Гидрологические исследования на пульсирующем леднике Блэк-Репидс и почти
стационарном леднике Фелс на Аляске показали (Каутопд4 ег а!., 1995), что в лет-
ние периоды (с середины мая до середины августа) их медленные дренажные си-
стемы переносят около 80—-90% воды, а наложенные быстрые системы — осталь-
ные 10—20% воды. Последние развиты в нижней трети длины ледников, в области
абляции, и включают в себя поверхностные водотоки, ледниковые колодцы и под-
ледные каналы.В небольших альпийских ледниках максимальный сезонный запас
воды может составлять около 200 мм в слое воды, осредненном по площади ложа,
с дневными флуктуациями более 20—30 мм (Тапебогп, 1975; \УШв ег а!., 1991). Это
позволяет предположить, что подледниковые полости обеспечивают большую часть
запаса воды, хотя этот вопрос требует уточнения. Так, судя по оценкам (НаПе{, Ап-
Яегвоп, 1980), объем связанной системы полостей под ледником Кастлгард (США)
эквивалентен слою воды толщиной всего 27 мм, что на два порядка меньше объема
обнажившейся системы полостей на леднике Блэкфут (США) (\Ма14ег, НаПех, 1979)
и на леднике Цанфлерон (Швейцария) (5Вагр е{ а!., 1989).
Очень большая емкость подледниковых полостей была обнаружена на пульси-
рующем леднике Варигейтед во время его подвижки в 1982—1983 гг., когда сред-
няя толщина слоя воды под ледником была около 1 м (НитрИгеу, Каутопд, 1994).
Такой запас воды в подледниковых полостях кажется очень большим, даже если
предположить, что ложе ледника чрезвычайно шероховато и подошва ледника ка-
сается его только местами.
Подледниковый тилл также может играть важную, хотя и не преобладающую
роль в сезонном накоплении воды (Еоитат, \Ма1йег, 1998). Неконсолидированный
слой тилла под ледником на площади 1 км’, имеющий толщину 0,25 м и пористость
30%, сможет накопить запас воды, эквивалентный слою воды 75 мм. Однако по дан-
ным бурения (Ттойет е? а!., 2001), толщина слоя тилла под теплыми ледниками мо-
жет достигать 7 м, и, следовательно, он может содержать количество воды, соизме-
римое с сезонным запасом воды в теплых ледниках.
Видеосъемки в скважинах на политермическом леднике Стур (Швеция) позво-
лили предположить (Нагрет, НитрАтеу, 1995; Робдо1а, 1994), что внутриледниковые
полости и каналы, возможно, частью изолированные, занимают 0,4-1,3% объема,
хотя некоторые из них, вероятно, изолированы. При этом вполне достаточно око-
ло 1%, чтобы объяснить вычисленные подледные давления воды (Еоцшиат, 1994).
Даже если все полости и каналы полностью заполнены водой, то запас воды в них
должен быть эквивалентным слою воды толщиной 10 мм. Это на порядок меньше
или соизмеримо с предыдущими оценками объемов подледниковых полостей в не-
пульсирующих теплых ледниках и количества воды в подледниковых отложениях.
Таким образом, внутриледниковая вода может давать определенный вклад в подпи-
тывание подледниковых полостей и отложений. Интенсивность и скорость поступ-
ления воды с поверхности существенно влияют на пространственно-временные
вариации давления воды на ложе и в подстилающих отложениях, поле гидравличе-
ского потенциала и динамику ледников. Вероятно, отмеченные особенности харак-
терны не только для теплых, но и для политермических ледников.
В области абляции холодных ледников вода может проникать из наледниковых
озер через ледниковые колодцы и по зонам концентрации трещин и дробления льда
на значительную глубину (несколько сотен метров) и даже достигать ложа, вызывая
там повышение давления воды (Ра5 её а., 2008). Способность ледников запасать
воду модулирует быстрые изменения в давлении воды на ложе, может поддержи-
34