• Хребет Заилийский Алатау

    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.).

  • Загрязнение ледников Тянь-Шаня

    Ледники Тянь-Шаня – один из стокоформирующих элементов природной среды Центральной Азии. Максимально их влияние на водность рек проявляется в теплую часть года, количественно завися от площади оледенения речного бассейна и интенсивности таяния.

    Начиная со второй половины ХIХ столетия размеры ледников направленно сокращаются и немалое количество их растаяло или образовались мелкие за счет распада крупных ледников. Только на северной периферии Тянь-Шаня за период с 1955 по 1990 годы исчезло 57 ледников, а при распаде 56 крупных образовалось 131 новых ледников, при этом площадь оледенения сократилась на 29,2% [4].

    Причинами деградации оледенения являются происходящее потепление климата и увеличение загрязненности поверхности ледника, повышающее интенсивность таяния. Загрязнение ледника обусловлено несколькими факторами, но в данной работе рассматривается проявление только одного – циркуляции атмосферы.

  • Ледники Южных Альп в Австралии

    Южные Альпы образуют высокий горный барьер вдоль западного побережья острова Южный в Новой Зеландии. Самая высокая точка, гора Кука (3 764 м), является самой высокой горой Новой Зеландии; всего 32 км прибрежной полосы отделяют ее от Тихого океана. К востоку земля понижается медленнее и до берега, через равнины Кентербери, тянется примерно на 130 км. Западные ветры, дующие с Тасманского моря, насыщены влагой; и когда этот влажный воздух поднимается в горы, он приносит на хребет обильные снегопады, питающие ледники, из которых наиболее знамениты три: Тасманский, Фокса и Франца-Иосифа.

  • Ледники Алтая как объект туризма

    Достоинством ледников Горного Алтая является их доступность. Они находятся на небольших абсолютных высотах, так ледник Геллера оканчивается на высоте 1970 м, Братьев Тоновых -2050 м, Аккемский-2200 м, М.Ак-Тру-2220 м, Б.Ак-Тру -2420 м.

    Большое значение имеет положение горной страны у границ Центральной Азии, что и определяет погодные условия.

  • Размещение Алтайских ледников

    По территории Алтая ледники распространены крайне неравномерно, что связано с высотой, расчлененностью и ориентировкой горных хребтов относительно основного направления влагопереноса и направления север-юг, определяющей интенсивность солнечной радиации.

    Для форм оледенения гор Алтая характерно наличие своеобразных центров.

    Всего их семь: массив Белухи, горный узел Биш-Ирду в Северо-Чуйском хребте, Тандуринско-Аккольский в Южно-Чуйском хребте, Южно-Алтайский, массив Табын-Богдо-Ола, и слабо выраженный Западно-Катунский и Восточно-Катунский.

    В пределах Горного Алтая по степени и режиму современного оледенения могут быть выделены три района: Центральный, Южный и Восточный.

  • Условия возникновения ледников Алтая

    Альпийские формы рельефа, выработанные в эпоху четвертичного оледенения, являются орографической базой и современного оледенения. Они предопределяют размещение, морфологию и размеры современных ледников. Основной наиболее распространенной формой нивальногляциального рельефа является кар. Кары сосредоточены вдоль осевых линий хребтов и местами сливаются в обширные амфитеатры или образуют "лестницы" каров. Одиночные кары имеют диаметр от 0.2 до 1.5 км, а высота их стенок 0.5-0.7 км. Более 70% каров и 78% от общего количества ледников открыто на север, северо-восток и восток.

    Критический размер ледника, соответствующий климату в данных орографических условиях, составляет 3,6 км, что хорошо увязывается со средними размерами каров.

  • Формы рельефа ледниковой поверхности

    Ледопад/ледолом - участок ледника, разбитый глубокими трещинами на отдельные глыбы различных форм и размеров. Образуется в местах крутого перегиба продольного профиля ложа ледника, там где увеличивается скорость движения льда, вызывающая расколы - там, где ледник с суши переходит на воду или в ложе ледника имеется порог/уступ из твердых пород.

