Реферат: Ледниковые морфоструктуры Северного Тянь-Шаня - Заилийский Алатау
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
Главапервая. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ
ХАРАКТЕРИСТИКИ ЗАИЛИЙСКОГО
АЛАТАУ
1.1. Общие чертыприроды
1.2. Геологическоестроение
Глававторая. СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ
ЗАИЛИЙСКОГО АЛАТАУ
2.1. ОледнениеЗаилийского Алатау
2.2. Морфологическиетипы ледников
2.3. Зависимостьразмером оледенения от высоты гор
Главатретья. ОЛЕДЕНЕНИЕ НА СЕВЕРНОМ
СКЛОНЕ ЗАИЛИЙСКОГО АЛАТАУ
3.1. Бассейн р.Узункаргалы
3.2. Бассейн р.Чамалган
3.3. Бассейн р.Каскелен
3.4. Бассейн р.Аксай
3.5. Бассейн р.Большая Алматинка
3.6. Горноледниковыйбассейн Туюксу
3.7. Бассейн р.Левый Талгар
3.8. Бассейн р.Средний Талгар
3.9. Бассейн р.Правый Талгар
3.10.Бассейн р. Иссык
3.11.Бассейн р. Тургень
Главачетвертая. ОЛЕДЕНЕНИЕ НА ЮЖНОМ СКЛОНЕ
ЗАИЛИЙСКОГОАЛАТАУ
4.1. Бассейн р.Чонгкемин
4.2. Бассейн р.Чилик
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
СПИСОКЛИТЕРАТУРЫ
<span Times New Roman",«serif»;mso-fareast-font-family:«Times New Roman»; mso-ansi-language:EN-US;mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language:AR-SA">ХребетЗаилийский Алатау представляет собойодну из крайних северных дуг горной системы Тянь-Шаня. На географических картахХребет Заилийский Алатау обозначается в пределах от р. Чилик на восток до р. Чуна западе.
Вэтих границах он имеет общее протяжение около 280 км. Северными склонами хребетобращен к равнине, предгорная полоса которой является плодородным оазисом.Растянувшись колоссальным барьером, рассеченным по гребню на острие иприплюснутые вершины, горная цепь теряется своими концами в синей мгле далекихгоризонтов. Значительная ее часть, занимающая центральное положение, покрыта“вечными” снегами. Здесь на протяжении около 150 км находится область современного оледенения. В ней тремяпритупленными конусами, насаженными на широкую и обрывистую глыбу, выделяетсянаивысшая вершина хребет — Талгарский пик (4973 м). Вокруг Талгарского пикагруппируются несколько вершин, достигающих высоты 4500 м. Этот центральныйучасток Заилийского Алатау носит название Талгарского горного узла (“ОледенениеТянь-Шаня”, 1995 г.).
Имеяосновное простирание с северо-востока на юго-запад, равное 20 км, Талгарскийузел упирается своим южным концом в такой же узкий, как он и сам, но болеекороткий гребень, соединяющий Заилийский Алатау с параллельным ему на югехребтом Кунчей Алатау (по-казахски — “Песковые горы, обращенные к солнцу”).
Высшаяточка Хребта Заилийский Алатау — Талгарский пик — делит весь хребет по длине надве неравные части. Восточная, ограниченная р. Чилик, тянется на расстоянииоколо 130 км, а западная, прижимающаяся к долине р. Чу, простирается почти на150 км. Чем ближе к своим оконечностям, тем меньше становится абсолютная высотахребта. Близ долины р. Чилик она понижается до 2300 м, а на западном — до 2000м и ниже. Подножие гор у края равнины лежит на высоте 700-900 м над уровнемморя, а гребень центральной части хребта возвышается над ней в среднем на 3500м. По мере удаления от наивысшего поднятия в стороны относительная высота горуменьшается до 1500-2000 м. Большой разнице в высотах главного хребтасопутствует асимметрия поперечного профиля хребта: северные склоны значительношире и положе южных.
Среднийуклон поверхности в центральной части хребта на северной стороне составляет 6-80, а южный 180и более (Токмагамбетов, 1976).
