Ледниковые структуры Северного Тяньшаня - Заилийский Алатау
РЕФЕРАТ
В выпускной работе рассматривалась тема “Ледниковые морфоструктуры Северного Тянь-Шаня”.
Работа состоит из четырех глав - физико-географические характеристики Заилийского Алатау, современное оледенение Залийского Алатау, оледенение на северном склоне Заилийского Алатау, оледенение на южном склоне Заилийского Алатау.
В выпускной работе использовались ключевые слова - экспозиция, фирновые поля, кары, цирки, язык ледника, морены.
Целью работы являлось изучение современного оледенения Заилийского Алатау. Главное внимание уделялось морфологии ледников.
В работе использовались материалы гляциологических исследований, работы таких известных ученых как Дмитриева С. Е., Пальгова Н.Н., Токмагамбетова Г. А., Макаревича К. Г., Вилесова Е.Н. и личные наблюдения.
В В Е Д Е Н И Е
Ледники Казахстана издавна привлекали к себе внимание ученых. История исследования ледников неразрывно связана с историей исследования природы и природных ресурсов в целом и характеризуется пятью этапами.
Первый этап - дореволюционный. Ледники в то время изучались в основном Русским географическим обществом. Главное внимание уделялось географии и морфологии ледников. Это был этап общего знакомства с оледенением гор Казахстана.
Первые сведения о ледниках Заилийского Алатау появились в литературе довольно поздно. Они относятся к 1899 году и касаются одного из наиболее удаленных от населенных пунктов Чилико-Кеминского горного узла. Более обстоятельное изучение ледников Заилийского Алатау началось с 1902 года по инициативе С, Е. Дмитриева. Первыми из открытых и описанных им были Туюксуские ледники, залегающие в верховья реки Малой Алматинки. С.Е.Дмитриев изучал их с 1902 по 1908 год. Он провел наблюдения за скоростями движения льда и пространственным его состоянием, посетил и описал ряд ледников в верховьях рек Иссык, Чилик и Средний Талгар. В 1916 г. ледники в верховьях рек Большой и Малой Алматинок изучал В. Д. Городецкий.
После революции 1917 г. в связи с новыми задачами по использованию природных ресурсов темпы развития гляциологии в Казахстане стали быстро расти. Одновременно расширялся круг изучаемых ледниковых явлений и углублялись проводимые исследования. Второй этап изучения ледников начинается с 1922 года и продолжается до 1936 г. Основоположником гляциологической науки в Казахстане является Н. Н. Пальгов [1] .
К 30-м годам в гляциологических исследованиях Казахстана наряду с геолого-геоморфологическим направлением получает развитие и новый подход к изучению ледников, который можно назвать гидрометеорологическим. В 1930 г. выходит из печати “Каталог ледников Средней Азии”, составленный Н. Л. Корженевским. В 1937 году вышла в свет монография С. В. Калесника “Горные ледниковые районы СССР”. В нее включены основные сведения о ледниках Казахстана, какими располагала к тому времени гляциологическая наука.
С 1937 до 1957 гг. шло дальнейшее углубление и расширение гляциологических исследований в Казахстане. К вопросам морфологии ледников присоединились вопросы о режиме и роли ледников в питании рек. Крупные узлы оледенения были охвачены топографическими съемками. По материалам многолетних наблюдений выявились многие закономерности, относящиеся к взаимодействию ледников и географических компонентов гор. Уточнялось значение ледников в стоке питаемых ими гор.
Начало четвертого этапа гляциологических исследований в Казахстане было положено Сектором географии АН Каз.ССР в 1957 г. в связи с Международным геофизическим годом.
В период МГГ и последующие годы гляциологические исследования, проводившиеся главным образом в Заилийском и Джунгарском Алатау, были направлены на изучение процессов накопления, преобразования и расхода льда на ледниках в зависимости от их энергообмена. Исходя из этого исследовались взаимодействия оледенения и климата, современное состояние, пространственное распределение, мощность оледенения и его современная эволюция.
Пятый этап - современный период развития гляциологии.
