Льодовикові
структури Північного Тяньшані - Заілійський Алатау
РЕФЕРАТ
У випускний
роботі розглядалася тема "Льодовикові морфоструктури Північного Тянь-Шаню".
Робота складається
з чотирьох голів - фізико-географічні характеристики Заілійського Алатау,
сучасне заледеніння Залійского Алатау, заледеніння на північному схилі
Заілійського Алатау, заледеніння на південному схилі Заілійського Алатау.
У випускний
роботі використовувалися ключові слова - експозиція, фірновие поля, кари, цирки,
мова льодовика, морени.
Метою роботи
було вивчення сучасного заледеніння Заілійського Алатау. Головну увагу
приділялася морфології льодовиків.
У роботі
використовувалися матеріали гляціологіческіх досліджень, роботи таких відомих
вчених як Дмитрієва С. Є., Пальгова М.М., Токмагамбетова Г. А., Макаревича К.
Г., Вілесова Е.Н. та особисті спостереження.
В В Е Д Е Н
І Е
Льодовики
Казахстану здавна привертали до себе увагу вчених. Історія дослідження
льодовиків нерозривно пов'язана з історією дослідження природи та природних
ресурсів в цілому і характеризується п'ятьма етапами.
Перший етап --
дореволюційний. Льодовики в той час вивчалися в основному Російським географічним
суспільством. Головна увага приділялася географії та морфології льодовиків. Це був
етап загального ознайомлення з заледенінням гір Казахстану.
Перші відомості
про льодовиках Заілійського Алатау з'явилися в літературі досить пізно. Вони
відносяться до 1899 році і стосуються одного з найбільш віддалених від населених
пунктів Чіліко-Кемінському гірського вузла. Більш докладне вивчення льодовиків
Заілійського Алатау почалося з 1902 року за ініціативою С, Е. Дмитрієва. Першими
з відкритих і описаних ним були Туюксускіе льодовики, що залягають у верхів'я річки
Малої Алматинка. С. Е. Дмитрієв вивчав їх з 1902 по 1908 рік. Він провів
спостереження за швидкостями руху льоду і просторовим його станом,
відвідав і описав ряд льодовиків у верхів'ях річок Іссик, Чілік і Середній Талгар. У
1916 льодовики у верхів'ях річок Великий і Малої Алматінок вивчав В. Д.
Городецький.
Після революції
1917 р. у зв'язку з новими завданнями з використання природних ресурсів темпи
розвитку гляціології в Казахстані стали швидко зростати. Одночасно розширювався
коло досліджуваних льодовикових явищ і заглиблювалися проведені дослідження. Другий
етап вивчення льодовиків починається з 1922 року і триває до 1936 р.
Основоположником гляціологіческой науки в Казахстані є Н. Н. Пальгов [1]
.
До 30-х років в
гляціологіческіх дослідженнях Казахстану поряд з геолого-геоморфологічними
напрямком отримує розвиток і новий підхід до вивчення льодовиків, який
можна назвати гідрометеорологічним. У 1930 р. виходить з друку "Каталог
льодовиків Середньої Азії ", складений Н. Л. Корженевський. У 1937 році вийшла в
світ монографія С. В. Калесніка "Гірські льодовикові райони СРСР". До неї включені
основні відомості про льодовиках Казахстану, якими мала у своєму розпорядженні на той час
гляціологіческая наука.
З 1937 до 1957
рр.. йшло подальше поглиблення і розширення гляціологіческіх досліджень в
Казахстані. До питань морфології льодовиків приєдналися питання про режим та
ролі льодовиків у живленні річок. Великі вузли заледеніння були охоплені
топографічними зйомками. За матеріалами багаторічних спостережень виявилися
багато закономірностей, що відносяться до взаємодії льодовиків і географічних
компонентів гір. Уточнювалося значення льодовиків в стоці живляться ними гір.
Початок четвертого
етапу гляціологіческіх досліджень в Казахстані було покладено Сектором
географії АН Каз.ССР в 1957 р. у зв'язку з Міжнародним геофізичних роком.
У період МГГ і
наступні роки гляціологіческіе дослідження, що проводилися головним чином у
Заілійський і Джунгарською Алатау, були спрямовані на вивчення процесів
накопичення, перетворення і витрати льоду на льодовиках в залежності від їх
енергообміну. Виходячи з цього досліджувалися взаємодії заледеніння і
клімату, сучасний стан, просторовий розподіл, потужність
заледеніння і його сучасна еволюція.
П'ятий етап --
сучасний період розвитку гляціології.
