать с отражениями от внутренних слоев в леднике, отличающихся по диэлектрическим своисгвам.

На горных и особенно "теплых" ледниках картина сложнее. Во-первых, их телперагура более высокая и, следовательно, потери на поглощение выше. Во-вторых, слой воды или влажного снега на поверхности ледника, а также прослойка льда различной плотности вносит дополнительные потери, которые также снижают глубину зондирования. В-третьих, рассеяние на более изрезанной поверхности, прослойках и линзах льда в снежно-фирновой толще и включениях воды и отражения от горного обрамления могут маскировать отражения от ложа или вообще препятствовать выделению их на фоне помех. Вследствие этого радиозондирование горных ледников, особенно "теплых", представляет более сложную проблему, чем радиозондирование холодных ледниковых покровов.

По этим и другим причинам можно считать, что проблема радиозондирования, в том числе и с воздушного транспорта, полностью решена для холодных ледниковых покровов, а также для "субполярных" ледников, средняя температуре которых на i - 2° ниже 0°С, а влияние талой воды распространяется на самые верхние горизонта /2, 28 /. На "теплых" ледниках хорошие результаты получены пока лишь при наземном радиозондировании.

2.7. Сложность геофизических методов и невозможность выполнения необходимых измерений на значительном числе ледников вынуждает пользоваться менее точными, но более простыми, расчетными способами. Их число весьма велико, они исходят из различных предпосылок и требуют разной информации / 19, 91 /.

2.8.    Определение объема льда в целом по группе ледников может быть выполнено методом Дь.Нач, который заключается в расчете толщины льда по формуле:

^k * Icnir ’

где Ji - средняя толщина льда; м ; ОС - уклон ледника, ho - 11-консгапга.

Для ледников разных морфологических типов формула (I) дает значительные систематические ошибки. Кроме того, на результатах расчета толщины льда сказывается погрешности определения уклона ледника, которые находятся по разности высот верхней и нижней точек ледника и его длине.

2.9.    Более точным является метод, предложенный Н.В.Ера-совым / 17 /, для расчета ооъема льда в горном леднике (Wkm³), По этому методу объем льда определяется по фор1уле:

W ^ 0,027 Г* ,    (2)

где Г - площадь ледника в км²; значения которой для каждого ледника имеются в Каталоге.

2.10.    Для расчета объема льда, содержащемся в целой группе ледников, расположенных в некотором речном бассейне может быть рекомендована формула

W * 0,04-—,    (3)

где /V - число ледников* F - общая их площадь (км²),

W - объем (км³).

2.11.    Одним из основных способов определения годовых изменений запасов воды ледника является метод баланса льда, накопленного и стаявшего за год,

Баланс изменений запасов воды ледника рассчитывается или по общему, или по чистому объему величин абляции и аккумуляции льда за короткие интервалы времени (месяц, сезон, год). Поскольку величины этих составляющих надежно коррелируют с ме-