Главными направлениями гляциологических исследований в настоящее время следует признать создание службы постоянных наблюдений за колебаниями ледников; разработку проблемы механизма и роли быстрых продвижек ледников в настоящем и прошлом; изучение динамики и современной эволюции ледников; исследование моделей расчета и прогноза элементов ледникового климата, теплового и водного балансов нивально-гляциональной зоны; развитие методов анализа и расчета аккумуляции снега в районах со сложной фогриорией на основе ландшафтной индикации использования спутниковой информации и физического моделирования; совершенствование методики реконструкции рельефа и толщины ледников прошлого.
Наряду с научными проблемами и задачами перед гляциологией как наукой в настоящее время поставлен ряд чисто практических задач. Вот главные из них: разработка научных основ регулирования стока с ледников в целях ирригации (включая как искусственное таяние ледников, так и сохранение и консервацию льда); исследование лавин и гляциальных селей с целью разработки методов их прогнозирования; изучение пространственного распространения, географических условий развития вечной мерзлоты, влияние ее на природные ландшафты и хозяйственную деятельность человека в высокогорных районах Казахстана; использование горно-долинных районов для отдыха, туризма и горнолыжного спорта.
В настоящее время гляциологическая наука в Казахстане располагает значительными данными для решения вопросов о жизнедеятельности современных и древних ледников.
Хребет Заилийский Алатау представляет собой одну из крайних северных дуг горной системы Тянь-Шаня. На географических картах Хребет Заилийский Алатау обозначается в пределах от р. Чилик на восток до р. Чу на западе.
В этих границах он имеет общее протяжение около 280 км. Северными склонами хребет обращен к равнине, предгорная полоса которой является плодородным оазисом. Растянувшись колоссальным барьером, рассеченным по гребню на острие и приплюснутые вершины, горная цепь теряется своими концами в синей мгле далеких горизонтов. Значительная ее часть, занимающая центральное положение, покрыта “вечными” снегами. Здесь на протяжении около 150 км находится область современного оледенения. В ней тремя притупленными конусами, насаженными на широкую и обрывистую глыбу, выделяется наивысшая вершина хребет - Талгарский пик (4973 м). Вокруг Талгарского пика группируются несколько вершин, достигающих высоты 4500 м. Этот центральный участок Заилийского Алатау носит название Талгарского горного узла (“Оледенение Тянь-Шаня”, 1995 г.).
Имея основное простирание с северо-востока на юго-запад, равное 20 км, Талгарский узел упирается своим южным концом в такой же узкий, как он и сам, но более короткий гребень, соединяющий Заилийский Алатау с параллельным ему на юге хребтом Кунчей Алатау (по-казахски - “Песковые горы, обращенные к солнцу”).
Высшая точка Хребта Заилийский Алатау - Талгарский пик - делит весь хребет по длине на две неравные части. Восточная, ограниченная р. Чилик, тянется на расстоянии около 130 км, а западная, прижимающаяся к долине р. Чу, простирается почти на 150 км. Чем ближе к своим оконечностям, тем меньше становится абсолютная высота хребта. Близ долины р. Чилик она понижается до 2300 м, а на западном - до 2000 м и ниже. Подножие гор у края равнины лежит на высоте 700-900 м над уровнем моря, а гребень центральной части хребта возвышается над ней в среднем на 3500 м. По мере удаления от наивысшего поднятия в стороны относительная высота гор уменьшается до 1500-2000 м. Большой разнице в высотах главного хребта сопутствует асимметрия поперечного профиля хребта: северные склоны значительно шире и положе южных.
Средний уклон поверхности в центральной части хребта на северной стороне составляет 6-80 , а южный 180 и более (Токмагамбетов, 1976).
Орография и морфологические особенности гор Заилийского Алатау мало благоприятствуют современному оледенению. От главного водораздела хребта преимущественно в меридиональном направлении отходят ветвящиеся гребни второго порядка, разделяющие: основные речные бассейны. Хребет Заилийский Алатау, как и многие хребты Тянь-Шаня, отличается плосковершинностью водораздельных пространств. Окраины водораздельных плато расчленены древними ледниковыми перогами и цирками, а также верховьями горных долин, где создаются наиболее благоприятные условия для накопления снеговых масс. Такое расчленение резко выражено в срединной части основного хребта, где он имеет наибольшие высоты. Здесь самое значительное оледенение сосредоточено вокруг главной вершины - пика Талгар - и других, соседних с нею.
