Onehdy jsem náhodou narazil na velmi zajímavý článek o ledovcích Elbrusu. Již v roce 1972 ji napsal L. Rudakov. Publikováno v roce 1974 v knize "Poražené vrcholy. 1972: Sbírka sovětského horolezectví".
Elbrus často vidíme na fotografiích. Mnozí, včetně mě, tam byli. Co o něm víme?
Tento článek odpoví na mnoho otázek.
Fotky jsou moje jako vždy.

Pohled na Elbrus od severu.

Masiv Elbrusu se tyčí do nebeských výšek nad všemi ostatními vrcholy Kavkazu. Jeho sopečný kužel je pokrytý obrovskou pevnou ledovou skořápkou, která vypadá jako obrovský bílý klobouk, rozlomený na dvě koruny. Z jeho základny se podél údolí a prohlubní spouštějí jako hvězda dlouhé jazyky ledovců.

Na Elbrusu je 16 velkých ledovců. Po jižním svahu sestupují ledovce: Big Azau, Small Azau, Garabashi, Terskol, Irik a Irikchat. Severní svahy zahrnují: Ulluchiran, Karachaul, Ullumalgenderku, Ullukol, Mikelchiran, Berdzhalychiran a Chungurchatchiran. K západním svahům patří tři ledovce: Butk-Tube, Kyukurtlu a Ullukam.

Největší ledovec Azau dosahuje své největší délky. Jeho délka je 10 km. Jazyk tohoto ledovce sestupuje pod hranici lesa a dosahuje asi 2500 m absolutní výšky. Zároveň všechny ledovce severního svahu Elbrusu končí v nadmořských výškách nad 3000 m. Je to dáno tím, že mohutné lávové proudy při opakovaných sopečných erupcích zaplnily rozsáhlé prostory a zvedly povrch náhorních plošin obklopujících Elbrus do výše úroveň.

celková plocha fyzický povrch Zalednění Elbrusu je 134,5 čtverečních metrů. km*.

Donedávna se předpokládalo, že tloušťka ledové skořápky na Elbrusu dosahuje několika set metrů. Jak však ukazují měření různé způsoby, takový názor na tloušťku jeho ledu byl obecně mylný.

Nyní bylo zjištěno, že skutečná tloušťka ledové pokrývky je zde malá. Soudě podle měření provedených na cca 500 bodech není nikde zaznamenána mocnost firnového ledu větší než 150 m. Významnějších hodnot dosahuje v relativně malých oblastech v horních tocích údolních ledovců v nadmořské výšce 3600-4200 m. Zde je tloušťka ledu často 100 m i více. Jak nahoru, tak dolů z těchto oblastí se tloušťka ledové pokrývky zmenšuje. Například na téměř vrcholových strmých svazích sopečného kužele je to převážně 20-40 m a pouze v sedle dosahuje 50 m. Významné prostory východního sektoru Elbrusu mají tloušťku ledu menší než 50 m. 100 m

Pohled na Elbrus z hory Cheget.

Údolní ledovce jsou nejtlustší v horních tocích. V horní části tak velkých ledovců, jako je Big Azau, Irik, Ulluchiran, dosahuje tloušťka ledu 130-150 m. Tloušťka údolních ledovců zpravidla postupně klesá a prudce klesá až v jejich koncové části.

Analýza údajů o tloušťce ledu na různých místech zalednění dává důvod předpokládat, že průměrná tloušťka ledové čepice Elbrus je přibližně 80 m.

Chcete odhadnout, jaký je objem a hmotnost ledu na Elbrusu? Výpočet ukazuje, že celkový objem ledu Elbrus je přibližně 10,5-11,0 metrů krychlových. km a jejich hmotnost je 9-10 miliard tun. Je to hodně nebo málo? Vizuální znázornění zásob zakonzervované vláhy, které se zde po staletí hromadily díky akumulaci světlých sněhových vloček, poskytuje následující srovnání. Pokud roztaje všechen led na Elbrusu, vytvoří se tolik vody, kolik dokáže řeka Moskva vyprodukovat za tři roky.

Z této fotografie si můžete zhruba představit tloušťku ledu na Elbrusu.

Je známo, že led má plastické vlastnosti a při výrazném nahromadění se dostává do stavu neustálého, i když pomalého pohybu. Rychlost pohybu ledu závisí na mnoha faktorech. Na významné části ledové pokrývky Elbrus je povrchová rychlost pohybu ledu v létě 10-15 cm za den. Na povrchu údolních ledovců Bolshoi Azau, Terskol a Irik se led pohybuje rychlostí až 30-50 cm za den a blíže k vrcholům, zejména v oblasti mezi Shelter Eleven (4055 m) a Shelter Pastukhov (4800 m), led sklouzne za den jen o několik milimetrů.

Pomalé sestupné proudění ledu a jeho destrukce během tání v oblasti ablace nevyhnutelně vede k neustálé obnově ledovců. Na Elbrusu s délkou největších ledových toků 8-10 km a průměrnou roční rychlostí jejich pohybu např. 10 cm za den se nově vytvořený led z firnu dostane na konec ledovců za 220-280 let .

Přibližně na takovou dobu je většina zalednění Elbrusu zcela obnovena. Tam, kde je rychlost proudění nízká, tento proces trvá o něco déle. Nejstarší věk má se vší pravděpodobností nehybný led, který leží na úpatí vrstvy firnového ledu, která vyplňuje krátery Elbrusu.

Změny velikosti ledovců, jejich ústup a postup závisí na rozpočtu ledové masy. Pokud se v průběhu několika let v oblasti zalednění ukládá více pevných srážek, než taje led, pak je rozpočet kladný, a naopak, když tání převyšuje množství sněhu, je rozpočet záporný. V prvním případě mají ledovce tendenci postupovat a ve druhém ustupovat. Pokud jde o zalednění sopečných kuželů, a zejména Elbrusu, na změnu jeho ledovců měly vliv nejen klimatické faktory, ale i sopečná činnost v minulých epochách.

Výzkum v posledních letech ukázal, že během starověkých erupcí opakovaně docházelo k nerovné „bitvě“ mezi ohněm a ledem, což vedlo k částečnému nebo úplnému zmizení ledovců v této oblasti Kavkazu.

Podle geologických údajů se poslední sopečná činnost Elbrusu projevila před 1,5-2 tisíci lety. Během této erupce se nakonec vytvořil východní vrchol, po kterém Elbrus získal moderní vzhled.

S ukončením posledního výbuchu vulkanismu se zalednění nejen obnovilo, ale také začalo intenzivně narůstat. Ze strmých téměř vrcholových svahů se led začal šířit do všech stran. dlouhé jazyky, vyplňující horní toky údolí a prohlubní, mezi zmrzlými lávovými proudy.

Geomorfologické studie naznačují, že během růstu zalednění byla někdy pozorována krátkodobá období nevýznamného ústupu konců ledovců.

Stopy takové dvojnásobné redukce jsme našli na svazích pobřežních morén ledovců Kyukyurtlyu a Mikelchiran.

Maximální rozvoj ledovců byl naposledy pozorován v polovině minulého století. Do této doby se jejich konce posunuly daleko podél údolí a dosáhly nejnižších absolutních značek.

O něco později došlo k drastickým změnám v životě ledovců Elbrus. Stav jejich „zdravotního stavu“ se začal citelně zhoršovat. Ledovce se začaly zkracovat a řídnout. V jejich dolních tocích se místy tvořily velké masy „mrtvého“ ledu, pokrytého pláštěm z trosek. Po ztrátě schopnosti samostatného pohybu se „mrtvý“ led oddělil od těla ustupujícího ledovce.

Na památku své někdejší velikosti zanechaly ledovce zářezy v podobě terminálních a pobřežních morénových hřbetů. Dodnes se zachovaly a vzhledem k tomu, že na nich chybí travnatý porost, ostře vystupují proti okolnímu pozadí.

Pohled na Elbrus z hory Musat-Cheri. Dombay.

Na dně mnoha údolí, která byla za posledních 100-120 let osvobozena od ledu, se často nacházejí nižší (1-3 m vysoké) koncové morénové hřbety. Poukazují na to, že na pozadí všeobecné redukce ledovců v některých obdobích prokázaly ledovce schopnost postupu.

Ve 20. století došlo ke dvěma krátkodobým obdobím, kdy elbruské ledovce postupovaly. Jeden z nich se týká let 1911-1914 a druhý 1927-1932.

Rychlost ústupu ledovců v prvních desetiletích jejich redukce byla relativně nízká, ale pak se zvýšila. Například od roku 1850 do roku 1889 ustupoval ledovec Ulluchiran na severním svahu průměrnou rychlostí 6,7 m za rok. Později, až do roku 1927, klesala ročně o 15,5 m a během následujících 30 let byla její průměrná roční míra ústupu 21,7 m.