Орографияи морфологические особенности гор Заилийского Алатау мало благоприятствуютсовременному оледенению. От главного водораздела хребта преимущественно вмеридиональном направлении отходят ветвящиеся гребни второго порядка, разделяющие:основные речные бассейны. Хребет Заилийский Алатау, как и многие хребтыТянь-Шаня, отличается плосковершинностью водораздельных пространств. Окраиныводораздельных плато расчленены древними ледниковыми перогами и цирками, атакже верховьями горных долин, где создаются наиболее благоприятные условия длянакопления снеговых масс. Такое расчленение резко выражено в срединной частиосновного хребта, где он имеет наибольшие высоты. Здесь самое значительноеоледенение сосредоточено вокруг главной вершины — пика Талгар — и других,соседних с нею.
Речнаясеть Заилийского Алатау относится преимущественно к бассейну р. Или, впадающейв оз. Балхаш, и лишь частично к бессточному бассейну р. Чу.
Поположению истоков, характеру питания и водному режиму все реки этой территориичетко подразделяются на три типа: горный, предгорный и равнинный.
Рекипоследних двух типов мелкие и не играют большой роли в водном балансеЗаилийского Алатау. Горные реки наиболее крупные и полноводные, имеютзначительный водосборные бассейны. Истоки из лежат на высоте более 3000 м,основное питание — ледниковое, но большое влияние на их режим оказываютатмосферные осадки и подземные воды. Все реки с ледниковым питанием, заисключением р.Ассы, имеют поперечные меридиональные долины. На северном склонехребта первой с запада с ледниковым питанием является р.Узункаргалы. К востокуот нее текут реки Чемолган, Каскелен, Иссык, р. Ассы с ледниковыми водами.
Долинывсех этих рек в верхних частях имеют тросовый характер, в нижних принимаютоблик широких ущелий, а местами и теснин с километровыми скалистыми стенами.
Южныйсклон Заилийского Алатау, падающий к долинам рек Чон-Кемин и Чилик, рассеченреками в поперечном направлении так же часто, как и северный, и почти каждаярека северного склона имеет на юном склоне свой аналог, нередко с одноименнымназванием.
Таковыюжные реки Каскелен, Аксай, Алматы, Талгар и Иссык. Большинство из них такжепитают ледники, в западной части- притоки р. Чилик.
Южныереки Талгар и Иссык, вытекающие из крупнейших ледников хребта, немногимуступают по водности своим северным аналогам. Река Чилик, прорывающаяся черезглавный водораздел на северную сторону, — самая большая в Заилийском Алатау.(Н.Н. Пальгов, 1969).
<span Times New Roman",«serif»;mso-fareast-font-family:«Times New Roman»; mso-ansi-language:RU;mso-fareast-language:RU;mso-bidi-language:AR-SA">Геологическаяистория Заилийского Алатау весьма сложна. В допалеозое и в нижнем палеозое наместе хребта был прогиб земной коры, затопленный морем. Отложившиеся впоследнем осадки поднялись на дневную поверхность в процессе каледонскогоорогенеза. В нижнекарбоновую эпоху на месте гор снова образовалось море (известнякис фиуной визе), которое затем при наступившем в середине карбона варисскомдиастрофизме сменилось сушей со следами широко развитой вулканическойдеятельности. К этому времени относится наибольшая часть гранитных интрузий врайоне хребта.
Вюрский период рельеф горного сооружения был выровнен до пенеплена, но вместе стем в некоторых местах он осложнился разрывами новокиммерийской дислокации. Вмеловом периоде горы под влиянием денудации превратились в сглаженныеплоско-холмистые возвышенности. В это же время и позднее на отдельных участкаххребта в условиях его континентального существования аккумулировалисьзначительные обломочные массы.
Вконце третичного и начале четвертичного периода в результате возникновениядизъюнктичных дислокаций происходит глыбовое поднятие центральной частиЗаилийского Алатау, ограниченной с севера тектонической линией. Это привело ктому, что поверхность, ранее пенепленизированная, вновь превратилась ввысокогорную страну.
Такимобразом, в истории тектонического развития Заилийского Алатау особенности егостроения наметились еще в докембрийское время в виде обособленных отдельныхблоков, ограниченных законами региональных разломов северо-восточногопростирания. Морфологически разломы конца девона — начало карбона повторилистарый, ранее существовавший ромбический каркас, но развивались на фонеотносительного роста Северо-Тяньшаньского поднятия (Чедая О.К., 1986).