Речная сеть Заилийского Алатау относится преимущественно к бассейну р. Или, впадающей в оз. Балхаш, и лишь частично к бессточному бассейну р. Чу.
По положению истоков, характеру питания и водному режиму все реки этой территории четко подразделяются на три типа: горный, предгорный и равнинный.
Реки последних двух типов мелкие и не играют большой роли в водном балансе Заилийского Алатау. Горные реки наиболее крупные и полноводные, имеют значительный водосборные бассейны. Истоки из лежат на высоте более 3000 м, основное питание - ледниковое, но большое влияние на их режим оказывают атмосферные осадки и подземные воды. Все реки с ледниковым питанием, за исключением р.Ассы, имеют поперечные меридиональные долины. На северном склоне хребта первой с запада с ледниковым питанием является р.Узункаргалы. К востоку от нее текут реки Чемолган, Каскелен, Иссык, р. Ассы с ледниковыми водами.
Долины всех этих рек в верхних частях имеют тросовый характер, в нижних принимают облик широких ущелий, а местами и теснин с километровыми скалистыми стенами.
Южный склон Заилийского Алатау, падающий к долинам рек Чон-Кемин и Чилик, рассечен реками в поперечном направлении так же часто, как и северный, и почти каждая река северного склона имеет на юном склоне свой аналог, нередко с одноименным названием.
Таковы южные реки Каскелен, Аксай, Алматы, Талгар и Иссык. Большинство из них также питают ледники, в западной части- притоки р. Чилик.
Южные реки Талгар и Иссык, вытекающие из крупнейших ледников хребта, немногим уступают по водности своим северным аналогам. Река Чилик, прорывающаяся через главный водораздел на северную сторону, - самая большая в Заилийском Алатау. (Н.Н. Пальгов, 1969).
Геологическая история Заилийского Алатау весьма сложна. В допалеозое и в нижнем палеозое на месте хребта был прогиб земной коры, затопленный морем. Отложившиеся в последнем осадки поднялись на дневную поверхность в процессе каледонского орогенеза. В нижнекарбоновую эпоху на месте гор снова образовалось море (известняки с фиуной визе), которое затем при наступившем в середине карбона варисском диастрофизме сменилось сушей со следами широко развитой вулканической деятельности. К этому времени относится наибольшая часть гранитных интрузий в районе хребта.
В юрский период рельеф горного сооружения был выровнен до пенеплена, но вместе с тем в некоторых местах он осложнился разрывами новокиммерийской дислокации. В меловом периоде горы под влиянием денудации превратились в сглаженные плоско-холмистые возвышенности. В это же время и позднее на отдельных участках хребта в условиях его континентального существования аккумулировались значительные обломочные массы.
В конце третичного и начале четвертичного периода в результате возникновения дизъюнктичных дислокаций происходит глыбовое поднятие центральной части Заилийского Алатау, ограниченной с севера тектонической линией. Это привело к тому, что поверхность, ранее пенепленизированная, вновь превратилась в высокогорную страну.
Таким образом, в истории тектонического развития Заилийского Алатау особенности его строения наметились еще в докембрийское время в виде обособленных отдельных блоков, ограниченных законами региональных разломов северо-восточного простирания. Морфологически разломы конца девона - начало карбона повторили старый, ранее существовавший ромбический каркас, но развивались на фоне относительного роста Северо-Тяньшаньского поднятия (Чедая О.К., 1986).
В поздний палеозой, в заключительную фазу герценского цикла проявляются тектонические движения с пенепленизацией страны и активными образованиями коры выветривания.
Однако решающую роль в образовании современной поверхности Заилийского Алатау сыграли мезозой - кайнозойские тектонические движения, связанные с развитием Северо-Тяньшаньского активизированного складчатого пояса.