Ze své nejnižší polohy, pocházející z poloviny minulého století, ustoupily konce ledovců Elbrus nahoru do údolí z 800 na 2000 m nebo více. Tloušťka jejich ledu se zmenšila o 20-60 m a jejich objem se zmenšil asi o čtvrtinu.

Sníží se dále zalednění Elbrusu, jak dlouho jeho zmenšení potrvá, zmizí zde ledovce úplně? Odpověď na tyto otázky naznačuje analýza materiálů o proměnlivosti klimatických podmínek v minulosti.

V současné době se stále více prosazuje teorie cyklického vývoje klimatu naší planety. Podle mnoha znamení byl ustaven staletí starý - 1800 let - klimatický cyklus Země. V každém cyklu je vlna oteplování nahrazena ochlazením.

Země aktuálně zažívá období oteplování. Podle mnoha vědců ve staletí starém cyklu dojde k obratu k ochlazení za 2400–2500 let. To znamená, že ledovce se budou ještě dlouho zmenšovat. K jejich kontrakci však nedochází plynule, ale formou jednotlivých pulzací, tzn. ústup ledovců je přerušován krátkými zpožděními a postupováním. Malé pokroky ledovců v teplém období staletého klimatického cyklu souvisí i s rytmičností klimatu, která se projevuje při kratších cyklech. Z nich byly s velkou jistotou stanoveny 11leté a 100leté (sekulární) cykly spojené se zesílením a oslabením sluneční aktivity.

Poslední maxima 11letého cyklu byla v březnu 1958 a 1969 a další se očekává v dubnu 1980.

Rytmy sluneční aktivity se odrážejí v mnoha přírodních jevech. Zajímavé je, že během zimování na ledové základně 19. března 1958 jsme museli pozorovat hluboký „vzdych“ Elbrusu, ke kterému došlo právě v období maximální sluneční aktivity 11letého cyklu. Zde je to, co je o tomto vzácném jevu zaznamenáno v mém polním deníku:

„Časně ráno se zimníci probudili z neobvykle velkého hluku. Jeho zjev mezi nepřerušeným tichem „bílého ticha“ se zdál zvláštní a nepochopitelný.

Na první pohled si někdo mohl myslet, že jde o zvuk letadla. Ale čas plynul a hluk, nyní sílící, nyní slábnoucí, neustával. Po pozorném poslechu jsme zjistili, že hluk přichází z východního vrcholu. Přestože byl zakrytý mraky, není pochyb o tom, že Elbrus je cítit.

Tento úžasný úkaz jsme hlásili vysílačkou do obce Terskol a od náčelníka záchranné služby N.A. Gusak dostal instrukce:

- Pro každý případ se připrav na sestup ze zimoviště.

Těžko říct, naštěstí nebo bohužel v poledne hluk postupně utichl.

O několik dní později profesor G.K. Tushinsky, ctěný mistr sportu v horolezectví N.A. Gusak a autor těchto řádků vylezli do bočního kráteru východního vrcholu. V kráteru byly nalezeny stopy „dýchání“ sopky, vyjádřené ve formě rychlého průniku plynů a horkých par.

Na povrchu sněhu byl místy slabý sirný povlak.

Když se Elbrus v březnu 1958 „pohnul“, byly v Ázerbájdžánu současně zaznamenány zesílené erupce bahenních sopek. Tuto náhodu lze jen stěží považovat za náhodnou. S největší pravděpodobností se Elbrus a bahenní sopky kaspického pobřeží „probouzejí“ kvůli jedné kolosální slapové síle, podléhající kosmickému rytmu.

Pohled na Elbrus od západu.

Materiál našel a k vydání připravil Grigorij Lučanskij

Zdroj:Zalednění Elbrusu.Pod vedením doktora geografických věd profesora G.K. Tushinsky.Moskevské univerzitní nakladatelství, 1968

Obecné informace o zalednění Elbrus

kvantitativní data

Dosud citované kvantitativní údaje o zalednění Elbrusu jsou buď velmi zastaralé, nebo jsou náhodného charakteru. Hlavním zdrojem jejich příjmu je kartometrická práce. Přesnost druhého závisí na přesnosti topografické mapy, na které se měření provádějí, a také na technice měření a jejich zpracování.

V roce 1887 byla vydána mapa, která sloužila jako podklad pro řadu kartometrických prací. Podle měření K. I. Podozerského (1911) byla celková plocha zalednění Elbrusu 127,81 čtverečních metrů. versty nebo 145,7 km 2. Měření P. A. Ivankova (1960) podle nová mapa, sestavený v roce 1949 na základě údajů z leteckého průzkumu 1946 tun, dal celkovou plochu zalednění Elbrusu 144,5 km 2; tento údaj zahrnuje také plochy všech oblastí nepokrytých sněhem a ledem v rámci firnového pole, kterých je asi 6 km 2. Snížení plochy zalednění o 7.2 km 2 by měly být považovány za přibližné, protože zaprvé hranice zalednění na mapě z roku 1949 v některých případech zahrnují oblasti pokryté sněhem, ale přímo nesouvisí s oblastmi ledovců a firnových polí, a zadruhé mapy z let 1887 a 1949 gg. nejsou zcela srovnatelné, protože byly získány různými metodami měření a na různých geodetických podkladech.

V důsledku práce Expedice Elbrus Moskevské státní univerzity v rámci programu IGY pro region Elbrus byla na základě fototeodolitového průzkumu sestavena nová mapa v mnohem větším měřítku, než bylo dříve k dispozici. Na základě této mapy byla provedena nová měření oblasti zalednění Elbrusu v laboratoři leteckých fotometod Moskevské státní univerzity a byly získány některé další charakteristiky. Při sestavování mapy byly použity podklady z terénní interpretace snímků a byla provedena terénní úprava sestavených tabletů. Při mapování vrstevnic ledovců byla použita metoda stereoskopického určování hranic pohyblivého a stacionárního ledu (pokud byly k dispozici materiály pro přezkušování). Průzkumné materiály z různých let (1956-1960) byly dovezeny ke stejnému datu - 1957. Měření na nové mapě jsou proto oproštěna od hlavní chyby při určování oblastí zalednění P. A. Ivankova, spojené s nesprávným odrazem hranic zalednění na mapě z roku 1949.

Obr 19. Schéma zalednění Elbrusu: 1) hranice ledovců: A) v ablační zóně, b) v akumulační zóně; 2 - ledové předěly mezi ledovci; 3 - hranice vysokohorských zón (po 200 m); 4- číslo výškové zóny; 5 - hranice skupiny zón "Top of Elbrus"

Popis jižních svahových ledovců

Ledovec Big Azau zaujímá nejzápadnější polohu (obr. 20). Oblast ledovce 19.20 km 2, délka 9,98 km, poměr ledových a sněhových oblastí je 49,5 a 50,5 %. Ledovec začíná pod skalami výběžku Kyukurtlu; jeho západní hranici tvoří skalnatý hřeben tzv. cirkusu Hotyutau. Z vrcholu Kyukyurtlyu jde hřeben do průsmyku Khotutau a poté na vrchol Ullukambashi a vrchol Azaubashi. Tento hřeben má téměř poledníkový směr a pouze jižně od Ullukambashi tvoří hladký oblouk, který uzavírá zásobovací pánev ledovce Bolshoi Azau.

Západní (návětrný) svah hřebene nemá velké zalednění. V rozlehlých karech zaříznutých do tohoto svahu jsou jen malé ledovce a sněhová pole. Na východním (závětrném) svahu až po hřeben jsou sněhová pole, která zabírají téměř celou západní polovinu krmné pánve ledovce Bolshoi Azau. Napájecí nádrž ledovce je tedy v závětrném stínu hřebene rozvodí; Ledovec získává významnou část výživy z akumulace větru. Horní část potravní pánve leží v nadmořských výškách kolem 5000 m v rekrystalizační-infiltrační zóně. Zde se úseky skalnatých stěn střídají s nakloněnými stezkami firnu.

Východní hranice krmné pánve ledovce Bolshoi Azau, která je ledovým předělem s ledovcem Maly Azau, probíhá téměř v poledníkovém směru podél hřbetu holocénních andezit-dacitů. Tento ledový předěl se poměrně nedávno (po roce 1820) vynořil zpod ledu, který ho pokrýval, protože roztříštěné a stojaté ledové proudy, které kdysi protékaly ledovým předělem a napájely ledovec Bolshoy Azau, jsou stále zachovány. Teď uvnitř obecná oblast Existují malé reliktní ledovce, které slouží jako důvod nesprávného zakreslení hranic mezi ledovci. Horní část ledové propasti, vedoucí od západního vrcholu Elbrusu, je stále pokryta mocný led, která je silně členitá na strmé lávové římse, v důsledku čehož se zde mezi souvislým polem ledu a firnu vytvořil jakýsi ledový jazyk. Další tání lávového hřebene by mělo vést k úplné izolaci krmné pánve ledovce Bolshoi Azau.

