расходом 8700 м“/с. По данным измерений уровня воды в озере, СР5- и сейсмиче-
ских измерений, спуск воды сопровождался подъемом ледниковой поверхности на
1,2 м с максимальной скоростью 12 м/ч, ее горизонтальным смещением на 0,$ м со
скоростью, значительно превышавшей региональную скорость движения льда, и
повышением сейсмической активности (Оа5 ет а!., 2008).
Летом 2011 г. в Западной Гренландии с помощью ОСР$-измерений в пяти точ-
ках вокруг двух наледниковых озер, где были установлены датчики давления, уда-
лось проследить за их опорожнением и показать, что оно регулировалось двумя
разными механизмами с разными динамическими откликами на них ледникового
покрова (Тейебвсо её а!., 2013). Меньшее из двух озер — оз. Хаф-Мун 69,573° с.ш.,
49,805° з.д., с максимальной глубиной, площадью и объемом 1,6 м, 60 000 м’и
200 000 м` соответственно — опорожнялось медленно (более 24 ч), перелившись
по каналу в уже существовавший ледниковый колодец. Более крупное оз. Понтинг
69.589° с.ш., 49,8783° з.д., с максимальной глубиной, площадью и объемом 5,2 м,
480 000 м? и 1 500 000 м° соответственно, опорожнилось быстро (менее чем за 2 ч),
прорвавшись через трещину растяжения, открывшуюся прямо на дне озера. При
медленном спуске оз. Хаф-Мун скорости движения ледника в прилегающей обла-
сти временно возросли в 4—5 раз, тогда как при быстром спуске оз. Понтинг они
увеличились в 15 раз. Вздымание поверхности ледника в первом случае тоже было
меньше (0,1 м), чем во втором (0,2 м), хотя после первого спуска подледниковая си-
стема стока должна была стать более разработанной. На основе этих наблюдений
был сделан вывод, что при оценке степени воздействия озер на динамику леднико-
вого покрова необходимо учитывать, по какому типу шло опорожнение: медленно-
го перелива или быстрого прорыва ('Тейезсо е{ а!., 2013).
2.3.3. Глубина и объем наледниковых озер
и водоемов по данным А5ТЕВ
В прибрежных районах Гренландии и на ледниковых куполах в Арктике в пе-
риод летнего таянии в зоне снежных болот образуются водоемы больших размеров
(Еспетеуег ет а!., 1991; ЗехеК е! а!., 1993; Глез1ю! ег а!., 1980). Для оценки их глуби-
ны могут быть использованы данные космических съемок в видимом диапазоне, в
частности многоканальные снимки АЗТЕК ($пеей, НатиИоп, 2007) с использова-
нием методов (Гухепгва, 1978), основанных на применении закона Бутера—Ламбер-
та-Бера, устанавливающего связь между спектральным излучением воды /(г, \) на
глубине г и на ее поверхности:
Г(г No) = 1(0,%) ехр [-К,(2)], 
(2.11)
где /(0, No) — спектральное излучение поверхности воды (г = 0), К, — показатель
поглощения в воде, зависящий от длины волны Л. и содержания примесей в воде.
В логарифмической форме глубина г определяется из соотношения (РАПрой,
1989):
2 = п (А, — К) — @ (К, 
- К.)|/(-8), 
(2.12)
где А, — альбедо дна водоема, В, — отражательная способность оптически глубокой
воды, & ‚ — отражательная способность воды на некоторой глубине, е = К, + а, —
89