Центральная часть хребта унаследовала в своем развитии положение верхнепалеозойского слабо контрастного сводового поднятия и служила областью сноса для верхних пермьмезозойских прогибов Кульджинского седиментационного бассейна. Следовательно, под воздействием верхнепалеозойских и особенно мезозой - кайнозойских тектонических движений древний пенеплен Заилийского Алатау резко обновился. Наиболее сильно деформировалась его центральная часть, где на месте древнего пенеплена в плейстоценовый период возникла гляциальная высокогорная область.
В настоящее время наряду со складчатыми сводовыми движениями большой кривизны превалирующая роль в формировании современной морфоструктуры Заилийского Алатау отводится разломам и глыбовыми движениям. На юге и севере граница антиклинориев совпадает с разломами, группирующимися в две основные зоны: Северо-Заилийскую и Камено-Чиликскую. Они проявлены в рельефе и являются морфоструктурными границами. (Г.А. Токмагамбетов, 1976).
В четвертичном периоде, в связи с изменением климата на боле холодный, хребет подвергся первому покровному оледенению. В следующую затем межледниковую эпоху горы, освободившиеся от снегов и ледников, но продолжавшие испытывать тектонические влияния, постепенно преобразовывались. Денудационные агенты рассекали их глубокими долинами и ущельями, нарушив платообразность высокоподнятых плоскогорий. Предгорья оделись лессовым покровом, закрывшем собой предшествовавшие валунно-галечниковые и зандровые отложения. Морфологические черты гор стали близкими современным. В таком состоянии их застала вторая ледниковая эпоха, которая в силу иного рельефа хребта преимущественно свелась к долинному оледенению. Языки ледников в этот период спустились до 2200 м, а по мнению некоторых исследователей - еще ниже (считая по отметкам современного гипсометрического положения). Флювиогляциальные отложения покрыли более высокие части предгорий. Реки, глубоко эродируя свои долины, создали у подножия гор мощные конуса выносов.
За вторым оледенением последовало третье, менее значительное, остатком которого явились современные ледники. Занятые ими районы оказалась самым верхним ярусом рельефа, ограниченным снизу, на северных склонах, изогипсой в 3300 м, а на южных = высотами в 3600-3700 м. Этот гляциальный пояс, сложенный преимущественно гранитами, местами перекрытыми метаморфизированными сланцами, отличается сильной расчлененностью. Часть его территории занята современным оледенением, а другая только в недавнее время освободилась от ледников.
В пределах последней обнаженные от снега горы имеют необычайно разнообразные и “дикие” формы. Гребни их рассечены здесь на отдельные зубья, башни, колонны и т. д., в образовании которых главную роль сыграло морозное выветривание.
Между отрогами, отчленившимися от главного хребта, залегают ущелья и долины, из которых многие заняты ледниками. Верховья их широкими цирками внедряются в склоны вершин, откуда на них сползают мощные толщи фирнового снега. Транспортируя на себе падающие обломки камней, ледники заполнили долины моренными отложениями из валунов, щебня и мелкого рыхлого материала. Эти отложения перегораживают долины, ущелья и окаймляют склоны вдоль ледниковых языков (Н. Н. Пальгов. 1958).
На участке от р. Каскелен до Талгарского пика на гребне хребта преобладают острые, реже тупые вершины с широким цоколем. Далее от Талгарского пика к востоку хребет приобретает черты ровных поверхностей.
Большинство вершин имеет здесь вид узких горизонтальных гребней, растянутых на сотни метров в длину. Некоторые же превращаются в плоские, односторонние и слегка наклоненные кровли. Выше снеговой линии на них концентрируется большое количество снега.
Отвесные и горизонтальные плоскости - это две крайние формы рельефа в гляциальном поясе. Между ними имеется большое разнообразие переходных форм. Здесь и мягкие пологие склоны перогов, совсем недавно оставленных ледниками, и 30-40о склоны ущелий. На самых крутых из них снег долго не удерживается. При малейшем толчке он сползает пластами или стремительно падает лавинами. Таким путем ледники получают часть своего питания, которая в дальнейшей стадии их жизни превращается в лед.