Na rozdíl od západní části pánve napájené ledovcem, která je napájena sněhovými bouřemi, je její východní část zásobena ledem pocházejícím z rekrystalizační-infiltrační zóny. Vzhledem k zastavení odtoku ledu v tomto směru z oblasti akumulace ledovce Maly Azau je výživa východní části ledovce Bolshoy Azau v současné době nedostatečná. Střední část tohoto ledovce leží v rozlehlé proláklině asi 3500 m; zde je led vystaven na povrchu, nepokrytý vrstvou firnu. Toto je nejnižší ledový pás na Elbrusu. Ani po vydatných sněhových srážkách (12. srpna 1958) nezůstal na jejím povrchu sníh.

Jazyk ledovce Bolshoy Azau se nachází v úzké soutěsce, což přispívá k jeho vyvěrání, což způsobilo XVIII - XIX století pohřeb ledového předělu mezi ledovci Bolshoi a Maly Azau. Na jazyku ledovce je strmý ledopád, který se shoduje s linií ledopádů Maly Azau, Garabashi a Terskol. Pod ledopádem se jazyk ledovce dostává do hluboké a poměrně úzké soutěsky, která má ve spodní části prudké zúžení. Právě v tomto místě vzniklo obrovské přehrazení celého ledovcového jazyka, jehož zvýšení síly způsobilo rychlý pohyb jazyka dolů údolím, jako tomu bylo v polovině XIX PROTI. Výšku výplně údolí ledovcem v minulosti dobře obnovují vysoké boční morény.

Moderní jazyk ledovce Bolshoy Azau je asymetrický: jeho povrch je na levé straně nižší. Důvodem je přikrmování pravé části ledovce sněhovými bouřemi. Pod novodobým koncem ledovce je dno údolí vyplněno mrtvým ledem, který se v současnosti zachoval pouze pod svahem severní expozice.

Dá se předpokládat, že nový růst zalednění Elbrusu nezačne zvětšením ledové čepice a přesunem dolů do údolí konců ledovců. Spíše se na dně údolí v důsledku nahromadění lavinového sněhu budou lavinové kužely slévat do lineárně protáhlých těles, čímž vzniknou údolní ledovce. Na rozdíl od ledovců laviny reagují na silné sněžení okamžitě; ledovce v soutěsce Bolshoy Azau se proto mohou objevit rychleji, než jazyky slezou ze svahů Elbrusu. Důkazem této domněnky je skutečnost, že v současnosti na jižním svahu západního Kavkazu, v údolích přítoků Chkhalty (Olugar), se na dně podélných údolí na úpatí nacházejí lavinové ledovce. strmých svahů, zatímco pod hřebenem hlavního kavkazského hřebene, který se nachází v relativní výšce 2 km, nejsou tam žádné ledovce.

Prvním badatelem, který v roce 1849 nalezl ledovec Bolshoi Azau ve fázi jeho největšího postupu dolů údolím, byl G. Abikh. Napsal, že ledovec vytvořil tlakovou morénu pokrytou stoletými borovicemi. Ledovec podle Abicha v těch letech sestoupil tak nízko, jako nikdy předtím: dosáhl pásma borových lesů (Abih, 1871). Dirigoval nás v letech 1956 a 1957. průzkum dna nyní ustupujícího ledovce nás přesvědčí, že v roce 1849 byl ledovec v napruženém stavu a jeho konec, vytvářející obrovský tlak, byl vytlačen úzkou skalnatou soutěskou, díky čemuž se nad soutěskou tloušťka ledu se prudce zvýšila a dosáhla 200-300 m(obr. 21).

V červenci 1881 ledovec prozkoumal N. Ya.Dinnik (1884), který poznamenal, že spodní část ledovce končí strmým svahem protínaným trhlinami. Zajímavé je Dinnikovo označení, že pravá část jazyka přiléhá k téměř strmým útesům a levá je ohraničena řadou paralelních morén, dosahujících 63 m výška. Dinnikovy studie umožňují dospět k závěru, že již v roce 1881 byl zřetelně vyjádřen ústup ledovce, podél jeho levého okraje byl patrný vývoj termokrasových jevů a vzniklo přehrazené jezero. Podle N. Ya.Dinnika je koncová moréna ledovce malá. Tato vlastnost je charakteristická pro všechny ledovce Elbrus, protože v nich a na povrchu je jen málo morénového materiálu a pouze boční morény dosahují značných rozměrů v důsledku gravitačních procesů (suť a laviny).

N. Ya Dinnik zmínil, že ledovec Bolshoi Azau vznikl ze čtyř ledových proudů, z nichž dva vycházejí z Elbrusu a dva z výběžku Hotyutau. V roce 1884 došlo k úplnému oddělení těchto čtyř větví (Michajlovskij, 1894). V následujících letech byl ledovec rychle zničen; soudě podle mapy z roku 1887 se ukázalo, že ledovce sestupující z hlavního kavkazského pohoří byly odděleny od ledovce Bolshoy Azau.

Obrys ledovce Bolshoi Azau z 50. let nyní rýsuje nízká 5metrová koncová moréna, přecházející v jasné hřebeny boční levé morény. Nyní na něm roste mladý borový les. Nad touto morénou na dně údolí se nachází 5 nízkých konečných morénových hřbetů až 3 m, stanovení polohy ledovce od roku 1850 do roku 1930. V roce 1896 napsal V. O. Novitsky (1903), že tloušťka ledu na spodním konci ledovce je 21 m Tato hodnota odpovídá výšce moderní levé boční morény pod soutěskou Bolshoy Azau. V roce 1900 našel A. A. Dolgushin konec ledovce v podobě strmého ledového útesu, blízko borového lesa. Upozornil na skutečnost, že výška morén dosahuje 16,8 a. V. M. Sysoev (1899) poukázal na rázné tání levé části ledovce, t. j. na ústup ledovce ze svahu jižní expozice.

V roce 1907 končil ledovec Bolshoi Azau skalnatou roklí (Bush, 1914) a v roce 1909 padaly vody stékající z ledovce Malyi Azau jako vodopád na povrch ledovce. V roce 1925 se konec ledovce vzdálil od vodopádu vzhůru soutěskou o 20 m(Altberg, 1928). Poblíž ústí tohoto vodopádu je nyní dobře patrná závěrečná moréna z roku 1925 (obr. 22).

Na dně a svazích soutěsky ledovce Bolshoi Azau není téměř žádná skutečná moréna dna. Ložiska připomínající dnová ložiska vznikají v důsledku sesuvů teras, poklesů a lavinové činnosti, která je patrná v celém údolí. Takže na horním konci soutěsky ledovce Bolshoy Azau je poměrně pravidelně sestupující velký lavinový vějíř. Když tělo ledovce leželo v soutěsce, lavinový výron sestával z docela čistého sněhu, ale když ledovec zmizel, ukázalo se, že spodní část lavinového kanálu byla zaříznuta do úlomků pravé pobřežní morény ledovce. Tuto morénu ze svahu aktuálně shazuje lavina.

Spodní část ledovce Bolshoi Azau by měla být rozdělena na úsek mrtvého ledu - od konce soutěsky až po moderní jazyk, a část tohoto jazyka před ledopádem. Mrtvý led na pravém svahu je dobře zachován díky příznivé expozici, stejně jako sněhové bouři a lavinové nahromadění sněhu. Tyto ledy fixují polohu povrchu ledovce v letech 1920-1925. Mrtvý led na levé straně ustoupil daleko od svahu a představuje souvislý pás termokrasu.

Povrch mrtvého ledu na pravém svahu je pokryt světle šedým troskovým materiálem sestávajícím z šedých prekambrických biotitických granitů a povrch mrtvého ledu na levém svahu je pokryt tmavě šedým, černým a červenohnědým andezit-dacitem. fragmenty.

Tmavá barva tohoto pláště na svazích jižní expozice velmi umocňuje tání.

Moderní ledovec Bolshoi Azau končí špičatým úzkým jazykem v nadmořské výšce 2493 m Na povrchu spodní části ledovce leží tenká vrstva (2-3 cm) morénový materiál, sestávající ze štěrku a malých úlomků. Ve spodní části ledovce nejsou žádné trhliny. Povrch čistého ledu tvoří malé ledové plástve a malé ledové pohárky. Povrchová moréna je zanedbatelná a akumulace morénového materiálu pod moderním jazykem ledovce se vyskytují v důsledku soliflukčního sesuvu sypkých vrstev a sesuvů půdy ze svahů údolí.

