и боковые стороны оказывают примерно равное сопротивление движущему напря-
жению т,. Но ниже по течению вклад бокового сопротивления постепенно возрас-
тает в пределах -50-100%.
Энергия диссипации у ложа генерирует донное таяние со средней скоростью
0,004 м/год на большей части притока, но локально его скорость может превышать
0,02 м/год. Градиент гидравлического потенциала (см. рис. 4.57, в) показывает, что
накопление базальной талой воды может совпадать с областями небольших дви-
жущих напряжений.
Место возможного скопления воды, занимающее всю ширину потока, находит-
ся примерно в 30 км ниже по течению от его верховьев. В этой области уменьша-
ется движущее напряжение, но увеличиваются скорость, продольное растяжение и
сопротивление на краях потока. Это скопление воды может приводить к потере ме-
ханической устойчивости на ложе и зарождению потокового режима течения. Гра-
диенты продольных напряжений приводят к более пространственно равномерно-
му распределению движущих напряжений и образованию воды на ложе донного
скольжения. Увеличение роли сопротивления по краям потока по сравнению с ло-
жем служит основным признаком переключения движения льда в потоковый режим.
Этот режим, скорее всего, является интегральной реакцией на физические взаимо-
действия между льдом и ложем в области, находящейся еще выше места зарожде-
ния потока, а не следствием изменений характеристик ложа.
Применение модели течения подледниковой воды в тонком слое позволило оце-
нить толщину этого слоя и поток воды под ледяными потоками Росса (ГеВгосд еЁ
а!., 2009) (рис. 4.58). В замкнутых понижениях поля гидравлического потенциала,
согласно полученным оценкам, глубина подледниковой воды изменяется от 0,4 до
13,8 м, для накопления которой необходимо около 2 лет. Ее равновесная толщина
изменяется от 0,1 мм под ледниковым покровом до 15 мм под ледяными потока-
ми. В целом эти толщины хорошо коррелируют с измеренной поверхностной ско-
ростью (см. рис. 4.54). Скорость течения воды оценена как 5,6 * 10°? м/с (слой воды
П мм), что на порядок выше, чем по данным измерений (Епре!аг@, КатьЬ, 1997).
Распределение слоя воды в малоподвижной области ледяного потока С имеет
достаточно сложную картину. Вполне очевидно, что часть воды уходит из бассей-
на ледяного потока С в направлении ледяного потока В (см. рис. 4.58, 6), но модель
также предсказывает, что достаточно много воды попадает в устьевую часть ледя-
ного потока С, достигая области донного примерзания.
В целом моделирование показывает (Втшазвсва@ег, Спо1, 2007), что изменения
топографии поверхности и ложа в верховьях ледяных потоков ведут к периодиче-
ским вариациям гидравлического потенциала, которые зависят от среднего уклона
и характера (амплитуды и длины волны) поверхности и ложа. Вода под ледником
может накапливаться и удерживаться в локальных минимумах гидравлического по-
тенциала. Увеличение донного скольжения в таких местах может приводить к воз-
никновению положительной обратной связи скольжения с топографией поверхно-
сти и ложа, к зарождению и развитию ледяных потоков.
4.7.3. Ледяные потоки Ратфорд и Карлсон Инлет
Особый интерес представляют исследования, выполненные на ледяном по-
токе Ратфорд, текущем со скоростью более 350 м/год, и на соседнем выводном
373