Район современного оледенения в Заилийском Алатау в основном занимает пространство длиною до 140 км. На северном склоне он располагается между меридианами 76о18’ и 78о0’. Здесь его крайними участками являются: на западе - верховья р. Узункаргалы и на востоке - верховья р. Асы.
На южном склоне современное оледенение ограничено меридианами 76о16’ и 77о40’ .
Здесь крайние ледники в западной части хребта залегают в истоках р. Тегирментысу, впадающей в р. Чонгкемин, а в восточной части - в истоках р. Оденсай, впадающей в р. Чилик.
Большинство исследователей считают, что в Заилийском Алатау было три оледенения: первой -полупокровное, второе и третье - деликные (Н. Н. Пальгов. 1958).
Современное оледенение Заилийского Алатау является продуктом жизнедеятельности ледников стадии фернау последнего (голоценового) оледенения, следы которого сохранились на днищах и склонах долин в виде скульптурных и аккумулятивных форм рельефа.
В настоящее время ледники занимают лишь самые верхние участки долин и горных склонов.
Размещение современных ледников предопределяется не только условиями высокогорного климата, но и связано с гипсометрией, орографией, экспозицией, а также с механическими факторами: миграцией снега под воздействием ветра, лавинами и камнепадами. Миграция снега происходит при избирательном движении воздушных циклонических масс, которые с водоразделов гор и ближайших к ним частей западных склонов увлекают некоторое количество снега на восточные склоны. Вследствие этого питание ледников, лежащих к западу, ухудшается, а питание ледников, расположенных к востоку, усиливается. Процесс западного переноса воздушных масс, действующих длительное время над территорией хребта, способствовал тому, что в отрогах осевого хребта, ориентированных меридионально, создавались особые условия для непрерывного перераспределения осадков и формирования ледников.
Древние ледники в основном консервировали восточные, а не западные склоны отрогов от разрушения, что привело к неравномерному их расчленению. Западные склоны, лишенные обильного количества снега, подвергались активному воздействию линейной эрозии, к настоящему времени они сильно расчленены и достигли значительной крутизны. Скульптурных ледниковых форм рельефа на них представлено мало.
Восточные склоны отрогов длительное время находились под мощным ледяным панцирем, предохраняющим их от влияния физического выветривания и линейной эрозии. Расчленение склонов обусловлено в основном экзарацией ледников. Восточные склоны отрогов более пологие, чем западные, изобилуют формами рельефа ледникового происхождения преимущественно карового шипа, в большинстве своем занятыми ледниками (Г. А. Токмагамбетов, 1976).
Для ледников Заилийского Алатау большое значение имеет лавинное питание, особенно при отсутствии сплошных фирновых полей.
Роль камнепадов сводится к защите погребенных частей ледника от таяния, что дает возможность леднику продвигаться вперед и, возрастая в длину, увеличиваться по площади.
При анализе оледенения Заилийского Алатау обнаружилось, что с уменьшением размеров ледников, число их резко возрастает (табл. 1, рис. 1). Данные Г. А. Токмагамбетова “Ледники Заилийского Алатау”, 1976 г.).
Эмпирическое (1) и теоретическое (2) распределение ледников Заилийского Алатау по площади
Таблица 1
Эмпирическое (f) и теоретическое (F) распределение ледников Заилийского Алатау по площадям (S)
х
S
f
F
интервала
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
Всего:
393
100,0
393
100
n - количество ледников;
p - доля ледников в соответствующем интервале, выраженная в % ко всему количеству ледников Заилийского Алатау (в пределах Казахстана).
Ледники Заилийского Алатау можно разделить на три группы:
ледники долин (сложные долинные, простые долинные, котловинные, висячие, долинные, карово-долинные);
ледники каров и подножий склонов (каровые, карово-висячие, висячие каровые, шлейфовые);
ледники висячие и плоских вершин.
Таблица 2.
Количество и площадь ледников различных морфологических типов в пределах Казахстана.
Данные Г.А. Токмагамбетова, 1976.
