морене 
3700—4400 
м/сек, 
в 
коренных — породах 
— более
5000 м/сек (Берзон, Пак, Яковлев, 1960). Из сводки, сДелан-
ной Робином (4е КЕоЫтп, 1958, стр. 75—76), видно, что при
©° скорости продольных волн в ледниках колеблются от 3570
до 3940 м/сек, 
а 
при 
температурах ниже — 15° от 3680 до
4000 м/сек. Средняя в первом случае близка к 3700 м/сек, во
втором 
— к 3850 м/сек. Оказалось (Лозей е{ НоИгхзсПегег, 1954;
НойИззсбегег апа 4е КоЫш, 1954), что во льду при 0°, —10°,
— 17° и — 928° скорость продольных волн соответственно 3600,
3800, 3830 и 4000 м/сек.
Робин выполнил специальное исследование о зависимости
скорости продольных волн от физических особенностей льда
и фирна (1958, стр. 74—93). Значение таких исследований ве-
лико, так как ониИ пПоЗВоОлЛяЯтТ В будущем решать о‹братные за-
дачи: по скорости распространения продольных волн делать
заключения о температуре внутри ледника и о распределении
там плотностей льда. 
,
Приблизительная 
зависимость 
скоростей © продольных
волн от температуры Ё во льду: о = 00 
& где & =6,15 м/сек на
1° (Кондратьев, Лопатин, Манилов, 1960, стр. 85).
Геофизические методы изучения ледников впервые (впрочем, без успе-
ха) испробовал П. Меркантон в 1926 г. В 1927 г. сейсмозондирование на
леднике Хинтерейсфернер применил Г. Мотес, причем результаты его из-
мерений хорошо совпали с результатами механического бурения, получен-
ными А. Блюмке и Г. Гессом. После дальнейших удачных опытов на лед-
никах Пастерце (Австрия) и Большом Алечском (Швейцария) стало воз-
можиым рекомендовать новый метод и для изысканнй на полярных лед-
никах. Гренландская экспедиция А. Вегенера (1929—1930) впервые уста-
новила мощность ледникового щита в районе станции Айсмитте от 2200 
,
до 2700 м. После этого сейсмозондирование вошло в арсенал гляциологи-
ческих исследований.
Сейсмозондирование дешевле 
и 
проще, 
чем 
глубокое механическое
бурение, но и у него есть свои недочеты: значительный вес и сложЖность
аппаратуры, необходимость иметь дело со взрывчатыми веществами, труд-
ность, измерения малых мощностей, существование многочисленных микро-
сейсмических помех из-за непрерывного раскалывания льда, постепенного
роста трещин, порывов ветра, осыпания на лед камней с окружающих
склонов и т. д. Оттого поиски новых методов не прекращаются, и в по-
<леднее время входит в употребление электрометрический, или
электродинамический, метод, основанный на определении электрического
сопротивления снега, льда и подстилающих их пород.
Мысль о таком способе на первый взгляд кажется парадоксальной,
так как лед, с точки зрения электрических свойств, относят К «изоляТо-
рам». Удельное электрическое сопротивление ледникового льда превышает
200 тыс. омов на метр (Боровинский, 1961), а чистый лед обладает еще
болышим 
сопротивлением 
(Лавров, 
1958). Стало быть, 
и 
естественные
(теллурические) токи во льду, и искусственные, какие можно в нем со-
здать при помощи генератора, должны быть исключительно слабыми; в
<ущности, ток проводится не льдом, а минерализованными пленками воды,
обволакивающими ледниковые зерна. Однако электрическое поле во льду
всегда имеется. Вопрос, следовательно, сводится к чувствительности ре-
гистратора этого поля (1.е!ёуге ©. а., 1957). Электрическое сопротивление
льда гораздо больше, 
чем 
сопротивление коренных пород, 
иа которых
он залегает.
147