Впоздний палеозой, в заключительную фазу герценского цикла проявляютсятектонические движения с пенепленизацией страны и активными образованиями корывыветривания.
Однакорешающую роль в образовании современной поверхности Заилийского Алатау сыгралимезозой — кайнозойские тектонические движения, связанные с развитиемСеверо-Тяньшаньского активизированного складчатого пояса.
Центральнаячасть хребта унаследовала в своем развитии положение верхнепалеозойского слабоконтрастного сводового поднятия и служила областью сноса для верхнихпермьмезозойских прогибов Кульджинского седиментационного бассейна.Следовательно, под воздействием верхнепалеозойских и особенно мезозой — кайнозойских тектонических движений древний пенеплен Заилийского Алатау резкообновился. Наиболее сильно деформировалась его центральная часть, где на местедревнего пенеплена в плейстоценовый период возникла гляциальная высокогорнаяобласть.
Внастоящее время наряду со складчатыми сводовыми движениями большой кривизныпревалирующая роль в формировании современной морфоструктуры Заилийского Алатауотводится разломам и глыбовыми движениям. На юге и севере граница антиклинориевсовпадает с разломами, группирующимися в две основные зоны: Северо-Заилийскую иКамено-Чиликскую. Они проявлены в рельефе и являются морфоструктурнымиграницами. (Г.А. Токмагамбетов, 1976).
Вчетвертичном периоде, в связи с изменением климата на боле холодный, хребетподвергся первому покровному оледенению. В следующую затем межледниковую эпохугоры, освободившиеся от снегов и ледников, но продолжавшие испытыватьтектонические влияния, постепенно преобразовывались. Денудационные агентырассекали их глубокими долинами и ущельями, нарушив платообразностьвысокоподнятых плоскогорий. Предгорья оделись лессовым покровом, закрывшемсобой предшествовавшие валунно-галечниковые и зандровые отложения.Морфологические черты гор стали близкими современным. В таком состоянии ихзастала вторая ледниковая эпоха, которая в силу иного рельефа хребтапреимущественно свелась к долинному оледенению. Языки ледников в этот периодспустились до 2200 м, а по мнению некоторых исследователей — еще ниже (считая поотметкам современного гипсометрического положения). Флювиогляциальные отложенияпокрыли более высокие части предгорий. Реки, глубоко эродируя свои долины,создали у подножия гор мощные конуса выносов.
Завторым оледенением последовало третье, менее значительное, остатком которогоявились современные ледники. Занятые ими районы оказалась самым верхним ярусомрельефа, ограниченным снизу, на северных склонах, изогипсой в 3300 м, а наюжных = высотами в 3600-3700 м. Этот гляциальный пояс, сложенный преимущественногранитами, местами перекрытымиметаморфизированными сланцами, отличается сильной расчлененностью. Часть еготерритории занята современным оледенением, а другая только в недавнее времяосвободилась от ледников.
Впределах последней обнаженные от снега горы имеют необычайно разнообразные и“дикие” формы. Гребни их рассечены здесь на отдельные зубья, башни, колонны ит. д., в образовании которых главную роль сыграло морозное выветривание.
Междуотрогами, отчленившимися от главного хребта, залегают ущелья и долины, изкоторых многие заняты ледниками. Верховья их широкими цирками внедряются всклоны вершин, откуда на них сползают мощные толщи фирнового снега.Транспортируя на себе падающие обломки камней, ледники заполнили долиныморенными отложениями из валунов, щебня и мелкого рыхлого материала. Этиотложения перегораживают долины, ущелья и окаймляют склоны вдоль ледниковыхязыков (Н. Н. Пальгов. 1958).
Научастке от р. Каскелен до Талгарского пика на гребне хребта преобладают острые,реже тупые вершины с широким цоколем. Далее от Талгарского пика к востокухребет приобретает черты ровных поверхностей.
Большинствовершин имеет здесь вид узких горизонтальных гребней, растянутых на сотни метровв длину. Некоторые же превращаются в плоские, односторонние и слегканаклоненные кровли. Выше снеговой линии на них концентрируется большоеколичество снега.
