Ледники южного склона Заилийского Ала-Тоо.

«Чем более обшир­ны и мощны вечные снега, тем значительнее образуемые ими ледники. Изучение Заилийских ледников началось около 50 лет на­зад. Особенно интенсивно и плодотворно оно производится после Великой Октябрьской революции. В изучении Заилийских ледников принимали участие Всесоюзное географическое общество, Казахское управление гидрометслужбы и Академия наук Казахской ССР. Персонально оно было начато гляциологом С. Е. Дмитриевым, про­должено краеведом В. Г. Горбуновым и расширяется гляцио­логом Н. Н. Пальговым».

Н.Н. Пальгов. «Природа Казахстана в очерках и картинках». 1950 г.

Притоки реки Чон-Кемин.

Южный склон Заилийского Алатау относится к двум системам рек – Чон-Кемина и Чилика, текущих в противоположных направлениях. На всем южном склоне учтен 71 ледник с площадью 187 кв. км. Последняя составляет 63 % от площади оледенения северного склона.
Столь значительный процент обязан тому обстоятельству, что на преобладающей части бассейна Чилика южная сторона хребта имеет не южную экспозицию, а восточную. К тому же на этой части склона сконцентрированы и самые крупные ледники.
На южной стороне хребта характерной особенностью оледенения является неравномерность его по протяжению в западной и восточной половинах. В то время как на западе его границы определяются одним и тем же меридианом, что и на северной стороне, на востоке южная территория оледенения на 25 км. короче, чем северная.
В этой неравномерности простирания главную роль играют климатические факторы и, в первую очередь, перенос влаги воздушными массами, значительная часть которой оседает на Чилико-Кеминском водоразделе.

Ледники в бассейне реки Чон-Кемин.

По имеющимся данным в бассейне насчитывается до 29 ледников, общая их площадь определяется в 46 кв. км. Крайними с запада из известных здесь ледников являются ледники в истоках рек Кичиккемин и Тегирментысу. Истоки первой из них находятся в расширенной котловине.
Последняя с севера замыкается гребнем главного хребта со средней высотой в 4000 м и наиболее значительной в 4190 м (вершина Текетоо); с тыла и юга - начинающимся от пика “Узловой” (4098 м) Тесакеминским боковым отрогом с вершинами Северный пик Староватова в 4160 м и Трезубец в 4190 м.
В котловине, отделяясь друг от друга коротким гребнем, залегают два долинных ледника.

Ледник Северный в бассейне реки Чон-Кемин.

Ледник, расположенный ближе к главному хребту, получил название Северный, а прилегающий к Тесакеминскому отрогу и занимающий более южное положение, чем предыдущий - Южный.

Ледник Староватого в бассейне реки Чон-Кемин.

По южную сторону Тесакеминского отрога, в верховьях реки Тегирментысу, залегает ледник Староватого. Этот ледник долинный и имеет перед собой значительный шлейф моренных отложений, в конце которых лежит озерко. В длину он составляет около 2,5 км.
Немного меньшего размера ледники находятся далее к востоку в истоках следующих рек Южного склона хребта: Бузулганский, Коколубулак, Алматы, Тарачибулак, Туюкалматы, Кель-Алматы. В истоках Алматы находятся два ледника.
Они имеют юго-восточную экспозицию и залегают в коротком ущелье, на стенах которого высятся пики, колонны и острые зубья, обязанные интенсивному выветриванию. Длина каждого из ледников не более 1,5 км. В верховьях той же реки к востоку от верховой тропы, ведущей в долину Проходной ветви Б. Алматинки, на южном склоне гребня находится погребенный висячий ледник.
За притоком Кель-Алматы оледенение в долине Чон-Кемина становится несколько значительнее. Здесь ему благоприятствует наличие более высоких вершин и задерживание идущих с запада циклонических воздушных масс Чилико-Кеминским водоразделом.
К южному склону хребта здесь приурочено оледенение в верховьях рек Кашкасу и Юго-западный Талгар. (Т. Ш. Токомбаев, 1969 г.).

