Изменение толщины слоя воды в каждый момент времени в каждой ячейке мо-
дели определяется оттоком и притоком воды в ней и таянием льда, которое зави-
сит от величины геотермического потока и градиента температуры во льду, напря-
жения сдвига и скорости скольжения по ложу. При этом перераспределение воды
идет по градиенту гидравлического потенциала и пропорционально его величине.
Таким образом, на каждом шаге модели на всей площади ложа достигается новое
стационарное распределение слоя воды.
Такая гидрологическая модель может быть объединена практически с любой
моделью динамики ледника. Подобное объединение было сделано (СоеПег её а.,
2013) с трехмерной конечно-разностной термомеханической моделью течения лед-
ника К1МВАХ. В частности, скорость скольжения в ней была параметризована по
величине расходов воды под ледником, причем так, что при достижении слоем воды
толщины 1 м трение на ложе полностью исчезало.
Были выполнены численные эксперименты на условном участке ледникового
покрова протяженностью 200 км, шириной 60 км, где рельеф ложа задавался слу-
чайным распределением выступов и их высот до 1 км (рис. 4.67, а). На поверх-
ности задавались температура —10°, скорость аккумуляции 0,5 м/год, геотермиче-
ский поток 0,15 Вт/м°. Некоторые результаты экспериментов показаны на рис. 4.67,
6—д.
В результате моделирования возникло 266 подледниковых озер общей пло-
щадью 2256 км? и объемом 372 км“, которые заняли 18,8% всей площади ложа. Это
заметно больше, чем оцененная доля известных озер в Антарктиде. Возможно,
это связано с выбранной моделью топографии ложа, которая скорее характеризует
только ее гористые части. Но, как и в реальных условиях, большинство озер при-
урочено к ледораздельным областям, где малы градиенты поверхности и соответ-
ственно мал гидравлический потенциал, который, в частности, определяет наклон
зеркала подледниковых озер. Самые крупные озера достигали площади 100 км? с
глубинами до 636 м.
Общий объем донного таяния за год равнялся 0,286 км“/год. На рис. 4.67, г по-
казано распределение сбалансированного потока воды, образующего древовидную
систему с максимальными расходами до 19 794 м`/(м‘год). Все талые воды, обра-
зующиеся в верховьях, перетекают в этой части по системе озер в направлении к
краю ледника.
Модель показала, что основное влияние на скорость движения ледникового по-
крова оказывают не озера, а зоны усиленного стока вод. Над ними возникают ледя-
ные потоки шириной до 4 км со скоростями движения на 50% выше, чем в прилега-
ющих частях. Ледяные струи своими верховьями проникают в приледораздельные
области, где двигаются на 25% быстрее, чем окружающий лед. На краю покрова
скорости ледяных потоков достигают 595 м/год. Рис. 4.67, д наглядно демонстри-
рует, как распределяются скорости движения ледникового покрова на его поверх-
ности под влиянием подледниковых озер и потоков воды на ложе. Для сравнения
рис. 4.67, 6 показывает, насколько иначе выглядело бы движение покрова без уче-
та влияния воды, где небольшие возмущения поля скоростей связаны только с не-
ровностями ложа.
Таким образом, динамическое развитие подледниковых озер и самоорганиза-
ция подледниковых дренажных систем в предлагаемой модели, которые регулиру-
ют условия трения на ложе, достаточно реалистично воссоздают картину глубоко-
го взаимодействия воды и ледниковых покровов.
383