Морфологический тип ледников
Количество ледников
Отношение к общему количеству ледников хребта
Общая площадь ледников,
км2
Отношение к общей площади хребта
Ледники долин
Сложные
1
0,2
3,8
8,0
Простые
53
13,5
152,9
32,6
Котловинные
7
1,8
91,1
19,8
Висячие
29
7,3
40,6
8,6
Карово-долинные
7
1,8
9,6
1,8
Всего:
97
24,6
331,2
70,8
Ледники каров и подножий
Шлейфовые
43
11,0
70,3
14,9
Каровые
60
15,3
30,1
6,4
Карово-висячие
20
5,0
8,9
1,8
Всего:
123
31,3
109,3
23,1
Ледники висячих и плоских вершин
Висячие
157
40,0
22,5
4,8
Плоских вершин
16
4,1
6,3
1,3
Всего:
173
44,1
28,8
6,1
Итого:
393
100
469,3
100
Из данных таблицы 2 и рис. 1 следует, что с изменением размеров и количества ледников меняются их морфологические типы.
Ледники первой группы имеют наибольшие размеры, но их немного. Очевидно, что удобных вместилищ для существования крупных ледников в любой горной системе гораздо меньше, чем мелких и средних углублений.
Из данных таблицы 2 видно, что самая большая доля от общей площади принадлежит долинным ледникам. Современные долинные ледники имеют хорошо выраженные широкие фирновые бассейны, нередко расчлененные на несколько мульдообразных расширений. Для этих ледников характерен хорошо выраженный язык и наличие полного комплекса моренных отложений. Исключительное положение среди всех выделенных типов занимают сложные долинные ледники. В Заилийском Алатау этот тип представлен одним ледником - Корженевского - в бассейне р. Чилик. Этот ледник образуется из нескольких ледяных потоков, имеющих собственные бассейны питания.
Эти потоки, как правило, разделены срединными моренами. Площадь ледника 38 км2 . Общая протяженность самой длинной правой ветви его 11,5 км, левой, наиболее короткой, - 8 км. (Г. А. Тамгамбетов, 1976).
Более 32 % площади оледенения приходится на простые долинные ледники. В хребте их насчитывается 53, что составляет 13,5% от общего количества. Размеры долинных ледников преимущественно зависят от размеров их вместилищ и абсолютной высоты нижней границы питания. Чем большая часть долины будет находиться выше границы и чем больше аккумуляция снега на леднике, тем крупнее будет ледник.
Котловинные ледники в Заилийском Алатау обычно отличаются большими площадями. Некоторые из них по ширине почти не уступают своей длине. Котловинные ледники занимают широкие многокамерные цирки, в пределах которых остается и большая часть их языка. Эти ледники, как правило, отличаются наибольшей толщиной от ледников других типов.
Другие же наряду с широким фирновым полем имеют довольно длинный язык. Такие ледники называются полукотловинными. Типичных крупных котловинных ледников в Заилийском Алатау мало - всего семь. К ним относятся ледники Тангырык и Богатырь (в истоках р. Чилик), ледники Дмитриева (в истоках р. Левый Талгар), Шнитникова (в истоках р. Аксай) и другие. Они составляют 1,8% от общего количества ледников, однако их площадь равна 91,1 км2 , т.е. 19,8 % от общей площади оледенения.
Фирновые поля долинных, сложных долинных и котловинных ледников имеют небольшие уклоны, что способствует накоплению снега. На тыловых стенках цирков во льду часто наблюдаются трещины, небольшие сбросы и надвиги. Поверхность языков таких ледников довольно спокойная и слабозагрязненная, их продольный профиль зависит от продольного профиля лота (в формировании которого, в свою очередь, принимают участие ледники). Над выступами ложа при наличии ригелей уклон поверхности ледников увеличивается, здесь часто во льду образуются трещины и даже ледопады. Между ригелями ледник выполаживается. Продольный профиль малого ледника обычно имеет ступенчатый характер.
Ледники висячих долин, по определению С. В. Калесника, “во всех почти случаях занимают не главную долину, часто свободную от льда, а боковые висячие, по отношению к которым главная является переуглубленной”. Эти ледники образуются в результате отчленения притоков от главных долинных или котловинных ледников. Главная долина в этом случае является переуглубленной по отношению к боковым висячим долинам.