Головними
напрямками гляціологіческіх досліджень в даний час слід визнати
створення служби постійних спостережень за коливаннями льодовиків; розробку
проблеми механізму та ролі швидких продвіжек льодовиків у сьогоденні і минулому;
вивчення динаміки і сучасної еволюції льодовиків; дослідження моделей розрахунку
та прогнозу елементів льодовикового клімату, теплового та водного балансів нівально-гляціональной
зони; розвиток методів аналізу і розрахунку акумуляції снігу в районах зі складною
фогріоріей на основі ландшафтної індикації використання супутникової інформації
і фізичного моделювання; вдосконалення методики реконструкції рельєфу і
товщини льодовиків минулого.
Поряд з
науковими проблемами і завданнями перед гляціології як наукою в даний час
поставлено ряд суто практичних завдань. Ось головні з них: розробка наукових
основ регулювання стоку з льодовиків з метою іригації (включаючи як
штучне танення льодовиків, так і збереження та консервацію льоду);
дослідження лавин і гляціальні селів з метою розробки методів їх
прогнозування; вивчення просторового поширення, географічних
умов розвитку вічної мерзлоти, її вплив на природні ландшафти і
господарську діяльність людини у високогірних районах Казахстану;
використання гірничо-долинних районів для відпочинку, туризму та гірськолижного спорту.
В даний
час гляціологіческая наука в Казахстані у своєму розпорядженні значні даними для
вирішення питань щодо життєдіяльності сучасних і древніх льодовиків.
Хребет
Заілійський Алатау являє собою одну з крайніх північних дуг гірської
системи Тянь-Шаню. На географічних картах Хребет Заілійський Алатау
позначається в межах від р. Чілік на схід до р.. Чу на заході.
У цих межах
він має спільне протягом близько 280 км. Північними схилами хребет звернений до
рівнині, передгірна смуга якої є родючим оазою. Розтягнувшись
колосальним бар'єром, розсічені по гребені на вістрі і приплюснуті вершини,
гірський ланцюг втрачається своїми кінцями у синій імлі далеких горизонтів.
Значна її частина, яка займає центральне положення, покрита "вічними"
снігами. Тут на протязі близько 150 км знаходиться область сучасного
заледеніння. У ній трьома притупленими конусами, насадженими на широку і
обривисті брилу, виділяється найвища вершина хребет - Талгарскій пік (4973
м). Навколо Талгарского піку групуються кілька вершин, що досягають висоти
4500 м. Цей центральний ділянку Заілійського Алатау носить назву Талгарского
гірського вузла ( "заледеніння Тянь-Шаню", 1995 р.).
Маючи основне
простягання з північного сходу на південний захід, що дорівнює 20 км, Талгарскій вузол
впирається своїм південним кінцем у такий же вузький, як він і сам, але більш короткий
гребінь, що з'єднує Заілійський Алатау з паралельним йому на півдні хребтом Кунча
Алатау (по-казахськи - "Пєсковим гори, звернені до сонця ").
Найвища точка
Хребта Заілійський Алатау - Талгарскій пік - ділить весь хребет по довжині на дві
нерівні частини. Східна, обмежена р. Чілік, тягнеться на відстані близько
130 км, а західна, притискає до долини р.. Чу, простягається майже на 150 км.
Чим ближче до своїх краях, тим менше стає абсолютна висота хребта.
Біля долини р.. Чілік вона знижується до 2300 м, а на західному - до 2000 м і
нижче. Підніжжя гір біля краю рівнини лежить на висоті 700-900 м над рівнем моря, а
гребінь центральній частині хребта підноситься над нею в середньому на 3500 м. За
міру віддалення від найвищого підняття в сторони відносна висота гір
зменшується до 1500-2000 м. Великий різниці в висотах головного хребта
супроводжує асиметрія поперечного профілю хребта: північні схили значно
ширше і положе південних.
Середній ухил
поверхні в центральній частині хребта на північній стороні становить 6-80, а
південний 180 і більше (Токмагамбетов, 1976).
Орографія і
морфологічні особливості гір Заілійського Алатау мало сприяють
сучасному заледенінню. Від головного вододілу хребта переважно в
меридіональному напрямку відходять гілкуються гребені другого порядку,
розділяють: основні річкові басейни. Хребет Заілійський Алатау, як і багато
хребти Тянь-Шаню, відрізняється плосковершінностью вододільних просторів.