Podle pozorování 1956-1958. bylo zjištěno, že kromě spodního kilometrového úseku ledu v současnosti odumírá až k ledopádu konec ledovce Bolshoi Azau. Když jazyk ustoupí, jeho konec se stane mrtvým ve vzdálenosti 600 až 1000 m s následným rozvojem termokrasových procesů.

23. července 1956 na konci ledovce Bolshoy Azau byla na velký žulový fragment umístěna značka - byla napsána červenou emailovou barvou: KL-MGU-23 / 7-56. V roce 1957 byly pomocí opakovaného fotogrammetrického průzkumu stanoveny tyto hodnoty: a) konec ledovce ustoupil o 25 m; b) šířka jazyka v blízkosti značky se zmenšila o 15 m; c) 330 m od spodního konce ledovce se tloušťka ledu zmenšila o 4 m, na 750 m od spodního konce ledovce byl pokles výkonu 3,5 m, a v 1100 m od konce (pod ledopádem) -3 m Informace o změnách na konci ledovce Bolshoy Azau za poslední století jsou uvedeny v tabulce. 5. Celkový ústup konce ledovce byl 2184 m, nebo 31 m v roce.

Ledovec Malý Azau. Oblast ledovce 8,49 km 2, délka 7,58 km, poměr ledových a sněhových oblastí je 38,3 a 61,7 %. Napájecí nádrž má téměř obdélníkový tvar, protáhlý ve směru poledníku. Jeho severní hranice se shoduje s jižní částí sedla Elbrus, pod nímž je mnoho hlubokých zejících puklin a ledopádů. Zřejmě je zde strmá skalní římsa. Síla ledu je asi 100 m Reliéf ledové plochy dobře odráží subglaciální reliéf.

Západní hranice ledovcové krmné pánve se shoduje s lávovým hřbetem probíhajícím ve směru poledníku od západního vrcholu Elbrusu ke skalnatému mysu, který nyní odděluje oblasti ablace ledovců Bolshoi a Maly Azau. Tento mohutný andezit-dacitický hřbet v oblasti od západního vrcholu po zeměpisnou šířku Priyut Eleven je pokryt tloušťkou ledu až 70-80 m Z tohoto hřebene se led dostává jak do pánve Velkého Azau, tak do pánve Malé Azau. Před sto lety, kdy byla mocnost ledu mnohem větší a reliéf koryta měl menší vliv na směr toku ledu, pronikl led z pánve ledovce Maly Azau do pánve ledovce Bolshoy Azau. Snížení tloušťky ledu vedlo k jasnějšímu oddělení zásobovacích nádrží těchto ledovců. Ledovec Malý Azau brzy obdrží veškerý led, který se nachází v oblasti pánve, ohraničené ze západu lávovým hřebenem, protože řídnutí ledu stále více vede k izolaci zásobovacích pánví a nemožnosti led proudící z jedné pánve do druhé. V tomto ohledu může být ledovec Small Azau in nejlepší podmínky jídlo než ledovec Big Azau.

Tabulka 5

Oscilace konce ledovce Bolshoy Azau

Rok		Výška promoce ledovcový jazyk, m	Ústupová částka během toho období, m	rok ústraní, m
1849 1873 1880 1881 1887 1894 1896 1898 1911 1927 1928 1929 1930 1932 1933 1933 1933 1933 1938 1940 1947 1947 1957	Abich G. Abich G. Novitsky V.F. Dinnik N. Ya. mapa Rossikov K.I. Novitsky V.F. Pogtenpol N.V. Burmeister G. Altberg V. Ya. Altberg V. Ya. Frolov Ya. I. Solovjov S.P. Solovjov S.P. Orešniková E.I. Orešniková E.I. Michalev V.I. Orešniková E. I. Kovalev P. V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Průzkum fototeodolitem	2243 2317 2326 2330 2402 2493	640-853 (1849-1880) 700 (1849-1887) 235 (1883-1894) 9- 13(1897-1898) 340(1887-1911) 33(1925-1927) 48(1925-1928) 6 (1928-1929) 70(1913-1930) 5 (1931-1932) 14 (1932-1933) 220 (1911-1933) 560(1887-1933) 525(1887-1933) 17(1937-1938) 24 (1938-1940) 246 (1940-1947) 850(1887-1947) 25(1956-1957)	20-27 9-13

Ve spodní části západního ledového předělu zaznamenal S. M. Myagkov samostatné ledovcové jazyky orámované skalnatým okrajem. Objevily se v důsledku tání skalnatého povodí: zároveň se od sebe oddělují velké a malé výběžky jazyka Malé Azau. Pravděpodobně se jazyk tohoto ledovce brzy oddělí podél linie spodní části ledového předělu. Převládající jihozápadní a západní větry odnášejí prach z lávového hřebene na povrch ledovce Maly Azau a zesilují jeho tání.

Východní ledový předěl ledovce Malyi Azau probíhá ve směru poledníku od východního vrcholu směrem ke skalám Úkrytu devět, které jsou vnějším hřebenem holocénního andezit-dacitického toku, trasovaného jižně od Úkrytu jedenáct v podobě dvojitá skalní hřebenatka. V oblasti mezi Shelter Eleven a prvními výběžky tohoto hřebene na povrch je skalnatý hřeben pokrytý silnou vrstvou ledu, který v minulosti pocházel z pánve ledovce Garabashi. V současnosti přes tento subglaciální ledový předěl neprotéká žádný led – reliktní ledový jazyk odpovídá vyšší hladině ledu.

Za napájecí pánev ledovce Small Azau lze považovat celou oblast od sedla Elbrus až po zeměpisnou šířku horních partií lávových hřbetů, Útulek jedenáct a Úkryt devět. Povrch je zde plný ledopádů a hlubokých ledovcových trhlin zakřivených v půdorysu. Samotný jazyk ledovce začíná poněkud pod hřebenem Shelter jedenáct a má v půdorysu tvar tlapky, jejíž pravá část se plazí na ledovou předěl mezi Malým a Velkým ledovcem Azau a levá část (jižní expozice) přiléhá holocénní andezit-dacitický tok, který zablokoval morénu historické etapy ledovce Garabashi .

Do poloviny XIX PROTI. vyčnívající konec ledovce Small Azau spojený s ledovcem Big Azau. Na levé straně údolí byly nalezeny stopy expanze ledovce Maly Azau do historické etapy v podobě hřebenů opřených o morény ledovce Garabashi. V roce 1881 se pravý jazyk ledovce vléval do ledovce Bolshoi Azau (Dinnik, 1884). Na jednoverzové mapě z roku 1887 je značka konce ledovce 2278 m, a samotný konec již nedosáhl ledovce Bolshoy Azau. Od roku 1887 do roku 1957 se ledovec Maly Azau zmenšil o 483 m(Tabulka b). Morény, které zaznamenaly maximální postup ledovce v 50. letech minulého století, dosahují výšky 50 m V současnosti je ledovec zakončen jazykem se dvěma ledovými římsami; přímo ve výšce 3050 m, a levá je v nadmořské výšce 3150 l.

Tabulka 6

Oscilace pravého konce ledovce Maly Azau

Rok		Výška promoce ledovcový jazyk, m	Ústupová částka během toho období, m	každoroční ústup, m
1887 1898 1933 1949 1957 1957	mapa Mushketov I.V. Orešnikova E.I. topografická mapa letecké snímky fototeodolitový průzkum	2878 3 000 3040	4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957)

ledovec Garabashi. Oblast ledovce 2,74 km 2, délka 4.09 km, poměr ledových a sněhových oblastí je 46,9 a 53,1 %. Povodí ledovce je na západě omezeno Úkrytem lávového hřebene Devíti a jeho subglaciálním pokračováním, které pak přechází v lávové hřbety. Bazén lze konturovat podle vzoru trhlin. Je poměrně malý a zdálo by se, že při postupu nemůže mít ledovec s tak malou krmnou plochou velkou tloušťku. Ve skutečnosti tomu tak není. Faktem je, že ve spodní části, u výjezdu do údolí Azau, na cestě ledového jazyka, je hluboký kaňon, který způsobuje vyvěšení ledu a prudký nárůst tloušťky jazyka.

