тропической ` растительности, 
во 
многих 
странах — в область
хвойных лесов. Господство низких температур над ледниковыми
языками способствует также образованию так называемых лед-
никовых 
ветров; 
максимальное 
их 
развитие 
приурочивается
к самым концам ледников.
Изменение ледником рельефа в условиях оледене-
чия горных стран далеко не так значительно, как в случае по-
кровного оледенения, но все же оно представляет собой способ
активного включения ледника в общий комплекс взаимодейст-
вующих факторов оледенения. 
Мощность 
Алечского 
ледника
в Альпах достигает в средней части почти 800 м. Если бы снять
Рис. 8. Соотношение между опусканием снеговой дин
миже требня хребта 
(800 м) 
и встречным Поднятнем
поверхности ледника (200 м).
эту толщу льда, то климат местности стал бы теплее в значи-
тельной мере вследствие снижения ее уровня, а не только из-за
отсутствия холодных масс льда. Мощность 'ледника Федченко
раньше оценивалась примерно в 500 
м 
(Калесник, 1939); 
со-
гласно же новым данным, она достигает 1000 м (Пак, Яковлев,
1962). Следует подчеркнуть, что общий внешний вид’бассейна
ледника Федченко весьма наглядно демонстрирует фактическое
расширение области питания ледника благодаря переполнению
бассейна фирном и льдом. Но обыкновенно мощность горных
ледников бывает значительно меньше. Мощность льдов Эльбруса,
несмотря на большую общую площадь оледенения (139 кв. км),
оценивается всего в 60—80 м при максимальной величине 110 м
(Тушинский, 1963; Тушинский, Капица, 1957).
Пусть снеговая линия располагастся на 800 м ниже гребия
хребта и на склоне образовался ледник мощностью, например,
200 м, что вполне реально (рис. 8). Схема на рис. 8 наглядно
показывает, что основное значение в формировании ледника на
склоне имеет снижение снеговой границы по сравнению с греб-
нем хребта, а встречное поднятие ледниковой поверхности играет
лишь второстепенную роль. Это же справедливо и в отношении
колебаний ледников, вызываемых колебаниями снеговой гра-
ницы. Нельзя, однако, пренебрегать и ролью происходящих при
ы