Отвесныеи горизонтальные плоскости — это две крайние формы рельефа в гляциальном поясе.Между ними имеется большое разнообразие переходных форм. Здесь и мягкие пологиесклоны перогов, совсем недавно оставленных ледниками, и 30-40осклоны ущелий. На самых крутых из них снег долго не удерживается. При малейшемтолчке он сползает пластами или стремительно падает лавинами. Таким путемледники получают часть своего питания, которая в дальнейшей стадии их жизнипревращается в лед.
Районсовременного оледенения в Заилийском Алатау в основном занимает пространстводлиною до 140 км. На северном склоне он располагается между меридианами 76о18’и 78о0’. Здесь его крайними участками являются: на западе — верховьяр. Узункаргалы и на востоке — верховья р. Асы.
Наюжном склоне современное оледенение ограничено меридианами 76о16’и 77о40’.
Здеськрайние ледники в западной части хребта залегают в истоках р. Тегирментысу,впадающей в р. Чонгкемин, а в восточной части — в истоках р. Оденсай, впадающейв р. Чилик.
Большинствоисследователей считают, что в Заилийском Алатау было три оледенения: первой-полупокровное, второе и третье — деликные (Н. Н. Пальгов. 1958).
Современноеоледенение Заилийского Алатау является продуктом жизнедеятельности ледниковстадии фернау последнего (голоценового) оледенения, следы которого сохранилисьна днищах и склонах долин в виде скульптурных и аккумулятивных форм рельефа.
Внастоящее время ледники занимают лишь самые верхние участки долин и горныхсклонов.
Размещениесовременных ледников предопределяется не только условиями высокогорногоклимата, но и связано с гипсометрией, орографией, экспозицией, а также смеханическими факторами: миграцией снега под воздействием ветра, лавинами икамнепадами. Миграция снега происходит при избирательном движении воздушныхциклонических масс, которые с водоразделов гор и ближайших к ним частейзападных склонов увлекают некоторое количество снега на восточные склоны. Вследствиеэтого питание ледников, лежащих к западу, ухудшается, а питание ледников,расположенных к востоку, усиливается. Процесс западного переноса воздушныхмасс, действующих длительное время над территорией хребта, способствовал тому,что в отрогах осевого хребта, ориентированных меридионально, создавались особыеусловия для непрерывного перераспределения осадков и формирования ледников.
Древниеледники в основном консервировали восточные, а не западные склоны отрогов отразрушения, что привело к неравномерному их расчленению. Западные склоны,лишенные обильного количества снега, подвергались активному воздействиюлинейной эрозии, к настоящему времени они сильно расчленены и достиглизначительной крутизны. Скульптурных ледниковых форм рельефа на них представленомало.
Восточныесклоны отрогов длительное время находились под мощным ледяным панцирем,предохраняющим их от влияния физического выветривания и линейной эрозии.Расчленение склонов обусловлено в основном экзарацией ледников. Восточныесклоны отрогов более пологие, чем западные, изобилуют формами рельефаледникового происхождения преимущественно карового шипа, в большинстве своемзанятыми ледниками (Г. А. Токмагамбетов, 1976).
Дляледников Заилийского Алатау большое значение имеет лавинное питание, особеннопри отсутствии сплошных фирновых полей.
Ролькамнепадов сводится к защите погребенных частей ледника от таяния, что даетвозможность леднику продвигаться вперед и, возрастая в длину, увеличиваться поплощади.
Прианализе оледенения Заилийского Алатау обнаружилось, что с уменьшением размеровледников, 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) итеоретическое (F)распределение
ледников Заилийского Алатау
по площадям (S)
Номер
S
f
F
интервала
км2
n
p, %
n
p, %
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
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 — доляледников в соответствующем интервале, выраженная в % ко всему количеству ледников ЗаилийскогоАлатау (в пределах Казахстана).
ЛедникиЗаилийского Алатау можно разделить на три группы:
1) ледники долин (сложные долинные,простые долинные, котловинные, висячие, долинные, карово-долинные);
2) ледники каров и подножий склонов(каровые, карово-висячие, висячие каровые, шлейфовые);
3) ледники висячие и плоских вершин.
Таблица 2.
Количествои 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
Изданных таблицы 2 и рис. 1 следует, что с изменением размеров и количестваледников меняются их морфологические типы.