Ledovec Garabashi končí širokou tlapou s vroubkovaným spodním okrajem. V současné době leží ledovec na hraně břevna. Protože spodní část skalní schránky jazyka ledovce Garabashi má hruškovitý tvar zakončený úzkou roklí, pobřežní morény středního stupně XIX PROTI. tvořily scény, za nimiž vznikaly jezerní pánve; podél celého vnějšího okraje pravé pobřežní morény se táhne řetězec pánví, kdysi obsazených jezery. Průlom těchto jezerních pánví byl příčinou ledovcových bahenních proudů vycházejících z rokle Garabashi. Bahenní ložiska ledovce Garabashi se nacházejí v oblasti údolí Bolshoy Azau od obrovského bahenního kužele řeky. Garabashi a nacházejí se mírně pod ústím řeky. Terskol, tedy v hustě zastavěném údolí. Někteří badatelé berou nánosy bahna za morény a zveličují velikost zalednění v horách.

Ledovec Garabashi má zachovalé morény historické fáze zalednění, na kterých došlo k výlevu holocénních andezit-dacitových láv. O tyto lávy se zase opírají morény středního zalednění. XIX PROTI. Právě tyto vztahy mezi morénami a lávami umožňují určit stáří posledního výlevu Elbrusu do doby mezi II století před naším letopočtem. E. A XV - XVI století. A. E.

Pobřežní a terminální morény historické etapy jsou zvláště výrazné v pravobřežní části ledovce Garabashi. Při posledním výlevu Elbrusu na ně stékaly lávové proudy, které jsou pokračováním lávových hřebenů Shelter Eleven a Shelter Nine. Povrch hřebenů tvoří svislé nebo nakloněné lávové obelisky s lasturovitými puklinami, nejeví známky pohyblivého ledu. Zalednění historické etapy bylo o málo víc než zalednění střední XIX in., a proto morény střed XIX PROTI. morény historické etapy a holocénní andezit-dacity nezakrývaly, ale pouze se o ně opíraly.

Dna bývalých jezerních pánví se postupně zaplňují travou; v horní pánvi je tento proces pozorován i nyní. Roztálý sníh a ledovcové vody, stejně jako soliflukční proudění materiálu, způsobují tvorbu plochých vleček ležících na zamrzlých horizontech. Mocnost morény pokrývající dno a svahy rokle Garabashi je v extrémně nestabilní poloze. S velkým průtokem vody se stává mobilní. Při sebemenším pohybu kamenů v korytech malých potůčků začnou okamžitě plavat úseky písku, které strhávají větší úlomky v písku. Morénový materiál je zcela nezakulacený. Náplavový vějíř Garabashi se skládá z „balvanů“, protože při proudění bahna dochází k zaoblení andezit-dacitových úlomků, v důsledku čehož se nánosy stávají podobnými „skutečné“ moréně.

Velký bahenní kužel se nachází u ústí kaňonu Garabashi, který se zařezává hluboko do levé strany údolí Azau. Pravobokem se opírá o morénu ledovce Bolshoi Azau 1820-1850. V současnosti je porostlý borovým lesem. Kanály nedávno fungujících kalů jej rozdělují na tři části trojúhelníkového tvaru. Pravoúhlý horní trojúhelník přiléhající k pasece Azau je pokryt vzrostlým borovým lesem, mezi nímž jsou jednotlivé vyhynulé bahenní jazyky. Střední trojúhelník, pokrytý vzrostlým borovým lesem, není ovlivněn moderními bahny. Třetí trojúhelník je pokryt utlačovaným mladým borovým lesem s četnými bahenními kanály. Tento konvexní trojúhelník s putujícími kanály bahna zjevně vznikl v roce 1947, kdy z ústí řeky. Garabashi zametl ledovcový bahenní proud.

Degradaci novověkého zalednění provází hromadění morénových vrstev, které při zvýšeném tání slouží jako zdroj ledovcových bahenních proudů. V případě, že se v soutěsce Garabashi objeví dočasné hráze v důsledku plížení morény, je možné opakování takových bahenních proudů. Mohou také vzniknout v důsledku šíření regresivní eroze, vytvářející hluboké větvené zářezy, které způsobují stabilitu morénových vrstev a uvádějí je do pohybu.

První informace o ledovci Garabashi zveřejnil N. Ya.Dinnik (1884), který napsal, že ledovec začíná na rozlehlém strmém sněhovém poli na jihovýchodním svahu Elbrusu. Na začátku je poměrně široký a pak se silně zužuje na 105-130 m Kuriózní je Dinnikův odkaz na místního obyvatele Ismaila Urusbieva, který v roce 1884 řekl, že před 30-35 lety sestoupil ledovec Garabashi mnohem níže. V. Ya Altberg (1928) si všímá kolosálních morén, které vznikly podél okrajů tohoto ledovce, a hovoří o jezeře, které je nyní od ledovce odděleno pobřežní morénou.

Srovnání map z roku 1887 a 1957 nám umožňuje dojít k závěru, že ledovec se zmenšil o 882 m; během této doby zmizel dlouhý úzký jazyk, jasně viditelný v roce 1887, a na jeho místě zůstala úzká rokle vyplněná klastickým materiálem a vysokými pobřežními morénami tyčícími se 100-120 m nad korytem řeky. m Povrch vysoké morény je terasovitý; jsou zde pozorovány tři terasy, odpovídající různým polohám ledové plochy. Proud lávy vylitý v holocénu přehradil spodní část rokle Garabashi a postoupil v 50. XIX PROTI. ledovec byl v přehrazeném stavu. To může vysvětlit tak vysokou polohu povrchu zmizelého ledu.

V letech 1956 a 1957 byly provedeny opakované fotogrammetrické průzkumy ledovce Garabashi. Ukázalo se, že přední část spodního okraje ledovce ustupuje 5- 6 m za rok a v některých oblastech - 10-12 m(Tabulka 7).

Tabulka 7

Oscilace konce ledovce Garabashi

Rok		Výška promoce glaciální Jazyk, m	Množství ústupu za období, m	každoroční ústup, m
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957	mapa Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Orešniková E.I. topografická mapa letecké snímky fototeodolitový průzkum	2878 3200 3260	5,5 (1897-1898) 40 (1898-1901) 8011 (1887-1933) 882 (1887-1957) 5-6(1956-1957)	13,0 17,0 12,6

V. N. Kostousov (1959) píše, že ledovec Garabashi má jasně vyjádřenou příčku stupňovitého tvaru, složenou ze středokvartérních láv. Tři spodní stupně jsou v současnosti bez ledu a je na nich dobře patrné ledovcové leštění. Čtvrtý stupeň je pouze částečně bez ledu. Na horní, nezamrzlé plošině před koncem ledovce nainstaloval V.N. Kostousov kovové razítko:

IGY

KL-106 m

A3-230°

1958-27-VIII,

což znamená: razítko 10, založené expedicí Elbrus Mezinárodního geofyzikálního roku Moskevské státní univerzity v roce 106 m od konce ledovce v azimutu 230° 27. srpna 1958. Značka byla zabetonována do skalních výchozů vulkanických hornin příčky na levé straně hlavního, pravého konce ledovce Garabashi.

Terskolský ledovecmá rozlohu 7,56 km 2, délka 7.02 km a poměr ledových a sněhových oblastí 45,5 a 54,5 %. 18. srpna 1957 jsme překročili krmnou oblast ledovce Terskol téměř ve výšce severovýchodního kráteru Elbrus, což umožnilo představit si krmné podmínky ledovců Elbrus. V tomto období v nadmořské výšce 4000-4100 m jsou pozorovány jak skvrny čistého modrého ledu, tak rozlehlá sněhová pole, na jejichž povrchu se objevují i ​​sněhy „kajícníků“. Ve stravě ledovce Terskol skvělé místo Okupuje ji sněhová vánice přecházející do reliéfních prohlubní a do závětrné části lávových hřbetů sestupujících z východního vrcholu Elbrusu. Vlivem převládajícího větrného transportu sněhu z jihozápadu na severovýchod je povrch ledovce Terskol asymetrický: jeho pravá strana je vyšší než levá. V zimě převládající západní a jihozápadní větry dosahují velké síly a vane nepřetržitě po mnoho dní. Vrcholy Elbrusu a pás výšek řádově 4300-5000 m v této době jsou holé od sněhu. Z prohlubně mezi ledovou základnou a čelem ledového předělu ledovců Garabashi a Terskol je na povrch ledovce Terskol vynášen sníh, jakoby z větrného tunelu, díky čemuž se v nadmořské výšce kolem 3900 m jsou velké hromady sněhu.

