Низкая скорость Р-волн характерна только для очень пористых материалов с низ-
ким эффективным давлением поровой воды (скорость Р-волн в воде около 1800 м/с).
Скорость Р-волн зависит в основном от пористости л и плотности р отложений, тог-
да как скорость поперечных волн наиболее чувствительна к эффективному давле-
нию АР — разности давления перекрывающего льда и порового давления воды в слое.
Модуль объемного сжатия / слоя может быть выражен как (В1апКепзПтр е? а|.,
1987)
& = [(1 - п) В, + иВ,] ! + 43 ру, 
(2.99)
где В, и В, — сжимаемость осадочных пород и воды. Для типичной породы
В = 2,6: 10 ' м”/Н, для пресной воды при 0 °С В, = 5,0: 10 
° м’/Н. Из соотношения
К = р/ можно оценить плотность отложений р = (1 — п)р, + пр„и их пористость л
при р, = 2,6: 10° кг/м`и р„ = 10° кг/м”.
В результате, по данным о максимальных скоростях И, было показано, что по-
ристость подледникового слоя превышает (0,32-+0,2 и с учетом данных лабораторных
измерений разных типов грунтов она была принята равной 0,4. Для ледяного пото-
ка Р пористость тилла оценена равной 0,3—0,4, а его плотность — от 1750150 кг/м°
до 1900-150 кг/м° (Регегв ег а!., 2007).
По скорости поперечных $-волн можно также оценить эффективное поровое дав-
ление АР в слое тилла, во многом определяющее напряжение сдвига под действи-
ем вышележащего льда. По экспериментальным данным, под ледяным потоком В
средняя величина АР составляет 50+40 кПа.
Чтобы получить картину распределения толщины слоя тилла под ледяным по-
током, в 1984—-1985 гг. сейсмические измерения МОВ были выполнены на двух па-
раллельных профилях длиной 8,3 км, проходящих поперек течения льда (Кооппеу е!
а!., 1987). Полученные данные показали, что слой тилла изменяется по толщине, но
непрерывен почти по всей длине профиля и имеет в среднем толщину 6,5 м. Верх-
няя поверхность слоя тилла гладкая, но его нижняя граница изменчива по продоль-
ному профилю. Такие заполненные тиллом понижения длиной около 1000 м имеют
относительную глубину 6—13 м. На отдельных выступах толщина тилла становится
меньше 2 м или он вообще исчезает. С ними связаны так называемые «точки при-
липания» ледника к ложу (5йсКу зро!$), хотя в целом основное движение ледяного
потока В происходит за счет деформации придонного слоя тилла.
Оценка по амплитудным и фазовым характеристикам сейсмических от-
ражений. В работе (КтсВаг@5, 1988) показано, что отражения сейсмических волн
от ложа ледника чувствительны к существованию подледниковой воды и механиче-
ским свойствам базальной зоны, а фаза продольных Р-волн и поперечных $-волн —
к условиям сдвига на ложе.
Коэффициент отражения Р-волн, проникающих по нормали из среды 1 (лед) в
среду 2 (субстрат), равен
В = (р›до — р,0,)/(ро0о 
7 р,0), 
(2.100)
где р — плотность среды, @, = р, И, 0% = р, И, — акустический импеданс среды (2),
И, и И, - скорость сейсмических волн. Отражения приходят в фазе, если импе-
данс среды 2 намного больше импеданса среды 1, и наоборот. Обратная фаза мо-
жет ожидаться, если на ложе имеется слой воды или водные включения. При этом
$-компонента отраженных волн должна быть более чувствительна к тонкому слою
воды на ложе, чем Р-волны.
204