Ледникипервой группы имеют наибольшие размеры, но их немного. Очевидно, что удобныхвместилищ для существования крупных ледников в любой горной системе гораздоменьше, чем мелких и средних углублений.
Изданных таблицы 2 видно, что самая большая доля от общей площади принадлежитдолинным ледникам. Современные долинные ледники имеют хорошо выраженныеширокие фирновые бассейны, нередко расчлененные на несколько мульдообразныхрасширений. Для этих ледников характерен хорошо выраженный язык и наличиеполного комплекса моренных отложений. Исключительное положение среди всехвыделенных типов занимают сложные долинные ледники. В Заилийском Алатауэтот тип представлен одним ледником — Корженевского — в бассейне р. Чилик. Этотледник образуется из нескольких ледяных потоков, имеющих собственные бассейныпитания.
Этипотоки, как правило, разделены срединными моренами. Площадь ледника 38 км2. Общая протяженность самой длинной правой ветви его 11,5 км, левой, наиболеекороткой, — 8 км. (Г. А. Тамгамбетов, 1976).
Более32 % площади оледенения приходится на простые долинные ледники. В хребтеих насчитывается 53, что составляет 13,5% от общего количества. Размерыдолинных ледников преимущественно зависят от размеров их вместилищ и абсолютнойвысоты нижней границы питания. Чем большая часть долины будет находиться вышеграницы и чем больше аккумуляция снега на леднике, тем крупнее будет ледник.
Котловинные ледникив Заилийском Алатау обычно отличаются большимиплощадями. Некоторые из них по ширине почти не уступают своей длине.Котловинные ледники занимают широкие многокамерные цирки, в пределах которыхостается и большая часть их языка. Эти ледники, как правило, отличаютсянаибольшей толщиной от ледников других типов.
Другиеже наряду с широким фирновым полем имеют довольно длинный язык. Такие ледникиназываются полукотловинными. Типичных крупных котловинных ледников в ЗаилийскомАлатау мало — всего семь. К ним относятся ледники Тангырык и Богатырь (вистоках р. Чилик), ледники Дмитриева (в истоках р. Левый Талгар), Шнитникова (вистоках 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 площадиоледенения.
Фирновыеполя долинных, сложных долинных и котловинных ледников имеют небольшие уклоны,что способствует накоплению снега. На тыловых стенках цирков во льду частонаблюдаются трещины, небольшие сбросы и надвиги. Поверхность языков такихледников довольно спокойная и слабозагрязненная, их продольный профиль зависитот продольного профиля лота (в формировании которого, в свою очередь, принимаютучастие ледники). Над выступами ложа при наличии ригелей уклон поверхностиледников увеличивается, здесь часто во льду образуются трещины и даже ледопады.Между ригелями ледник выполаживается. Продольный профиль малого ледника обычноимеет ступенчатый характер.
Ледники висячих долин, по определению С. В. Калесника, “во всех почтислучаях занимают не главную долину, часто свободную от льда, а боковые висячие,по отношению к которым главная является переуглубленной”. Эти ледникиобразуются в результате отчленения притоков от главных долинных или котловинныхледников. Главная долина в этом случае является переуглубленной по отношению кбоковым висячим долинам.
Вэтом типе следует отличать ледники, лежащие в верховьях висячих долин и недоходящие своими концами до устья последних, от ледников, достигающих устьядолины. Та и другая разновидности распространены в Заилийском Алатау более илименее равномерно. Такие ледники характеризуются небольшой шириной (200-400 м) иналичием длинных плащей моренных отложений, располагающихся вблизи концовледников. У ледников, выступающих на склон главной долины, эти моренные плащиимеют более значительное падение, чем основное тело самих ледников. Почти всегдаони доходят до дна главной долины, которое иногда отстоит от конца языка наглубине 500 м и более.
Вхребте насчитывается 29 долинных ледников площадью 40,6км2 (8,6 отобщей площади оледенения).
Близокк типу ледников висячих долин тип ледников ущелий. Разница между первым ивторым та, что второй занимает исключительно ущелья, которые могут быть иприподняты и не приподняты над главной долиной в месте своего слияния с нею.Ледники висячих долин Заилийском Алатау во многих случаях могут быть причисленык ледникам ущелий, так как их вместилища представляют собою узкие и глубокиедолины, характеризующиеся как ущелья.