Východní vrchol Elbrusu je v zimě více bez sněhu než v létě, protože v zimě se vyskytují sněhové srážky se silnými větry, které foukají sníh z vrcholu. Na jaře a v létě je v důsledku sněhových srážek při relativně nízkých rychlostech větru pokryto sněhem. Pás ve výškách 4200-5000 m téměř celá zima zůstává bez sněhu. Ledovce jsou napájeny nahromaděním sněhu v pásu asi 4000 m

Západní hranice krmné pánve ledovce Terskol začíná pod skalami východního vrcholu a vede východně od Pastukhovského krytu. Zde je to vyjádřeno velmi jasně, protože led na pokračování podledového hřebene je silně rozlámaný. Pod útesy Shelter 9 se západní hranice táhne podél systému hlubokých trhlin, které oddělují zásobovací nádrž ledovců Garabashi a Terskol. Východní hranice vede podél puklin, dobře patrných na leteckých snímcích, a také podél lávového hřebene ležícího mezi ledovci Terskol a Irik. Povrch tohoto hřebene se vlivem procesů permafrostu zploštil. Ledová plocha je vůči hřebeni ostře asymetrická; sklon hřebene směřující k ledovci Terskol je holý a povrch ledovce je 30 m níže než okraj hřebene. Svah obrácený k ledovci Irik je přitom zcela pohřben ledem a sněhem. Důvod asymetrie spočívá v transportu a expozici vánice: svah k ledovci Terskol směřuje proti větru a na jih, zatímco svah k ledovci Irik je severní a závětrný (obr. 23). Uprostřed XIX PROTI. z tohoto hřebene byl ještě odtok ledu jak směrem k ledovci Terskol, tak směrem k ledovci Irik; zároveň jazyk přechodného ledovce sestoupil do údolí Terskol. Jeho obrysy jsou jasně vysledovány podél pobřežního moře. Nějakou dobu existoval jazyk tohoto ledovce samostatně, což potvrzuje dřík terminální morény ležící na úpatí strmé římsy. Zbytky ledovce jsou dnes zachovány pouze na svahu severní expozice v podobě tenkého ledového pásu, který v příštích letech zmizí.

Napájecí nádrž ledovce je pokryta hlubokými trhlinami. V jeho horní části je výrazná tloušťka ledu. Celá pravá strana ledovce Terskol se nachází v závětrné části lávového hřebene. Díky tomu je pokryta silnou vrstvou firnu, přičemž do konce léta se ve střední a levé části dostává na povrch led.

V současnosti visí jazyk ledovce Terskol na strmém břevnu, ze kterého čas od času padají bloky ledu. Povrch ledovce před římsou břevna je poněkud snížený a proti proudu je velký ledový výduť, prolomený systémem hlubokých příčných puklin. Po rychlém zmizení ledovce v tomto místě je třeba počítat s výskytem skalnaté vyvýšeniny. Na konci je ledovec roztrhaný trhlinami až k samotnému korytu. Moderní jazyk je přitlačen k levé skalnaté straně.

V 50. letech minulého století končil ledovec Terskol špičatým jazykem, orámovaným jasně viditelnou terminální morénou, tvořenou převážně světle šedými žulami a diority. Jazyk ledovce se tehdy nedostal do kontaktu s pravou stranou údolí, ale vytvořil pouze tlakovou morénu. Z břevna sestupovala pouze levou částí, proto jsou nejlépe vyjádřeny levé terminální morény. Levá část ledovce přijímala vždy více místní potravy z vysokého výběžku Terskolak a pravá část, přiléhající k lávovému hřebeni Terskol, byla živena pouze malými laviny.

Mezi levým svahem údolí a levou pobřežní morénou zmizelého ledovce je hluboký příkop, kterým protéká voda z tání. Pravá terminální moréna je také jasně vyjádřena a vyniká světle šedým tónem. Nebylo možné zjistit počet stadiálních morén odrážejících fáze ústupu ledovce po roce 1850. To lze vysvětlit tím, že konec ustupujícího ledovce ležel na vysoké skalní římse, z níž obvykle padaly ledové bloky, v důsledku čehož nemohl vzniknout systém soustředných stadiónových oblouků.

V letech 1907-1913. ledovec Terskol dosáhl jazykem dna údolí Terskol. N. A. Bush (1914) napsal, že ledovec před sebou pohyboval novou terminální morénou. Bush zároveň poznamenal, že postupuje pouze levá část ledovce, zatímco pravá část, visící na strmé stěně, se vždy odlomí od svahu. Tento malý hřeben naznačený Bushem jsme našli na dně údolí; zachovala se dodnes dobře. Aby bylo možné jej identifikovat na fototeodolitových snímcích na velkém balvanu černé lávy s červenými žilkami (velikost 1,2X1,5 m) bílým emailem byl nakreslen trojúhelník s vrcholem dolů do údolí a bylo umístěno číslo 11 (to znamená číslo označující rok 1911). Značka nastavená během 2. IPY nebyla nalezena, ale podle dostupného popisu jsme ji obnovili morfologické znaky možná poloha konce ledovce v roce 1932. Bílá emailová barva na bloku granodioritu o rozměrech 2,0x2,0x1,5 m nakreslí se trojúhelník s vrcholem směřujícím dolů do údolí a vloží se číslo 32 (označující rok 1932).

Ya. I. Frolov (1934) uvádí, že v roce 1929 levá část ledovce stále klesala na dno údolí. S. P. Solovjov (1933) dosvědčil, že konec ledovce Terskol visí na téměř strmé římse. Solovjov navíc poukázal na úplné oddělení ledovce levého dolního přítoku, vytékajícího z velkého cirku.

Srovnání současné polohy konce levého prstu ledovce, získaného z fototeodolitových materiálů, s naší značkou, která obnovuje polohu ledovcového jazyka v roce 1911, udává ústup jazyka za období 1911 až 1956 v hod. 390 m Srovnání s možnou polohou ledovce během 2. IPY dává ústup od roku 1932 do roku 1956 o 280 m(Tabulka 8).

Moderní konec jazyka ledovce Terskol leží v podobě čtyřprsté tlapy na strmém granodioritovém příčce (obr. 24). Výška prstů (zprava doleva) je následující (v metrech):

číslo prstu		2
Výška prstů, m	3367	3242	3203	3160

Ze srovnání fototeodolitových průzkumů v letech 1956 a 1957. z toho vyplývá, že levý prst ustoupil na rok do 37 m, a další v 8-10 m Zároveň se povrch ledu nad ledopádem zvedl o 1,5-2 m. V tělese ledovce Terskol se zřejmě pohybuje povodňová vlna. Když dosáhne břevna, bude se zhroucení ledu častější. Je nepravděpodobné, že by za současných podmínek mohl začátek konce začít - břevno, na kterém leží ledovec, je příliš strmé.

Tabulka 8

Výkyvy na konci ledovce Terskol

Rok		Výška promoce glaciální Jazyk, m	m	každoroční ústup, m
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957	mapa Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Bush N.A. Bush N.A. Orešniková E.I. topografická mapa Michalev V.I. fototeodolitový průzkum	2624 2920 2943	120 (1894-1897) 4 (1897-1898) ledovec postupoval 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957)	31,5

V roce 1958, před koncem ledovce, založil V.N.Kostousov značku. Značka je zabetonována do hloubky 7 cm v bloku žuly o rozměrech 5X5 m ze strany hlavního pravého konce ledovce. Tento blok se nachází mezi morénovým materiálem ležícím na krystalické příčce. Nad značkou jsou výchozy krystalických hornin břevna pokryty černou morénou. Vpravo je lávový útes. Vlevo na úrovni značky konec ledovce Terskol. Nájezd k bloku se značkou z pravého svahu je poměrně obtížný. Vychází se z rozšiřujícího se hřebene pravé pobřežní morény, poté následuje strmý svah morény až k výchozu krystalických hornin břevna. Vzdálenost od tohoto výchozu krystalických hornin k morénové značce a mrtvý led - 80 m Označení kovové, kulaté, s průměrem vnějšího povrchu 4 cm, jeho čep má dva kovové kroužky. Vyraženo na razítku:

IGY

KL-33 m

AZ-44°

1958-26-VIII

Ve tvaru dna údolí Terskol se zachovalo velmi málo glaciálních reliéfních útvarů. Stopy historické etapy zalednění v údolí nelze nalézt. Na dně údolí byl nalezen zbytek fluvioglaciálních vrstev, ze kterých lze snadno obnovit hloubku zářezu, který se zjevně objevil ve fázi vlhkosti po období sucha. 5. - 13. století n. E.