    Ледовые трещины - вертикальные или круто наклоненные разломы в ледниках, вызванные растягивающими напряжениями льда в процессе его движения. Различают поперечные, продольные, диагональные, боковые, подгорные. 

  • Мезорельеф, микрорельеф поверхности ледников

    В результате неравномерного накопления твердых атмосферных осадков в фирновых областях ,а также его последующего переотлажения, создаются различные формы аккумулятивно-дефляционного рельефа - снежные барханы, гряды, заструги, наиболее ярко выраженные на крупных ледниковых покровах . На горных ледниках они редки но обычны снежные карнизы - у гребней подветренных склонов ,и конусы лавинного снега у подножий склонов.

    Избирательному таянию в областях абляции ледников обязаны своим образованием многие формы рельефа ледниковой поверхности. Всюду где лед прикрыт достаточно толстым слоем морены, защищающим его от таяния, образуются положительные формы рельефа, возвышающиеся над обнаженной поверхностью льда и наоборот, там где загрязнение льда умеренное, оно увеличивает поглощение солнечных лучей и на этих участках лед тает более интенсивно, чем чистый - создаются отрицательные формы рельефа. Различная плотность льда также приводит к избирательному таянию.

  • Эрозионные формы рельефа ледника

    В период существования ледника вследствие его движения и процессов эрозии вырабатываются специфические формы рельефа ложа ледника. Такие формы можно наглядно наблюдать на многих участках, где ледники отступили или вовсе исчезли.

    Кары и ледниковые цирки - чашеобразные впадины, распространенные в привершинных частях склонов ледниковых высокогорий.

    Карлинги - горные вершины пирамидальной, большей частью 3-х гранной формы. Образуются обычно в результате пересечения задних стенок нескольких каров, врезающихся в горный массив с разных сторон.

    Ригель - поперечный скалистый уступ на дне ледниковой долины, образующийся в месте выхода на поверхность твердых коренных пород или при переуглублении долины (вероятно вследствие усиленной выпахивающей деятельности ледника).

  • Ритмы и ледники

    Со взаимным перемещением тел в системе Земля - Солнце - Луна связаны периодические изменения приливообразующих сил, что проявляется в климате, водности, развитии ледников. Установлен 1850-летний цикл подобного происхождения, а кроме того, намечается несколько более коротких (до 1-2 лет) и более продолжительных (до 3500-4000) лет ритмов. Колебания эксцентриситета земной орбиты, наклона земной оси к плоскости орбиты также сказывается на климате. С этими факторами связывают ритмы большой продолжительности (41 000-45 000, 90 000, 370 000 лет), одним из проявлений которых являются материковые оледенения.

    Самые длительные ритмы, с амплитудой в миллионы лет, геологические. К ним относят большие геологические циклы (165-180 млн. лет), в том числе каледонский, герцинский, мезозойский и кайнозойский. Начало каждого из них знаменовалось опусканиями земной коры и морскими трансгрессиями, выравниванием климатических контрастов; завершается цикл орогеническими движениями, расширением суши, усложнением ее рельефа, усилением климатических контрастов, большими преобразованиями в органическом мире.

  • Строение ледника

    Ледник - это масса природного наземного льда преимущественно атмосферного происхождения, обладающая самостоятельным движением в результате деформаций, вызываемых действием силы тяжести.

    Снеговая граница/снеговая линия - это высотный уровень, выше которого накопление твердых атмосферных осадков преобладает над их таянием и испарением. Это важный пограничный уровень, определяющий существование ледников. Высота снеговой границы определяется: циркуляцией атмосферы, обуславливающей количество осадков в данном районе; радиационными условиями, температурой воздуха, определяющими долю твердых осадков и интенсивность таяния снега и льда; абсолютной и относительной высотой горных сооружений, расчлененности рельефа и ориентировки горных хребтов относительно направления влагонесущих воздушных потоков. Различают несколько разновидностей снеговой границы: климатическая (теоретическая, " уровень365"), сезонная, местная (истинная), орографическая, фирновая линия.

