в таком случае при недостатке натурных данных можно по известному расстоянию от цент- ра покрова | рассчитать высоту его поверхности й в заданном пункте. Впоследствии по мере изучения реальных параметров покрова уточнялись исходные значения расстояния от центра до края покрова Ё - болышая полуось зллипса и высоты поверхности в центре по- крова Н - малая полуось (Суетова, 1968), менялась форма запнси уравнения эллипса (Вялов, 1960; Капица, 1958). П.А.Шумский (1967) считает, что гипсографическая кривая поверхности наземного покрова, построенная по натурным данным, представляет собой кривую третьего порядка, а форма поверхности покрова оцисывается интерполяционным многочленом 39...1'8‚ вВычисления по которому дают отклонения расчетной поверхности от реалькой не более +56 м. По его расчетам, высшая точка покрова должна иметь высоту 4038 м, а средняя высота поверхности наземного покрова раавна 2305 м. Весь наземный покров материка можно разделить на два основных массива, занимающих Восточную и Западную Антарктиду, геоморфологическая граница между которыми проводится между наиболее глубоко вклинившимися в материк участками шельфовых ледников Ронне- Фильхнера и Росса или между горами Пенсакола и Хорлик. Это - Восточно-Антарктический и Западно-Антарктический ледннковые щиты. Восточно-Антарктический ледниковый щит - это обширный, высокий и мощный целостный массив, в нем заключено более 4/5 объема всего антарктического льда. В последние годы здесь обнаружены заметные повышения в центре щита, названные куполами А (81° ю.ш. 80%.д., высота более 4000 м), В (77% 95°в.д., 3800 м), Валькирия (77° ю.ш. 37°в.д., высота более 3700 м), и несколько меньших куполов (Титан, Талос, Лоу) на его периферии. Предполагается наличие еще нескольких таких куполов с относительным пре- вышением над окружающей поверхностью менее 500 м (Котляков и др., 1977; Ви@4, 1969, Озма1а, КоБ1а, 1975). Западно-Антарктический ледниковый щит по сравнению с Восточно-Антарктическим поч- ти в четыре раза меныше по площади, вдвое ниже и почти вдвое тоньше, ок заметнее рас- членен на мезоформы низшего порядка. На этом щите выделяются (Капица, 1968; Шумский, 1967) ледниковые купола Элсуэрта (Срединный), Мэри Бэрд, Пелмера и ледниковый покров Грейама на Антарктическом полуострове, а также несколько более мелких возвышенкостей (Аптагсе1са..., 1983). Центральные, наиболее высокие части ледниковых щитов располагаются над подледными горами, а понижениям поверхности наземного покрова соответствуют большие в плане и глубокие впадины ложа. Над обширными подледными равнинами поверхность покрова имеет небольшой наклон от центра к краю (см.с.314-315 в [-м томе Атласа). В краевых час- тях наземного покрова располагаются выводные ледники. Это участки беспрепятственного стока льда по радиальным депрессиям ложа, отличающиеся больышой скоростью движения льда - своеобразные ледяные реки в ледяных берегах (Шумский, 1967). Поверхность вы- водного ледника обычно выражена пологой депрессией, окаймленной системой трещин,пос- ледние встречаются и на его поверхности. Устьевая часть, как правило, разбита густой сетью глубоких и широких трещин на блоки, которые, спускаясь в океан, всплывают и от- калываются, образуя айсберги, Через выводные ледники лед наземного покрова активно сбрасывается в океан. Так, @ Восточной Антарктиде на краю покрова протяженностью более 1000 км между меридианами 95 и 120%в.д. только через три выводных ледника - Денмен-Скотт , Вандерфорд и Тоттен ежегодно сбрасывается в океан примерно 80% от 150 ки3 льда, накапливающегося в при- мыкающей к этому участку области аккумуляции общей площадью 1 млн пл2 (Хочпв, 1977). Многие выводные ледники, доходя до края наземного покрова, вливаются в шельфовые. Таков, например, крупнейший в мире - протяженностью 300 км, ширина 75-100 км - вывод- ной ледник Ламберта, питающий льдом шельфовый ледний Эймери, образуя систему ледников Ламберта-Эймери, занимающую гигантскую меридиональную депрессию коренного ложа (Доли- на МГГ). На юге ледник Ламберта питают также выводные ледники, наибольший из которых