Околиці вододільних плато розчленовані древніми льодовиковими пироги і
цирками, а також верхів'ями гірських долин, де створюються найбільш сприятливі
умови для накопичення снігових мас. Таке розчленування різко виражено в
серединної частини основного хребта, де він має найбільші висоти. Тут саме
значне заледеніння зосереджено навколо головної вершини - піку Талгар - і
інших, сусідніх з нею.
Річкова мережа
Заілійського Алатау відноситься переважно до басейну р.. Або, що впадає в озеро.
Балхаш, і лише частково до безстічних басейну р.. Чу.
За положенням
витоків, характеру харчування і водного режиму всі ріки цієї території чітко
поділяються на три типи: гірський, передгірний і рівнинний.
Річки останніх
двох типів дрібні і не грають великої ролі в водному балансі Заілійського Алатау.
Гірські річки найбільші і повноводні, мають значний водозбірні
басейни. Витоки з лежать на висоті більше 3000 м, основне живлення --
льодовикове, але великий вплив на їх режим надають атмосферні опади і
підземні води. Всі річки з льодовиковим харчуванням, за винятком р.Асси, мають
поперечні меридіональні долини. На північному схилі хребта першим із заходу з
льодовиковим харчуванням є р.Узункаргали. На схід від неї течуть ріки
Чемолган, Каскелен, Іссик, р. Асси з льодовиковими водами.
Долини всіх
цих річок у верхніх частинах мають тросовий характер, в нижніх приймають вигляд
широких ущелин, а місцями і тіснин з кілометровими скелястими стінами.
Південний схил
Заілійського Алатау, що падає до долин річок Чон-Кемін і Чілік, розсічений річками в
поперечному напрямку так само часто, як і північний, і майже кожна річка
північного схилу має на юному схилі свій аналог, нерідко з однойменною
назвою.
Такі південні
річки Каскелен, Аксай, Алмати, Талгар і Іссик. Більшість з них також розвивають
льодовики, в західній частині-притоки р.. Чілік.
Південні річки
Талгар і Іссик, що випливають з найбільших льодовиків хребта, трохи поступаються за
водності своїм північним аналогам. Річка Чілік, що прориваються через головний
вододіл на північну сторону, - найбільша в Заілійський Алатау. (М.М.
Пальгов, 1969).
Геологічна
історія Заілійського Алатау досить складна. У допалеозое і в нижньому палеозої на
місці хребта був прогин земної кори, затоплений морем. Відклалися в
останньому опади піднялися на денну поверхню в процесі каледонского
орогенезу. У ніжнекарбоновую епоху на місці гір знову утворилося море
(вапняки з фіуной візі), яке потім при новому в середині карбону
варісском діастрофізме змінилося сушею зі слідами широко розвиненою вулканічної
діяльності. На цей час припадає найбільша частина гранітних інтрузій в
районі хребта.
У юрський період
рельєф гірської споруди був вирівняний до Пенеплен, але разом з тим у
деяких місцях він ускладнився розривами новокіммерійской дислокації. В крейдяному
періоді гори під впливом денудації перетворилися на згладжені плоско-горбисті
височини. В цей же час і пізніше на окремих ділянках хребта в умовах
її континентального існування акумулювалися значні уламкові
маси.
Наприкінці
третинного і на початку четвертинного періоду в результаті виникнення
діз'юнктічних дислокацій відбувається брилові підняття центральної частини
Заілійського Алатау, обмеженої з півночі тектонічної лінією. Це призвело до
тому, що поверхня, раніше пенепленізірованная, знову перетворилася на
високогірну країну.
Таким чином,
в історії тектонічного розвитку Заілійського Алатау особливості його будови
намітилися ще в докембрійські час у вигляді відокремлених окремих блоків,
обмежених законами регіональних розломів північно-східного простягання.
Морфологічно розломи кінця девону - початок карбону повторили старий, раніше
існував ромбічний каркас, але розвивалися на тлі відносного зростання
Північно-Тяньшаньского підняття (Чедая О.К., 1986).
У пізню
палеозой, в завершальну фазу герценского циклу проявляються тектонічні
руху з пенепленізаціей країни і активними утвореннями кори вивітрювання.
Проте вирішальну
роль в освіті сучасної поверхні Заілійського Алатау зіграли мезозой --
кайнозойські тектонічні рухи, пов'язані з розвитком Північно-Тяньшаньского
активізованою складчастої пояса.
Центральна
частина хребта успадкувала у своєму розвитку положення верхнепалеозойского слабо
контрастного сводового підняття і служила областю зносу для верхніх
пермьмезозойскіх прогинів Кульджінского седиментаційних басейну.