В этом типе следует отличать ледники, лежащие в верховьях висячих долин и не доходящие своими концами до устья последних, от ледников, достигающих устья долины. Та и другая разновидности распространены в Заилийском Алатау более или менее равномерно. Такие ледники характеризуются небольшой шириной (200-400 м) и наличием длинных плащей моренных отложений, располагающихся вблизи концов ледников. У ледников, выступающих на склон главной долины, эти моренные плащи имеют более значительное падение, чем основное тело самих ледников. Почти всегда они доходят до дна главной долины, которое иногда отстоит от конца языка на глубине 500 м и более.
В хребте насчитывается 29 долинных ледников площадью 40,6км2 (8,6 от общей площади оледенения).
Близок к типу ледников висячих долин тип ледников ущелий. Разница между первым и вторым та, что второй занимает исключительно ущелья, которые могут быть и приподняты и не приподняты над главной долиной в месте своего слияния с нею. Ледники висячих долин Заилийском Алатау во многих случаях могут быть причислены к ледникам ущелий, так как их вместилища представляют собою узкие и глубокие долины, характеризующиеся как ущелья.
Около 50 % всей территории оледенения в Заилийском Алатау приходится на ледники малых размеров. Из этих последний самыми распространенными являются каровые, которые целиком располагаются на дне кара или частично выходят из него на склон горы висячими языками.
Карово-долинных ледников всего семь, площадь их 8,6 км2 , что составляет 1,8 % от общей площади. Нередко карово-долинные размещаются в верховья узких боковых долин, занимают небольшие кары, из которых выступают довольно пологие языки.
Все разновидности ледников приурочены к наиболее высоким участкам гор. Средняя абсолютная высота, с которой берут начало эти ледники, 4350 м, а опускаются они до высоты 3580 м. Положительная разность оледенения для ледников долин названных типов в среднем равна 250 м, отрицательна - 290 м, а ледниковый коэффициент составляет 1,36.
Разделение группы ледников долин на типы обусловлено прежде всего рельефом и экспозицией долин, в которых они залегают.
Ледники каров и подножий располагаются в карах и частях долины, покинутых ледниками первой группы. Этих ледников больше, но площадь их в несколько раз меньше, чем площадь первых. Среди ледников каров и подножий самые крупные - ледники шлейфового типа, занимающие промежуточное положение между ледниками долинного и карово-висячего типа. Это форма ледников образуется в результате того, что ледник, сокращаясь в размерах, отступает вверх, к одной из сторон долины, той, которая более затенена.
В результате нижнее, а иногда и среднее течение его языка оставляет за собой по продольной оси только одну половину долины и даже меньше. Язык ледника размещается в долине преимущественно вдоль подножия склона, по которому он получает свое главное питание, и является как бы шлейфом ледниково-снегового склона горы. В то же время фирновая линия ледника поднимается выше подножия склона, на самый склон, где располагается остальная, большая часть ледника с его фирновыми полями. Та часть языка, которая лежит у подножия, имеет два уклона: один - к противоположной стороне долины и другой - по продольной оси долины. Фронтальная морена малого ледника производит впечатление боковой, причем она возвышается над долиной обычно круто и высоко (до 40-100 м). Под нею залегает погребенная ледяная толща, не потерявшая связи с ледником. Подобные образования можно назвать шейфовыми ледниками склонов в отличие от простых ледников склона, не доходящих до дна долины, т.е. принадлежащих к типу висячих. Шлейфовые ледники своими погребенными частями спускаются до высоты 3400-3500 м. Насчитывается 43 ледника этого типа, что составляет 11,0 % от общего количества ледников, площадь их равна 70,3 км2 или 14,9 % от всех площади оледенения. Крупнейшие из них достигают в длину до 2 км и более, по площади - до 3 км2 (ледник Тимофеева в бассейне р. Б. Алматинка).