Ледник Кашкасу в бассейне реки Чон-Кемин.

Ледник Кашкасу может быть отнесен к типу долинных. Он расположен за задними стенами цирков двух ледников - Перевального и Черного в верховьях Б. Алматинки и направлен на всем протяжении к югу. Ледник имеет в длину 3 км, а с фронтальными моренными отложениями, под которыми на некотором расстоянии продолжается лед, - более 5 км.
Площадь - более 2,5 кв. км. Кроме главного ледника, в верховьях бассейна Кашкасу находится еще один небольшой каровый ледник. Он залегает в правом ущелье долины, выходящем своим устьем несколько ниже траверса оконечности главного ледника.
Площадь его едва ли превышает 0,5 кв. км.

Ледник Сапожникова в бассейне реки Чон-Кемин.

В верховья реки Юго-западный Талгар зарегистрировано девять ледников. Ледник Сапожникова находится в правой половине расширенной головной части долины реки и имеет южную экспозицию. В той же правой половине долины залегают еще три ледника.
Один из них - небольшой каровый. Второй, по-видимому, относится к типу ледников ущелий. Третий сливается с ледником Сапожникова.

Ледник Машковцева в бассейне реки Чон-Кемин.

Ледник Машковцева залегает в левой половине головной котловины реки. Задняя стена его цирка, возвышающаяся до высоты 4250 м, принадлежит Чилико-Кеминскому водоразделу и самой крайней своей (северной) точкой имеет узловую вершину - пик ЦДКА.
В одной группе с ледником Машковцева находятся еще четыре ледника. Три из них расположены высоко на склоне горы в небольших карах. В северной половине бассейна реки Чон-Кемин участок оледенения, относящийся к верховьям Юго-западного Талгара, является самым крупным.
Общая его площадь - 14 кв. км. Наличие этого более крупного участка оледенения именно здесь обусловлено наиболее благоприятными условиями - гипсометрическими, орографические и климатическими. Хребет здесь выше, чем где-либо на западе; верховья реки глубоко врезаны в склоны гор и сравнительно хорошо разветвлены; на пути циклонических воздушных масс стоит высокий барьер, заставляющий последние оставлять значительную часть своей влаги в бассейне реки.

Заключение по оледенению южного склона хребта Заилийский Алатау.

За последние годы в результате исследований ледников по различным программам получен обширный материал о ледниках и других снежно-ледяных образованиях. В настоящее время горные ледники земного шара в целом характеризуются отрицательным балансом своей массы, что приводит к отступление ледников, сокращению их площади и объема.
Это общая тенденция для всего горного оледенения Земли. На общем ее фоне отдельные ледники испытывают наступление, причем некоторые из них наступают быстро и до какого-то предела, после чего резко переходят к стадии отступания. Эти так называемые пульсирующие ледники.
Анализ многолетних наблюдений показал, что оледенение в Заилийском Алатау после длительного периода убывания постепенно возрастало и достигло своего максимума в середине XIX в. С тех пор оно вновь начало сокращаться и по площади, и по массе.
Уменьшается длина ледников, растет высота снеговой линии - важного гляциального климатического показателя, ухудшается баланс массы льда и т.д. За последние 120 лет темпы их сокращения периодически менялись, увеличиваясь или уменьшаясь.
За это время ледник Центральный Туюксу в Заилийском Алатау, например, сократился на 500 тысяч м2 льда или на 13% от своей первоначальной площади. Это объясняется, во-первых, уходом ледника в более высокие и благоприятные зоны.
Аналогичный ход изменений претерпели и другие крупные ледники Заилийского Алатау. Отступая, ледники оставили огромные морены в виде обломков горных пород и не растаявшие  линзы льда толщиной до 90 м. Потеряв контакт с ледниками, моренные толщи стали развиваться по своим законам.
При анализе оледенения Заилийского Алатау обнаружилось, что с уменьшением размеров ледников число их резко возрастает с изменением размеров и количества ледников меняются их морфологические типы. Ледники Казахстана в подавляющем большинстве случаев начинаются прямо от гребней хребтов.
Исходя из этого можно предположить, что чем длиннее верхняя граница фирновых полей ледников и чем выше она расположена, тем крупнее должны быть ледники. Сокращение ледников по длине, площади и массе будет продолжаться, хотя и менее интенсивно.
Изучение пульсирующих ледников имеет огромное практическое значение. Основная опасность подвижек ледников - образование подпрудных озер, прорывы которых вызывают катастрофические паводки. К. Г. Макаревич к пульсирующим ледникам в Заилийском Алатау относит ледники Конституции, Корженевского, Шокальского, Жангырык, Маметовой, Красина и Талгар Южный.
Ледник Шокальского (площадь 9,51 кв. км., длина 4,18 км., данные 1990 г.) активный, пульсирующий. С ледниками связаны также и такие катастрофические явления, как ледяные обвалы, или ледниковые лавины. Причины этих ледяных обвалов различны: наступление ледников, резко изменение продольного профиля ложа (быстрое увеличение его крутизны или даже наличие уступа), землетрясения, прорывы внутриледниковых полостей и ледников - подпрудных озер, интенсивное летнее таяние льда.
Крупные катастрофы, связанные с ледяными обвалами и пульсирующими ледниками, охватывают обычно меньшую площадь, чем паводки и сели ледникового происхождения. Кроме того, известно, что такие катастрофы происходят именно вследствие паводков и селей.
Изучению всех этих явлений в Казахстане уделяется большое внимание. При постановке комплексных задач исследований важно четко выработать общепринятое понятие предмета изучения и конкретно поставить его проблему.
В противном случае эффективность исследований будет очень низкой.