Отже, під впливом верхнепалеозойскіх і особливо мезозой --
кайнозойських тектонічних рухів стародавній пенеплен Заілійського Алатау різко
оновився. Найбільш сильно деформувалася його центральна частина, де на місці
стародавнього пенеплен в плейстоценової період виникла гляціальні високогірна
область.
В даний
час поряд зі складчастими сводовимі рухами великої кривизни переважаюча
роль у формуванні сучасної морфоструктури Заілійського Алатау відводиться розламах
і брилові рухам. На півдні і півночі межа антиклінорій збігається з
розломами, групуються в дві основні зони: Північно-Заілійський і
Камено-Чілікскую. Вони виявлені в рельєфі і є морфоструктурних
кордонами. (Г. А. Токмагамбетов, 1976).
У четвертинному
періоді, у зв'язку зі зміною клімату на більш холодний, хребет піддався
перший покривному заледенінню. Наступної потім Інтергляціал епоху гори,
звільнилися від снігів і льодовиків, але продовжували зазнавати тектонічні
впливу, поступово перетворювалися. Денудаційні агенти розсікали їх
глибокими долинами і ущелинами, порушивши платоподібні високопіднятою
плоскогір'їв. Передгір'я одяглися лесових покривом, закрили собою
передували валуни-галечникові і зандрові відкладення. Морфологічні
риси гір стали близькими сучасним. У такому стані їх застала другу
льодовикова епоха, яка в силу іншого рельєфу хребта переважно звелася до
долинно заледенінню. Мови льодовиків в цей період спустилися до 2200 м, а по
думку деяких дослідників - ще нижче (вважаючи за відмітками сучасного
гіпсометричні положення). Флювіогляціальние відкладення покрили більш високі
частині передгір'я. Ріки, глибоко еродіруя свої долини, створили біля підніжжя гір
потужні конуса виносів.
За другий
заледенінням було третє, менш значне, залишком якого з'явилися
сучасні льодовики. Зайняті ними райони виявилася самим верхнім ярусом рельєфу,
обмеженим знизу, на північних схилах, Изогипс в 3300 м, а на південних =
висотами в 3600-3700 м. Цей гляціальні пояс, складений переважно
гранітами, місцями перекритими
метаморфізованих сланцями, відрізняється сильною розчленованістю. Частина його
території зайнята сучасним заледенінням, а інша тільки в недавній час
звільнилася від льодовиків.
У межах
останньої оголені від снігу гори мають надзвичайно різноманітні і "дикі"
форми. Гребені їх розсічені тут на окремі зуби, вежі, колони і т. д., в
утворенні яких головну роль зіграло морозний вивітрювання.
Тим відрогами,
отчленівшіміся від головного хребта, залягають ущелини й долини, з яких багато
зайняті льодовиками. Верхів'я їх широкими цирками впроваджуються в схили вершин,
звідки на них сповзають потужні товщі фірнового снігу. Транспортуючи на собі
падаючі уламки каміння, льодовики заповнили долини моренними відкладеннями з
валунів, щебеню і дрібного рихлого матеріалу. Ці відкладення перегороджують
долини, ущелини і оздоблюють схили вздовж льодовикових мов (Н. Н. Пальгов.
1958).
На ділянці від
р. Каскелен до Талгарского піка на гребені хребта переважають гострі, рідше тупі
вершини з широким цоколем. Далі від Талгарского піку на схід хребет
набуває рис рівних поверхонь.
Більшість
вершин має тут вид вузьких горизонтальних гребенів, розтягнутих на сотні метрів
в довжину. Деякі ж перетворюються на плоскі, односторонні і злегка
нахилені покрівлі. Вище снігової лінії на них концентрується бо?? ьшое
кількість снігу.
Стрімкі і
горизонтальні площині - це дві крайні форми рельєфу в гляціальні поясі.
Між ними є велика різноманітність перехідних форм. Тут і м'які пологі
схили пироги, зовсім недавно надісланих льодовиками, і 30-40о схили ущелин.
На найкрутіших з них сніг довго не утримується. За найменшого поштовху він
сповзає пластами або стрімко падає лавинами. Таким шляхом льодовики
отримують частину свого харчування, яка в подальшій стадії їхнього життя
перетворюється на лід.
Район
сучасного заледеніння в Заілійський Алатау в основному займає простір
довжиною до 140 км. На північному схилі він розташовується між меридіанами 76о18 '
і 78о0 '. Тут його крайніми ділянками є: на заході - верхів'я р..
Узункаргали і на сході - верхів'я р.. Аси.
На південному схилі
сучасне заледеніння обмежено меридіанами 76о16 'і 77о40'.