Более 60 % всех ледников Заилийском Алатау приходится на ледники малых размеров (до 1 км2 ). Среди них самыми распространенными являются каровые, карово-висячие и висячие ледники. Каровые ледники целиком располагаются на дне кара или частично выходят из него на склон горы высячими языками. Фирновые поля таких ледников располагаются на крутых тыловых стенах кара, языки более пологи, а вблизи конца выпуклы. Нередко каровые ледники представлены угасающими формами, в которых ледник доходит только до середины кара или даже останавливается на одной из его стен, превращаясь в висячий. В последнем случае он внешне напоминает суживающийся книзу лист растения или лоскут, разрезанный у конца на мелкие части. Каровые ледники Заилийском Алатау чаще встречаются на склонах солнечных экспозиций (южных, западных и восточных). Высота их подножий над уровнем моря весьма значительна - около 3800-3900 м.
В районе насчитывается около 60 каровых ледников, что составляет более 15 % от их общего количества. Общая площадь этих ледников 30,1 км2 или 6,4 % от всей площади оледенения.
Карово-висячие ледники располагаются на горных склонах. Они выработали углубление - нивальную нишу, которая не имеет еще на продольном профиле участка с обратным уклоном ложа, характерного для каров. Такие ледники в области питания обладают вогнутым профилем, а их концы оконтурены валами морен. Тело такого ледника полностью находится внутри своего вместилища, не выступая над склонами.
На территории описываемых бассейнов находится 20 карово-висячих ледников, т.е. 5 % от их общего количества. Площадь этих ледников равна 8,9 км2 или 1,8 % от общей площади оледенения. Средняя площадь ледников этого типа 0,4 км2 , а средняя длина 1 км. Это наименьшие по размерам ледники из всех разновидностей каровых. Средняя высота хребтов, с которых берут начало все разновидности каровых ледников, равна 4000 м, а оканчиваются они на отметке 3630 м над уровнем моря. Положительная разность оледенения 270 м, отрицательная 120 м, ледниковый коэффициент 1,21.
Ледники висячие и плоских вершин, располагаясь в небольших углублениях склонов, имеют наибольшее распространение и весьма незначительную площадь.
Тип висячих ледников в Заилийском Алатау встречается часто и наблюдается не только на стенах каров, но и на склонах гор, где имеет две основные разновидности:
высячие ледники во впадинах и ложбинах склона и
висячие ледники непосредственно на плоской поверхности склона.
Первая из этих разновидностей обычно представляет собой хорошо развитую компактную ледяную массу, нередко выраженную на своей оконечности обрывистым лбом и боками. Концы ледников этой разновидности не особенно далеко отстоят от фирновой линии. Лед на концах имеет белый цвет и фирновую структуру. Падение языков крутое.
Чаще всего эти ледники являются спутниками какого-либо долинного или котловинного ледника, до которого они, если находятся в нижней и средней части ледникового бассейна, не доходят или с которыми сливаются, если залегают в верхней части бассейна.
Висячие ледники плоской поверхности склона представляют подобие тех же лоскутов, какие наблюдаются на стенах каров, с той только разницей, что их падение не так круто, а по величине они могут быть значительно больше.
Все висячие ледники отличаются почти полным отсутствием моренных отложений, так как борта ледников приподняты над поверхностью горного склона. Моренные отложения попадают на них только с тех скалистых обнажений, которые иногда выходят на поверхность, прорезав ледник, или лежат на гребнях склона, возвышаются над ледником. Эти поверхностные отложения вообще незначительны. Концы висячих ледников не опускаются ниже 3500 м. Большинство ледников висячего типа размещается или на восточных склонах отрогов и ориентировано в основном на северо-восток, или на северных склонах каров. Эта особенность размещения связана с неравномерностью поступления солнечной радиации на склоны разной ориентации и механическим перераспределением снега под воздействием западных ветров.
Средняя высота хребтов, с которых берут начало ледники висячего типа, достигает 4100 м, а концов ледников - 3710 м. Положительная разность оледенения 290 м, отрицательная - 150 м, ледниковый коэффициент - 1,05.
Изредка, главным образом в восточной половине хребта, встречаются ледники плоских вершин. По внешнему виду это снежные скатерми, покрывающие небольшие горизонтальные, либо слегка наклоненные участки. И характеризуются отсутствием трещин. Они залегают на высотах, близких к границам постоянных снегов.