Около50 % всей территории оледенения в Заилийском Алатау приходится на ледники малыхразмеров. Из этих последний самыми распространенными являются каровые, которыецеликом располагаются на дне кара или частично выходят из него на склон горывисячими языками.
Карово-долинных ледниковвсего семь, площадь их 8,6 км2, что составляет 1,8 % от общей площади. Нередко карово-долинные размещаются вверховья узких боковых долин, занимают небольшие кары, из которых выступаютдовольно пологие языки.
Всеразновидности ледников приурочены к наиболее высоким участкам гор. Средняяабсолютная высота, с которой берут начало эти ледники, 4350 м, а опускаются онидо высоты 3580 м. Положительная разность оледенения для ледников долинназванных типов в среднем равна 250 м, отрицательна — 290 м, а ледниковыйкоэффициент составляет 1,36.
Разделениегруппы ледников долин на типы обусловлено прежде всего рельефом и экспозициейдолин, в которых они залегают.
Ледники карови подножий располагаются в карах и частяхдолины, покинутых ледниками первой группы. Этих ледников больше, но площадь ихв несколько раз меньше, чем площадь первых. Среди ледников каров и подножийсамые крупные — ледники шлейфового типа, занимающие промежуточное положениемежду ледниками долинного и карово-висячего типа. Это форма ледников образуетсяв результате того, что ледник, сокращаясь в размерах, отступает вверх, к однойиз сторон долины, той, которая более затенена.
Врезультате нижнее, а иногда и среднее течение его языка оставляет за собой попродольной оси только одну половину долины и даже меньше. Язык ледникаразмещается в долине преимущественно вдоль подножия склона, по которому онполучает свое главное питание, и является как бы шлейфом ледниково-снеговогосклона горы. В то же время фирновая линия ледника поднимается выше подножиясклона, на самый склон, где располагается остальная, большая часть ледника сего фирновыми полями. Та часть языка, которая лежит у подножия, имеет двауклона: один — к противоположной стороне долины и другой — по продольной осидолины. Фронтальная морена малого ледника производит впечатление боковой,причем она возвышается над долиной обычно круто и высоко (до 40-100 м). Под неюзалегает погребенная ледяная толща, не потерявшая связи с ледником. Подобныеобразования можно назвать шейфовыми ледниками склонов в отличие от простыхледников 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 количестваледников, площадь их равна 70,3 км2 или 14,9 % от всех площадиоледенения. Крупнейшие из них достигают в длину до 2 км и более, по площади — до 3 км2 (ледник Тимофеева в бассейне р. Б. Алматинка).
Более60 % всех ледников Заилийском Алатау приходится на ледники малых размеров (до 1км2 ). Среди них самыми распространенными являются каровые,карово-висячие и висячие ледники. Каровые ледники целиком располагаются на днекара или частично выходят из него на склон горы высячими языками. Фирновые полятаких ледников располагаются на крутых тыловых стенах кара, языки более пологи,а вблизи конца выпуклы. Нередко каровые ледники представлены угасающимиформами, в которых ледник доходит только до середины кара или дажеостанавливается на одной из его стен, превращаясь в висячий. В последнем случаеон внешне напоминает суживающийся книзу лист растения или лоскут, разрезанный уконца на мелкие части. Каровые ледники Заилийском Алатау чаще встречаются насклонах солнечных экспозиций (южных, западных и восточных). Высота их подножийнад уровнем моря весьма значительна — около 3800-3900 м.
Врайоне насчитывается около 60 каровых ледников, что составляет более 15 % от ихобщего количества. Общая площадь этих ледников 30,1 км2 или 6,4 % отвсей площади оледенения.
Карово-висячие ледникирасполагаются на горных склонах.Они выработали углубление — нивальную нишу, которая не имеет еще на продольномпрофиле участка с обратным уклоном ложа, характерного для каров. Такие ледникив области питания обладают вогнутым профилем, а их концы оконтурены валамиморен. Тело такого ледника полностью находится внутри своего вместилища, невыступая над склонами.
Натерритории 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 всехразновидностей каровых. Средняя высота хребтов, с которых берут начало всеразновидности каровых ледников, равна 4000 м, а оканчиваются они на отметке3630 м над уровнем моря. Положительная разность оледенения 270 м, отрицательная120 м, ледниковый коэффиц