Тут крайні
льодовики в західній частині хребта залягають у витоках р. Тегірментису, що впадає в
р. Чонгкемін, а в східній частині - у витоках р. Оденсай, що впадає в р.. Чілік.
Більшість
дослідників вважають, що в Заілійський Алатау було три заледеніння: перша
-полупокровное, друге і третє - делікние (Н. Н. Пальгов. 1958).
Сучасне
заледеніння Заілійського Алатау є продуктом життєдіяльності льодовиків
стадії Фернан останнього (голоценових) заледеніння, сліди якого збереглися
на днищах і схилах долин у вигляді скульптурних та акумулятивних форм рельєфу.
В даний
час льодовики займають лише самі верхні ділянки долин і гірських схилів.
Розміщення
сучасних льодовиків визначається не тільки умовами високогірного
клімату, але і пов'язане з гіпсометріей, орографія, експозицією, а також з
механічними чинниками: міграцією снігу під впливом вітру, лавинами і
каменепаду. Міграція снігу відбувається при виборчому рух повітряних
циклонічних мас, які з вододілів гір і найближчих до них частин
західних схилів захоплюють деяку кількість снігу на східні схили.
Внаслідок цього харчування льодовиків, що лежать на захід, погіршується, а живлення
льодовиків, розташованих на схід, посилюється. Процес західного переносу
повітряних мас, що діють тривалий час над територією хребта,
сприяв тому, що у відрогах осьового хребта, орієнтованих
меридіонально, створювалися особливі умови для безперервного перерозподілу
опадів і формування льодовиків.
Старовинні льодовики
в основному консервували східні, а не західні схили відрогів від
руйнування, що призвело до нерівномірного їх розчленування. Західні схили,
позбавлені великої кількості снігу, піддавалися активному впливу
лінійної ерозії, до теперішнього часу вони сильно розчленовані і досягли
значної крутизни. Скульптурних льодовикових форм рельєфу на них представлено
мало.
Східні
схили відрогів тривалий час перебували під могутнім крижаним панциром,
оберігає їх від впливу фізичного вивітрювання і лінійної ерозії.
Розчленовування схилів обумовлено в основному екзараціей льодовиків. Східні
схили відрогів більш пологі, ніж західні, рясніють формами рельєфу
льодовикового походження переважно карів шпильки, в більшості своїй
зайнятими льодовиками (Г. А. Токмагамбетов, 1976).
Для льодовиків
Заілійського Алатау велике значення має лавинної харчування, особливо при
відсутність суцільних фірнових полів.
Роль каменепадів
зводиться до захисту похованих частин від танення льодовика, що дає можливість
льодовику просуватися вперед і, зростаючи в довжину, збільшуватися за площею.
При аналізі
заледеніння Заілійського Алатау виявилося, що з зменшенням розмірів
льодовиків, число їх різко зростає (табл. 1, рис. 1). Дані Г. А.
Токмагамбетова "Льодовики Заілійського Алатау", 1976 р.).
Емпіричне
(1) і теоретичне (2) розподіл льодовиків Заілійського Алатау за площею
Таблиця 1
Емпіричне (f) і теоретичне (F) розподіл льодовиків Заілійського Алатау
по площах (S)
х
S
f
F
інтервалу
км2
n
p,%
n
p,%
0
0-20
339
86,3
319
81,2
1
2,1-4,0
35
68,9
60
15,3
2
4,1-6,0
8
2,0
11
2,8
3
6,1-8
4
1,0
2
0,5
4
8,1-10,0
2
0,5
1
0,2
5
10,1-12,0
1
0,3
0
00
.
...
...
...
...
...
8
16,1-18,0
2
0,5
.
14
28,1-30,0
1
0,25
..
...
...
...
...
...
18
36,1-38,0
1
0,25
Всього:
393
100,0
393
100
n --
кількість льодовиків;
p --
частка льодовиків у відповідному інтервалі, виражена в% до всієї кількості льодовиків Заілійського
Алатау (в межах Казахстану).
Льодовики
Заілійського Алатау можна розділити на три групи:
льодовики долин
(складні долинні, прості долинні, улоговинні, висячі, долинні,
карів-долинні);
льодовики карів і
підніжжя схилів (карові, карів-висячі, висячі карові, шлейфові);
льодовики висячі
і плоских вершин.
Таблиця 2.
Кількість і
площа льодовиків різних
морфологічних типів у межах Казахстану.
Дані Г.А.
Токмагамбетова, 1976.