Литература:
Гвоздецкий Н. А., Николаев В. А. Казахстан. М.: Мыльс, 1971 г.
Гвоздецкий Н. А., Михайлов Н. И. Физическая география СССР. М.: Мысль, 1978 г.
Живаго Н. В., Пиотровский В. В. Геоморфология с основами геологии. М.: Недра, 1971 г.
Каталог ледников СССР. Ленинград, 1967 г., т. 13, в. 2, ч. 1.
Каталог ледников СССР. Ленинград, 1967 г., т. 13, в. 2. ч. 2.
Ледники Туюксу (Северный Тянь-Шань). Л., Гидрометеоиздат, 1984 г.
Оледенение Тянь-Шаня.  Под ред. Н. Б. Дюргерова. - М., 1995 г.
«Оледенение Заилийского Алатау». М.: Наука, 1969 г.
Пальгов Н. Н. Большеалматинский узел оледенения в хребте Заилийского Алатау. Известия Всесоюзного географического общества, 1948 г. Т. 80, в. 1.
Пальгов Н. Н. Ледник Шокальского в хребте Заилийского Алатау. Известия Всесоюзного географического общества, 1948 г. Т. 80, в. 1.
Пальгов Н. Н. Поездка на Туюксуйский ледник летом 1922 г. (Оттиск из известий ГРГО. Т. LVIII), 1926 г.
Токмагамбетов Г. А. Ледники Заилийского Алатау. Алма-Ата, 1976 г.
Токмагамбетов Г. А. Тайны природных льдов Казахстана. Алма-Ата.: Наука, 1978 г.
Сваричевская З. А. Геоморфология Казахстана и Средней Азии. 1965 г.
Чедая О. К. Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1986 г.

При подготовке материала использованы данные из:
Гляциологические исследования, работы ученых: Дмитриева С. Е., Пальгова Н.Н. Токмагамбетова Г. А. «Ледники Заилийского Алатау», 1976 г., Макаревича К. Г., Вилесова Е.Н.
Статья «Ледниковые структуры Северного Тянь-Шаня - Заилийский Алатау».
http://www.bigmir.net
https://elib.rgo.ru/safe-view/123456789/226999/1/0LPQtdC+0LsuMjRfVGFsZ2FyLCBnbGF2bmF5YSB2ZXJzaGluYSBaYWlsaWlza29nbyBBbGF0YXUsIGJsaXoucGRm