V údolí řeky Terskol objevil mnoho stop aktivity mudflow. Morénové terasy jsou v mnoha případech pokryty velkými aluviálními vějíři, tvořenými morénovým materiálem unášeným bahenními proudy z karů ležících vysoko na svazích údolí. Vznik těchto kuželů je spojen s prudkou erozí na levém svahu údolí (jižní expozice), která vedla k tomu, že hluboké erozní zářezy zasahovaly až na dna malých karů. Bahenní proudění vynáší morénové nánosy malých ledovců, které zmizely z rozsáhlých denudačních trychtýřů po roce 1850. Kombinace intenzivní eroze a obrovských suťových zásob. materiál vytváří předpoklady pro zvýšené nebezpečí bahna.

Horní část pánve je pokryta silnou vrstvou firnu a relativně malým štěpením. Naopak spodní část pánve je prosycena velkým množstvím hlubokých trhlin. Jazyk ledovce úzkou šíjí tvořenou výběžky hřebenů Terskolak a Irikchatkara vstupuje do hlubokého údolí Irik. V úzké šíji se nachází subglaciální skalní římsa, ke které je datován ledopád. Nachází se v údolí téměř zeměpisné šířky, jazyk je v jasné závislostiÓ t expozice svahu. Jižní svahy jsou téměř bez sněhu, na severních se zachovaly zbytky malých karových ledovců. Tento svah je posetý lineárně protáhlými brázdami, po kterých padají laviny, zbytky lavin v podobě lavinových sněhových polí pokrývají pravou část ledovcového jazyka.

V levé části (jižní expozice) ledovec ustoupil ze svahu a intenzivně taje. Nad ním se do skalnatého svahu opírají pobřežní morény, jejichž relativní výška v údolí rapidně narůstá. Konec jazyka je úzký, částečně překrytý morénou a leží mezi vysokými bočními morénami (obr. 25). Střední část jazyka je mnohem níže než jeho okrajové části pokryté morénou.

Ledovec Irik je snadno dostupný a navštívilo jej mnoho badatelů, kteří zanechali podrobné popisy jeho konce (tab. 9). navzdory tomu, průměrná rychlost je obtížné určit ústup ledovce, protože při jeho zmenšení prošel fází mrtvý led. Navíc během prvních období ústupu byl jazyk ledovce velmi tlustý a poté se stal mnohem tenčí, což ztěžuje výpočet změn v hmotnosti ledovce.

NA. Bush (1914) napsal, že spodní konec vypadá jako velmi vysoká a strmá ledová stěna, a S.P. Solovjov si v roce 1931 všiml, že úhel sklonu jazyka je 35 ° a ve střední části se jazyk trochu propadl; proto má v příčném profilu několik konkávní tvar. Podle pozorování Ya. I. Frolova (1934) od roku 1931 střední část jazyka znatelně ustupuje. Frolov uvádí, že v roce 1948 byl ledovec vážně zničen, začala zde nekróza spodní části a rozvoj termokrasu. Zcela správně vyjádřil pochybnosti také v Solovjově výroku, že ledovec Irik v letech 1913-1914. mohl být na stejném místě, kde byl v době sestavování jednoverzové mapy oblasti (1887).

Tabulka 9

Výkyvy na konci ledovce Irik

Rok		Výška konec glaciálu Jazyk, m	Množství ústupu za období, m	každoroční ústup, m
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957	Abich G mapa Mushketov I.V. Bush N.A. Gerasimov A.P. Altberg V. Ya. Frolov Ya. I. Frolov Ya. I. Solovjov S.P. Solovjov S.P. Solovjov S P. Soliviev S. P. Solovjov S.P. Gaybrock V. Frolov Ya. I. Tushinsky G.K. Michalev V.I.	2530 2541 2550 2548 2584 2616	320(1849-1887) 38 (na 2 roky) 162 (na 12 let) 35 (na 2 roky) 1553(1887-1956)	17,5 17,5 11,5 15,7 10,4

Postup ledovce Irik dolů údolím v 50. letech 20. století zaznamenává nízká terminální moréna opírající se o fluvioglaciální terasu. Na konci zmizelého ledovce moderní procesy rychle změnit původní vzhled morénových vrstev koncové části ledovce. Patrné je to zejména pod pravým svahem údolí, neboť z kary nacházející se nad jazykem zmizelého ledovce sestupuje soustava náhonů, po kterých se pohybují morény, vtahované do soliflukčního proudu v karu. Morény získávají půdorysně tvar sintrových jazýčků a po dosažení strmé římsy se mění v široký oblak soliflukčních lineárně protáhlých pásů klesajících ke dnu svahu a opírajících se zvenčí o konečný morénový hřbet ledovce Irik střední fáze. 19. století

Jasné vrstvení je pozorováno v úseku fluvioglaciální terasy, což dokazuje vodního původu. Zářez nebo římsa terasy se zjevně objevila v důsledku intenzivního tání ledu. Překvapivě připomíná zářez v údolí Terskol a pozůstatek v jeho střední části, které jsou výsledkem zvýšené hloubkové eroze.

Úsek údolí Irik, zbavený ledu v letech 1887-1957, má vedle skutečně ledovcových forem velké množství reliéfních forem spojených se soliflukčními procesy, lavinovou činností, sesuvy půdy a erozí. Pozorování v této oblasti nás přesvědčují, že čím déle bylo údolí bez ledovce, tím výraznější je jeho „morénový“ reliéf na dně. Jak se přibližujete k ledovci, množství spodní morény klesá.

Před jazykem ledovce je štěrkové pole s jednotlivými velkými balvany o velikosti 2-5. m Dále v údolí je vidět, jak klastický materiál pobřežní morény sesouvá ze svahů a pohybuje se směrem ke střední části údolí. Role lavin je zvláště významná při přerozdělování materiálu. Na mnoha místech v zimě a na jaře 1956/57 prorazily laviny povrch okraje pobřežních morén ležících ve výšce 150 m přes dno údolí a přiveden na dno klastického materiálu. V červnu ležel na povrchu rozsáhlých lavinových sněhových polí, která pokrývala celou šířku údolí. Do poloviny července obvykle tají, a proto často výzkumník nemůže pochopit důvod pohybu materiálu.

Svah a expozice údolí Irik trochu připomínají údolí řeky. Velké Azau. Zde, v údolí s malým sklonem, se nevyhnutelně objevují oblasti mrtvého ledu.

10. srpna 1956 jsme při průzkumu údolí našli místo, kde byla umístěna známka 2. IPY, ale na kameni nebyly nalezeny žádné nápisy, i když se zachovaly stopy bílé barvy. Na tento kámen jsme červenou barvou namalovali trojúhelník s písmeny M-33. Vzdálenost od tohoto kamene k modernímu konci ledovce je 500 m; z toho vyplývá, že pro roky 1932-1956. ledovec Irik ustupoval rychlostí asi 20 m/rok. Od roku 1887 do roku 1957 ledovec ustoupil do roku 1553 m, tj. v průměru za 70 let byla míra ústupu také asi 20 m

Jazyk ledovce Irik ustupuje vytvořením 15-20metrové zóny mrtvého ledu a objevením se prohlubně, kde padá úlomkový materiál a tvoří morény vysoké 2 5 metrů. Na moderním konci ledovce na světle šedém žulovém balvanu 3X3X3 m výrazný. Na vrcholu kamene je nakreslen metrový červený kříž. Níže je v červené smaltované barvě následující nápis:

CL

AZ-305

32 m

10-9

V červenci 1957 V. I. Michalev pomocí tohoto razítka stanovil roční hodnotu ústupu jazyka na 18. m

Tloušťka ledu podél údolí Irik od roku 1887 do roku 1956 klesla o 125-150 m Moderní konec ledovce Irik má tvar široké ledové tlapy, v průřezu sestávající ze tří částí: a) pravá, pokrytá černým morénovým krytem z materiálu střední morény, která se vyskytuje pod ledopádem; b) střední, neposetá morénou a poněkud předsunutá vpřed, se sklonem 30-40°; c) levá, pokrytá 1-2 cm vrstvou trávy.

Pod ledovcem v ledovém tunelu protéká řeka. Irik. Z tohoto tunelu zůstávají na konci ledovce ledové oblouky, které se často propadají. Spodní část ledovce nad jazykem má úhel sklonu asi 15° a je narušena pouze ledopádem, kterým lze proniknout do horní ledové plošiny přiléhající k její pravé (orograficky) části. Nad ledopádem je na mapě z roku 1887 zobrazen dlouhý bezejmenný přítok Iriku. V současné době nedosahuje Irik. Tento ledovec se dělí na 4 malé visící ledovce.