  • Аккумулятивный рельеф

    Конечные и боковые морены – самые характерные ледниково-аккумулятивные формы. Как правило, они расположены в устьях трогов, но могут также встречаться в любом месте, которое занимал ледник, как в пределах долины, так и вне ее. Оба типа морен формировались в результате таяния льда с последующим сгружением обломочного материала, переносимого как на поверхности ледника, так и внутри него. Боковые морены обычно представляют длинные узкие гряды. Конечные морены также могут иметь форму гряд, часто это мощные скопления крупных обломков коренных пород, щебня, песка и глины, отложенные у конца ледника в течение длительного времени, когда темпы его наступания и таяния были примерно сбалансированы. Высота морены свидетельствует о мощности образовавшего ее ледника. Часто две боковые морены соединяются в одну конечную морену подковообразной формы, стороны которой простираются вверх по долине. Там, где ледник занимал не все днище долины, боковая морена могла формироваться на некотором расстоянии от ее бортов, но примерно параллельно им, оставляя вторую длинную и узкую долину между моренной грядой и коренным склоном долины. Как боковая, так и конечная морены имеют включения огромных валунов (или глыб) весом до нескольких тонн, выломанных из бортов долины в результате замерзания воды в трещинах горных пород. 

  • Экзарационный рельеф долинных ледников

    В отличие от ледниковых покровов, которые вырабатывают обтекаемые формы и сглаживают поверхности, через которые они движутся, горные ледники, напротив, преобразуют рельеф гор и плато таким образом, что делают его более контрастным и создают характерные рассмотренные ниже формы рельефа.

    U-образные долины (троги). Крупные ледники, переносящие в своих основаниях и краевых частях большие валуны и песок, являются мощными агентами экзарации. Они расширяют днища и делают более крутыми борта долин, по которым движутся. Так формируется U-образный поперечный профиль долин. 

  • Ледниково-аккумулятивный рельеф

    Ледниковые покровы, включая Лаврентийский и Скандинавский, занимали площадь не менее 16 млн. км2, и, кроме того, тысячи квадратных километров были покрыты горными ледниками. Во время деградации оледенения весь эродированный и перемещенный в теле ледника обломочный материал откладывался там, где таял лед. Таким образом, обширные территории оказались усеянными валунами и щебнем и покрыты более мелкозернистыми ледниковыми отложениями. Давным-давно на Британских о-вах были обнаружены рассеянные по поверхности валуны необычного состава. Вначале предполагалось, что они были принесены океаническими течениями. Однако впоследствии было признано их ледниковое происхождение. Ледниковые отложения стали подразделять на морену и сортированные осадки. В состав отложенных морен (которые иногда называют тилл) входят валуны, щебень, песок, супесь, суглинок и глина. Возможно преобладание одного из этих компонентов, но чаще всего морена представляет собой несортированную смесь двух или большего числа составляющих, а иногда встречаются все фракции. Сортированные осадки формируются под воздействием талых ледниковых вод и слагают зандровые водно-ледниковые равнины, долинные зандры, камы и озы (см. ниже), а также заполняют котловины озер ледникового происхождения. Ниже рассматриваются некоторые характерные формы рельефа областей покровного оледенения. 

  • Экзарационный рельеф

    Обладая значительной толщиной и весом, ледники производили мощную экзарационную работу. Во многих местностях они уничтожили весь почвенный покров и частично подстилающие рыхлые отложения и прорезали глубокие ложбины и борозды в коренных породах.

  • Последствия плейстоценового оледенения

    Под влиянием огромной ледниковой нагрузки земная кора оказалась прогнутой. После деградации последнего оледенения территория, которая покрывалась наиболее мощным слоем льда к западу от Гудзонова залива и на северо-востоке Квебека, поднималась быстрее, чем расположенная у южного края ледникового покрова. По оценкам, район северного побережья оз.Верхнего в настоящее время поднимается со скоростью 49,8 см в столетие, а район, расположенный к западу от Гудзонова залива, до завершения компенсационной изостазии поднимется еще на 240 м. Сходное поднятие происходит и в Балтийском регионе в Европе.