Морфологічний тип льодовиків
Кількість льодовиків
Відношення до загальної кількості льодовиків
хребта
Загальна площа льодовиків,
км2
Відношення до загальної площі хребта
Льодовики долин
Складні
1
0,2
3,8
8,0
Прості
53
13,5
152,9
32,6
улоговинні
7
1,8
91,1
19,8
Висячі
29
7,3
40,6
8,6
Карів-долинні
7
1,8
9,6
1,8
Всього:
97
24,6
331,2
70,8
Льодовики карів і підстав
Шлейфові
43
11,0
70,3
14,9
карові
60
15,3
30,1
6,4
Карів-висячі
20
5,0
8,9
1,8
Всього:
123
31,3
109,3
23,1
Льодовики висячих і плоских вершин
Висячі
157
40,0
22,5
4,8
Плоских вершин
16
4,1
6,3
1,3
Всього:
173
44,1
28,8
6,1
Разом:
393
100
469,3
100
З даних
таблиці 2 та рис. 1 випливає, що зі зміною розмірів та кількості льодовиків
змінюються їх морфологічні типи.
Льодовики першим
групи мають найбільші розміри, але їх небагато. Очевидно, що зручних вмістищ
для існування великих льодовиків в будь-якій гірській системі набагато менше, ніж
дрібних і середніх поглиблень.
З даних
таблиці 2 видно, що найбільша частка від загальної площі належить долинних
льодовиках. Сучасні долинні льодовики мають добре виражені широкі фірновие
басейни, нерідко розчленовані на кілька мульдообразних розширень. Для цих
льодовиків характерний добре виражений мова та наявність повного комплексу моренних
відкладень. Виключне положення серед всіх виділених типів займають
складні долинні льодовики. У Заілійський Алатау цей тип представлений одним
льодовиком - Корженевського - в басейні р.. Чілік. Цей льодовик утворюється з
декількох крижаних потоків, що мають власні басейни харчування.
Ці потоки, як
правило, розділені серединними моренами. Площа льодовика 38 км2. Загальна
протяжність найдовшою правої гілки його 11,5 км, лівою, найбільш короткою,
- 8 км. (Г. А. Тамгамбетов, 1976).
Більше 32%
площі заледеніння приходиться на прості долинні льодовики. У хребті їх
налічується 53, що складає 13,5% від загальної кількості. Розміри долинних
льодовиків переважно залежать від розмірів їх вмістищ і абсолютної висоти
нижньої межі харчування. Чим більша частина долини буде знаходитися вище за кордону
і чим більше акумуляція снігу на льодовику, тим більше буде льодовик.
улоговинні
льодовики в Заілійський Алатау звичайно відрізняються великими площами. Деякі з
них по ширині майже не поступаються своєю довжиною. Улоговинні льодовики займають
широкі багатокамерні цирки, в межах яких залишається і велика частина їх
мови. Ці льодовики, як правило, відрізняються найбільшою товщиною від льодовиків
інших типів.
Інші ж
поряд із широким фірновим полем мають досить довгий язик. Такі льодовики
називаються полукотловіннимі. Типових великих улоговинні льодовиків в Заілійський
Алатау мало - всього сім. До них відносяться льодовики Тангирик і Богатир (в
витоках р. Чілік), льодовики Дмитрієва (у витоках р. Лівий Талгар), Шнітнікова (в
витоках р. Аксай) та інші. Вони складають 1,8% від загальної кількості льодовиків,
однак їх площа дорівнює 91,1 тис. км 2, тобто 19,8% від загальної площі заледеніння.
Фірновие поля
долинних, складних долинних та улоговинні льодовиків мають невеликі ухили, що
сприяє накопиченню снігу. На тилових стінках цирків в льоді часто
спостерігаються тріщини, невеликі скиди і Недовго. Поверхня мов таких
льодовиків досить спокійна і слабозабруднених, їх поздовжній профіль залежить
від поздовжнього профілю лота (у формуванні якого, у свою чергу, приймають
участь льодовики). Над виступами ложа при наявності ригелів ухил поверхні
льодовиків збільшується, тут часто в льоду утворюються тріщини і навіть ледопади.
Тим ригелями льодовик виполажівается. Поздовжній профіль малого льодовика зазвичай
має східчастий характер.
Льодовики висячих
долин, за визначенням С. В. Калесніка, "у всіх майже випадках займають не
головну долину, часто вільну від льоду, а бічні висячі, по відношенню до
яким головна є переуглубленной ". Ці льодовики утворюються в результаті
отчлененія приток від головних долинних або улоговинні льодовиків. Головна
долина в цьому випадку є переуглубленной по відношенню до бічних висячим
долинах.
