по-видимому, 
наблюдается 
только 
на 
склонах
вершин, поднимающихся 
выше 
4000 м. 
На долю
этой зоны приходится не более 3—4% общей пло-
щади оледенения на территории района. 
В неко-
торые 
теплые 
сезоны 
абляции 
процесс 
фир-
нового льдообразования 
замещается 
фирново-ле-
дяным.
Фирново-ледяная 
зона 
охватывает — большую
часть области аккумуляции на высотах, превышаю-
щих 3500 м. Величина таяния в пернод абляции на
уровне нижней границы этой зоны достигает 40—
70% 
общего запаса снега, 
а 
на эвысотах 
выше
3800 
м — 
от 10 до 30%. По всей толще снега здесь
часто встречаются небольшие (толщиной 1—3 см)
прослойки 
и лннзы 
плотного 
инфильтрационного
льда. Температура активного слоя этой Зоны летом
равна нулю. 
Цикл 
льдообразования 
на 
участках
© максимальной аккумуляцией завершается в сред:
нем не более чем в 3—4 года, а ближе к фирновой
‚линии — в течение одного, редко двух лет,
Зона ледяного питания распространена преиму-
щественно ма высотах от 3400 до 3600 м и занн!
мает примерно 20% площади ледников. 
В толще
льда этой зоны постоянно 
сохраняется отрицатель-
ная температура. Если к концу пернода абляции
в пределах зоны ледяного питания остается_ снеж-
ный покров небольшой мощности, то к началу сле-
дующего перкода абаяции оы превращается в плот-
ный лед. 
Таким 
образом, цикл льдообразования
в ледяной зоне обычно завершается в течение од-
ного года.
Смена зон льдообразования характеризуется не
четкой границей, а пятнистостью; это связано © не-
ровностями строения поверхности ледников. В лож-
бинах или на отдельных участках ледников, ориен
тированных на север, уклоны которых оказываются
больше уклонов остальной поверхности, снег за-
держивается дольше. На выпуклостях ледник об-
нажается из-под снега особенно быстро. Как видно
из изложенного, для ледников 
хр. 
Джунгарского
Алатау характерен набор зон льдообразования, ти
пичнЫй для континентального климата.
Температурный режим и изменение теплосодер-
жания 
ледников 
за 
пернод 
абляции. 
Ледники
хр. Джунгарского Алатау как в зоне ледяного пи:
тания, так и области абляции летом имеют низко-
температурный 
режим. Температуры льда всюду
отрицательны; лишь 
в 
поверхностном 
слое льда
(мощность не более 
| м) в результате прогрева его
солнечными лучами и просачивания поверхностных.
талых вод, в период абляции наблюдаются нуле-
вые температуры. На более глубоких горизонтах
льда зафиксированы следующие максимальные тем.
пературы: 
на глубине 2 м — 2,3°, на глубине 3 м —
‚2°, 
на глубине 4 м— 4,1° 
на глубине 6 и — 4,4°,
на глубине 6 м — 4,3°, на глубине 10 
— 38°. В об-
ласти абляции имеется четкая тенденция к повы-
шению температуры льда с уменьшеннем абсолют-
ной высоты, что связано с измененнем. климатиче-
ских условий и с выделеннем теплоты трения. при
движении льда.
Температура льда ледников плоских вершин на
3—4° ниже, чем у долинных ледников. Это объяс-
няется тем, что они лишены фирнового покрова и
имеют ледяное питание,
В вертикальном разрезе толщи льда дедников
выделяется активный слой и глубинная зона, гра-
ница раздела которых лежит на глубине в ‘сред-
нем 15 ж и является пределом проникновения коле
баний температур внешнего воздуха. Верхияя часть
активного _ слоя 
— тропозона 
(от 
поверхности до
глубины 
6—7 м)— характеризуется ` переменной
температурной стратификацией и 
максимальными
амплнтудами колебаний температур в течение сезо-
нов года. Нижняя часть активной зоны 
— страто-
зона (6—15 м) — характеризуется нензменной пря-
мой температурной стратификацией, постоянными
отрицательными температурами (от —1.8 до —2,5°),
изменяющимися в теченне года 
в 
незначительных
пределах,
В период абляции температура верхнего полу-
метрового слоя льда подвержена небольшим изме-
нениям, так как уже в начале периода абляции этот
слой прогревается почти до температуры плавле-
ння, На нижней границе тропозоны (где имеет ме-
сто смена стратификации по сезонам года) колеба-
ния температуры льда также незначительны (—0,2,
—0,4°)
На других горизонтах в течение периода абля-
цин наблюдается следующее повышение темпера-
туры льда: 
на глубине 2 м на 
1,6°, 
на глубине 3 м
на ,2, на глубине 4 м 
на 0,6% на глубние 6 ж на
05 на 
глубине 8 м на 0,4°, на глубине 10 ж на 0,3°.
Средняя величина прогревания льда активкого
слоя в области абляцни составляет 3100—3500 кал,
при_интенсивности прогрева 45—75 кал/сутка.
По температурному. режиму 
ледники хребтов
Джунгарского н Занлийского 
Алатау. близки у
другу. 
Отсюда можно предполагать, 
что как в 
За
нлийском, так н в Джунгарском Алатау глубинные
слон льда имеют отрицательную температуру, но
с увеличением глубины температура все бодее при-
ближается 
к точке плавления льда. 
Придонные
слон мощных долниных ледников в 
течение всего
тода под воздействием геотермического тепла_име-
от температуру таяния льда.
Физнко-механические параметры льда. Лед лед-
ников хр. Джунгарского Алатау обладает следую-
шщими физико-механическими свойствами, отражен-
ными в табл. 
11.
Таблица П
‚Физико-механические свойства льда ледников хр. Джунгарского_Аатау,
Области зезника 
#аею | уу жек | уу к | мз 
т | оее о | 
® | ера н
Фирноксе. толь 
он | 
вю | ю | п | в5 | о | 
овю
Ка жа 
59 
8 | 
No | No | 88 | 68 ) 98
Ва 
68 
0 | 
ю | 9 | в | 
%8 | я
Примечание р— плотность льда; У» 
—
— одуль сдвнга; 
—- коэффициент Пуассона:
— ходуль
приноя 
продольная вогна;
волна Редея; 
И; — поперечная _ волна;
Юнг.
э