    Плейстоценовый лед образовался за счет океанической воды, и поэтому во время максимального развития оледенения происходило и наибольшее понижение уровня Мирового океана. Величина этого понижения – вопрос спорный, однако геологи и океанологи единодушно признают, что уровень Мирового океана понижался более чем на 90 м. Это доказывается распространением абразионных террас во многих областях и положением днищ лагун и отмелей коралловых рифов Тихого океана на глубинах ок. 90 м. 

  • Распространение оледенения в плейстоцене

    В Северной Америке покровные ледники во время максимального оледенения занимали площадь свыше 12,5 млн. кв. км, т.е. более половины всей поверхности материка. В Европе Скандинавский ледниковый покров распространялся на территории, превышавшей 4 млн. км2. Он перекрывал Северное море и соединялся с ледниковым покровом Британских о-вов. Ледники, формировавшиеся в Уральских горах, тоже разрастались и выходили в предгорные районы. Существует предположение, что во время среднеплейстоценового оледенения они соединялись со Скандинавским ледниковым покровом. Ледниковые покровы занимали обширные площади в горных районах Сибири. В плейстоцене ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды, вероятно, имели значительно бóльшую площадь и мощность (главным образом в Антарктиде), чем современные.

    Помимо этих крупных центров оледенения, существовало множество мелких местных очагов, например, в Пиренеях и Вогезах, Апеннинах, горах Корсики, Патагонии (восточнее южных Анд). 

  • Плейстоценовый ледниковый период

    Плейстоценовая эпоха четвертичного периода кайнозойской эры началась примерно 1 млн. лет назад. В начале этой эпохи начали разрастаться крупные ледники на Лабрадоре и в Квебеке (Лаврентийский ледниковый покров), в Гренландии, на Британских о-вах, в Скандинавии, Сибири, Патагонии и Антарктиде. По мнению некоторых гляциологов, большой центр оледенения находился также к западу от Гудзонова залива. Третий очаг оледенения, называемый Кордильерским, располагался в центре Британской Колумбии. Исландия была полностью перекрыта льдом. Альпы, Кавказ и горы Новой Зеландии тоже являлись важными центрами оледенения.

  • Таяние и отступание ледников

    Мощность ледников увеличивается благодаря аккумуляции снега и сокращается под влиянием нескольких процессов, которые гляциологи объединяют общим термином «абляция». Сюда входят таяние, испарение, возгонка (сублимация) и дефляция (ветровая эрозия) льда, а также отёл айсбергов. И аккумуляция и абляция требуют весьма определенных климатических условий. Обильные снегопады зимой и холодное облачное лето способствуют разрастанию ледников, тогда как малоснежная зима и теплое лето с обилием солнечных дней оказывают противоположный эффект.

  • Движение ледников

    Движение ледников, наблюдаемое в природе, заметно отличается от течения жидких или вязких веществ (например, смолы). В действительности это скорее похоже на текучесть металлов или горных пород по многочисленным крохотным плоскостям скольжения вдоль плоскостей кристаллической решетки или по спайности (плоскостям кливажа), параллельной основанию гексагональных кристаллов льда. Причины движения ледников до конца не установлены. На этот счет было выдвинуто много теорий, но ни одна из них не принята гляциологами как единственно верная, и, вероятно, существует несколько взаимосвязанных причин. Сила тяжести является важным фактором, но отнюдь не единственным. В противном случае ледники быстрее двигались бы зимой, когда они несут дополнительную нагрузку в виде снега. Однако на самом деле они быстрее движутся летом. Таяние и повторное замерзание кристаллов льда в леднике, возможно, тоже способствуют движению благодаря силам расширения, возникающим в результате этих процессов. Талые воды, попадая глубоко в трещины и замерзая там, расширяются, что может ускорить движение ледника летом. Кроме того, талые воды у ложа и бортов ледника уменьшают трение и таким образом способствуют движению.