У цьому типі
слід відрізняти льодовики, що лежать у верхів'ях висячих долин і не доходять
своїми кінцями до гирла останніх, від льодовиків, що досягають гирла долини. Та і
інша різновиди поширені в Заілійський Алатау більш-менш
рівномірно. Такі льодовики характеризуються невеликою шириною (200-400 м) і
наявністю довгих плащів моренних відкладень, розташованих поблизу кінців
льодовиків. У льодовиків, що виступають на схил головної долини, ці моренні плащі
мають більш значне падіння, ніж основне тіло самих льодовиків. Майже
завжди вони доходять до дна головної долини, яке іноді він від кінця мови
на глибині 500 м і більше.
У хребті
налічується 29 долинних льодовиків площею 40,6 км2 (8,6 від загальної площі
заледеніння).
Близький до типу
льодовиків висячих долин тип льодовиків ущелин. Різниця між першими і другими та,
що друге займає виключно ущелини, які можуть бути і підняті і не
підняті над головною долиною в місці свого злиття з нею. Льодовики висячих
долин Заілійський Алатау у багатьох випадках можуть бути зараховані до льодовиках
ущелин, так як їх вмістища являють собою вузькі і глибокі долини,
що характеризуються як ущелини.
Близько 50% усієї
території заледеніння в Заілійський Алатау припадає на льодовики малих розмірів.
З цих останній найпоширенішими є карові, які цілком
розташовуються на дні кара або частково виходять з нього на схил гори висячими
мовами.
Карів-долинних
льодовиків всього сім, площа їх 8,6 км2, що становить 1,8% від загальної
площі. Нерідко карів-долинні розміщуються в верхів'я вузьких бічних долин,
займають невеликі кари, з яких виступають досить пологі мови.
Всі
різновиди льодовиків приурочені до найбільш високим ділянках гір. Середня
абсолютна висота, з якої беруть початок ці льодовики, 4350 м, а опускаються вони
до висоти 3580 м. Позитивна різниця заледеніння для льодовиків долин
названих типів в середньому становить 250 м, негативна - 290 м, а льодовиковий
коефіцієнт складає 1,36.
Поділ
групи льодовиків долин на типи обумовлено насамперед рельєфом і експозицією
долин, в яких вони залягають.
Льодовики карів і
підстав розташовуються в карах і частинах долини, покинутих льодовиками першим
групи. Цих льодовиків більше, але площа їх у кілька разів менше, ніж площа
перше. Серед льодовиків карів і підстав найбільші - льодовики шлейфові
типу, що займають проміжне положення між льодовиками долинного і
карів-висячого типу. Це форма льодовиків утворюється в результаті того, що
льодовик, скорочуючись в розмірах, відступає вгору, до однієї з сторін долини, той,
яка більш затінена.
У результаті
нижнє, а іноді і середню течію його мови залишає за собою по поздовжній
осі тільки одну половину долини і навіть менше. Мова льодовика розміщується в
долині переважно вздовж підніжжя схилу, за яким він отримує своє
головне харчування, і є ніби шлейфом льодовиково-снігового схилу гори. У
Водночас фірновая лінія льодовика піднімається вище підніжжя схилу, на самий
схил, де розташовується інша, більша частина льодовика з його фірновимі
полями. Та частина мови, яка лежить біля підніжжя, має два ухилу: один - до
протилежному боці долини й іншого - по поздовжній осі долини. Фронтальне
морена малого льодовика справляє враження боковий, причому вона підноситься
над долиною звичайно круто і високо (до 40-100 м). Під нею залягає похований
крижана товща, що не втратила зв'язку з льодовиком. Подібні освіти можна
назвати шейфовимі льодовиками схилів на відміну від простих льодовиків схилу, не
що доходять до дна долини, тобто що належать до типу висячих. Шлейфові льодовики
своїми похованими частинами спускаються до висоти 3400-3500 м. Налічується 43
льодовика цього типу, що становить 11,0% від загальної кількості льодовиків,
площа їх дорівнює 70,3 км2 або 14,9% від усіх площі заледеніння. Найбільші з
них завдовжки до 2 км і більше, за площею - до 3 км2 (льодовик Тимофєєва
в басейні р.. Б. Алматинка).
Більше 60% всіх
льодовиків Заілійський Алатау припадає на льодовики малих розмірів (до 1 км2).
Серед них найпоширенішими є карові, карів-висячі і висячі
льодовики. Карові льодовики цілком розташовуються на дні кара або частково виходять
з нього на схил гори висячімі мовами. Фірновие поля таких льодовиків
розташовуються на крутих тилових стінах кара, мови більш пологи, а поблизу кінця
випуклі. Нерідко карові льодовики представлені згасаючими формами, в яких
льодовик доходить тільки до середини кара або навіть зупиняється на одній з його
стін, перетворюючись на висячий. В останньому випадку він зовні нагадує
звужується донизу лист рослини чи клапоть, розрізаний у кінця на дрібні
частини. Карові льодовики Заілійський Алатау частіше зустрічаються на схилах сонячних
експозицій (південних, західних і східних). Висота їх підстав над рівнем моря
дуже значна - близько 3800-3900 м.
У районі
налічується близько 60 карові льодовиків, що складає більше 15% від їх загальної
кількості. Загальна площа цих льодовиків 30,1 км2 або 6,4% від всієї площі
заледеніння.
Карів-висячі
льодовики розташовуються на гірських схилах. Вони виробили поглиблення - нівальную
нішу, яка не має ще на поздовжньому профілі ділянки із зворотним ухилом
ложа, характерного для карів. Такі льодовики в області харчування мають увігнутим
профілем, а їх кінці оконтурени валами морен. Тіло такого льодовика повністю
знаходиться усередині свого вмістилища, не виступаючи над схилами.
На території
описуваних басейнів знаходиться 20 карів-висячих льодовиків, тобто 5% від їх
загальної кількості. Площа цих льодовиків дорівнює 8,9 км2 або 1,8% від загальної
площі заледеніння. Середня площа льодовиків цього типу 0,4 км2, а середня
довжина 1 км. Це найменші за розмірами льодовики з усіх різновидів карів.
Середня висота хребтів, з яких беруть початок всі різновиди карові
льодовиків, дорівнює 4000 м, а закінчуються вони на позначці 3630 м над рівнем моря.
Позитивна різниця заледеніння 270 м, негативна 120 м, льодовиковий
коефіцієнт 1,21.
Льодовики висячі
і плоских вершин, розташовуючись в невеликих поглибленнях схилів, мають
найбільше поширення і дуже незначну площу.
Тип висячих
льодовиків в Заілійський Алатау зустрічається часто і спостерігається не тільки на
стінах карів, але і на схилах гір, де має два основні різновиди:
висячіе льодовики
в западинах і улоговинах схилу і
висячі льодовики
безпосередньо на плоскій поверхні схилу.
Перша з цих
різновидів зазвичай є добре розвинену компактну крижану
масу, нерідко виражену на своїй краю обривистим чолом і боками. Кінці
льодовиків цього різновиду не особливо далеко відстоять від фірновой лінії. Лід
на кінцях має білий колір і фірновую структуру. Падіння мов круте.
Найчастіше ці
льодовики є супутниками будь-якого долинного або котловинно льодовика, до
якого вони, коли знаходяться в нижній і середній частині льодовикового басейну, не
доходять чи з якими зливаються, якщо залягають у верхній частині басейну.
Висячі льодовики
плоскій поверхні схилу представляють подобу тих же клаптів, які
спостерігаються на стінах карів, з тією тільки різницею, що їх падіння не так
круто, а по величині вони можуть бути значно більше.
Всі висячі
льодовики відрізняються майже повною відсутністю моренних відкладень, так як борту
льодовиків підняті над поверхнею гірського схилу. Моренні відкладення
потрапляють на них тільки з тих скелястих оголень, які іноді виходять на
поверхню, прорізавши льодовик, або лежать на гребені схилу, підносяться над
льодовиком. Ці поверхневі відклади взагалі незначні. Кінці висячих
льодовиків не опускаються нижче 3500 м. Більшість льодовиків висячого типу
розміщується або на східних схилах відрогів і орієнтовано в основному на
північний схід, чи на північних схилах карів. Ця особливість розміщення
пов'язана з нерівномірністю надходження сонячної радіації на схили різної
орієнтації і механічним перерозподілом снігу під впливом західних
вітрів.
Середня висота
хребтів, з яких беруть початок льодовики висячого типу, досягає 4100 м, а
решт льодовиків - 3710 м. Позитивна різниця заледеніння 290 м,
негативна - 150 м, льодовиковий коефіцієнт - 1,05.
Зрідка,
головним чином у східній половині хребта, зустрічаються льодовики плоских
вершин. За зовнішнім виглядом це снігові скатермі, що покривають невеликі
горизонтальні, або злегка нахилені ділянки. І характеризуються відсутністю
тріщин. Вони залягають на висотах, близьких до кордонів постійних снігів.