V roce 1958, na konci ledovce, na stejném bloku jako v roce 1956, Kostousov dal razítko:

IGY

KL-66 m

AZ-300 0

1958-8-VII

Za tyto dva roky ledovec ustoupil o 34. m

Ledovec Irikchat (obr. 26) má rozlohu 1,79 km 2 délka 2,67 km poměr ledových a sněhových oblastí je 36,9 a 63,1 %. Napájecí nádrž ledovce je malá, protože většina ledu jde do ledového pole Jikiugankez přes podledovou bariéru umístěnou mezi vrcholy Liparitov a Kalitsky Peak. Jídelna je pokryta poměrně silnou vrstvou sněhu.

Jazyk ledovce proniká do údolí Irikchat šíjí širokou 300 m. m, spojující vrchol Liparite se skalnatým hřebenem hřebene Irikchatkara. Tato bariéra je zjevně poměrně vysoká, a proto z nádrže pochází velmi málo ledu. Důkazem existence mostu jsou hluboké trhliny oddělující ledovec Irikchat od ledového pole Elbrus. Malé proudění ledu shora se odráží v rychlé degradaci ledovce Irikchat na celé jeho ploše.

Pravá část ledovce je napájena ani ne tak z Elbrusu, ale ze strany údolí kvůli padajícím lavinám. Nejzachovalejší částí ledovce je levá, ale i ta je rozervaná širokými puklinami a oddělená od levého svahu širokým pásem mrtvého ledu. Povrch ledovce za období 1887 až 1958 silně poklesl, o čemž svědčí levá vysoká pobřežní moréna, v jejímž jádru se zachoval mrtvý led. V roce 1887 jazyk ledovce skončil ve výšce 3109 m, a v roce 1958 - v nadmořské výšce 3300 m Během tohoto období se ledovec zmenšil o 1260 m S růstem zalednění ledovec klesal téměř na úroveň 2900 m Nad tímto místem je na levém svahu údolí dobře patrný sklon svahu, který fixuje úroveň ledové výplně údolí řeky. Irikchat.

Na levém svahu jsou dobře patrné poklesové terasy, které vznikly vlivem sypání úlomků na povrchu ledovce a několika stopami úrovní povrchu ledovcového jazyka. Tyto terasy lze vysledovat vysoko na svahu údolí až do moderního jazyka a spodní terasa, postupně stoupající podél údolí, se spojuje s nejčerstvější vysokou terasou, v jejímž jádru leží pohřbený led. Na pravém svahu vše podléhá gravitačním procesům, odvozu materiálu ze svahů s tvorbou sněhových polí ze splývajících hřebenů. Nyní je tento proces dobře zdůrazněn šířením letních sněhových polí na úpatí pravého svahu a visutým ledovcem pod vrcholem Achkeryakolbashitersak (3941 m).

Ledovec Big Azau je největší ledovec v oblasti Elbrus. Nachází se v horním toku řeky Azau, v hluboké rokli, poblíž skal výběžků Kyukyurtlu. Západní hranice ledovce vede od hřebene cirkusu Hotyutau k vrcholkům Ullukambashi a Azaubashi. Plocha zalednění je 23 km2, délka 9,28 km. V polovině 19. století sestoupil tento ledovec údolím do pásma borových lesů. V současnosti jeho jazyk začíná ve výšce 2493 m n.m. Povrch spodní části ledovce je pokryt 2-3 cm vrstvou štěrku a drobných úlomků kamenů. Každý rok ledovec ustoupí v průměru o 31 m a zanechává obrovské masy „mrtvého“ ledu. Jeho celkový ústup za dobu pozorování je 2184 m.

Pokud máte s sebou horolezecké vybavení, můžete po skalách vylézt po suti a moréně až k ledovci. Ale je třeba si uvědomit, že pod tenkou vrstvou kamenů a hlíny je led. Taková cesta může být velmi nebezpečná kvůli neustálým skalním a ledopádům.

O původu slova a jména Azau se stále vede mnoho sporů. Jedna verze překladu z Balkaru je místo, kde nejsou žádní lidé. Profesor KBSU Dzhemaldin Kokov, který se zabývá toponymií Kavkazu, dává toto jméno do souvislosti se jménem válečníka jménem Azov, který zde utekl z krevní msty. Khusein Zalikhanov, místní obyvatel a horolezec, rozkládá toponymum na dvě slova az - zřídka a au (aush) - křížit, křížit, tzn. místo, kde jen zřídka přecházejí hory. Existuje i třetí překlad: průsmyk Azovů (Ases), kteří zde údajně žili v raném středověku.

Nejpřesvědčivější verzi jména dal místní balkarský stařík, který vyprávěl velmi pravděpodobný příběh. Sousední kmeny, přechod přes hřeben, otravoval místní, kradl dobytek, lovil na zájezdy. Pak Baksané požádali svého patrona, majitele této země, prince Atazhukina, aby jim poskytl ochranu. Princ vyslal slavného válečníka jménem Azao, kterému se podařilo tyto nájezdy zastavit. Ale zvyk krevní msty donutil poražené číhat na Azaa a vypořádat se s ním. Byl pohřben na mýtině, kterou Baksané nazývali Azau. Tento příběh zná mnoho starých lidí. Azau lze z kabardštiny přeložit jako Iezu (azu) - dovedně a zaue (zao) - bojovat, bojovat, tedy dovedně bojovat.

Plocha zalednění Malého Azau je 8,49 km2, délka je 7,58 km, tloušťka ledové skořápky je až 100 m. od sedla Elbrus po „Úkryt jedenácti“ a „Úkryt devíti“ ". V horním toku malého ledovce Azau zející ledopádové trhliny.

Z ledovce Small Azau se v silném proudu řítí vodopád. Zde pod ledovcem je jezírko, ze kterého vytéká potůček.Ve vzduchu je cítit sírou, neboť voda v potoce je slabě mineralizovaná.

NÁRYS PŘÍRODY, ZEMĚPISNÁ POLOHA A RELIÉF.

Region Elbrus je turistický název pro část Velkého Kavkazu od západních přístupů k Elbrusu k povodí řeky Chegem na východě. Jeho jižní hranice vede podél hlavního kavkazského hřebene. Je to úžasná země s majestátními vrcholy pokrytými ledovými čepicemi, malebnými soutěskami, četnými vodopády, mírným horským klimatem.

Řetězec nejkrásnějších vrcholů Hlavního a Postranního pohoří s průsmyky vedoucími do Horní Svanetie učinil z regionu Elbrus jednu z hlavních oblastí masové turistiky, horolezectví a lyžování. Skalnaté věže překrásné Shkheldy, mocné a majestátní mohutnosti dvourohé Ushby, ledovce a zasněžená pole oslnivě jiskřící na slunci, krása říčních údolí a roklí pokrytých vysokými borovými lesy a barevnými koberci subalpínských a alpských luk , zuřící horské bystřiny vždy přitahují horolezce a turisty. Svítání v horách zanechává nezapomenutelný dojem. V dobré počasí, jakmile se temnota noci rozplyne, zasněžené štíty se vybarví v jemné škále barev od smaragdově zelené a světle fialové až po růžovou, pak ohnivě červenou a nakonec stříbrnou.

Je to tady, v Lateral Range nejvyšší pohoří Velkého Kavkazu, jeho perla – Elbrus, což je dvouhlavý kužel vyhaslé sopky. Jeho pohoří tvoří hlubinné krystalické horniny - žuly, ruly, ale i horniny vulkanického původu - tufy a diabasy. Výška západního vrcholu je 5642 m, východního 5621 m. Elbrus je spojen s hlavním kavkazským hřebenem hřebenem Khotutau.

Majestátní dojem zanechávají jiní "pěttisícovky" a "čtyřtisícovky": Dykhtau (5203 m), Irik-chat (4050 m), Kilar (4013 m), Donguz-Orun (4454 m), Jaily-ksubashi (4424 m), Dzhan-Tugan (4012 m), Adyrsubashi (4370 m) , Sullukolbashi (4251 m), Ullukara (4302 m).

Většina svahů Elbrusu (až do výšky 4000 m) je mírná, strmost pak dosahuje v průměru 35 stupňů. Některé svahy jsou strmé a strmé. V horní části je jižní svah Elbrusu poměrně plochý, ale již od výšky 3 800 m a pod ním se stává členitější. Jižní svah je charakterizován strmými skalnatými oblastmi vysokými až 600-700 m, značným počtem ledopádů a puklin na četných ledovcích.

Také na severních a západních svazích Elbrusu je mnoho trhlin, strmých skalnato-ledových partií, ledopády a ledovcové sesuvy. Jeho východní svahy jsou rovnoměrnější. Jsou zde podmínky pro hromadění sněhu ve velkých objemech.

Region Elbrus je známý svými malebnými soutěskami ležícími v nadmořské výšce 2000 m nad mořem a více.. Největší z nich - Údolí Baksan. Ze severovýchodu má otevřený, postupně se rozšiřující východ. Rychlé proudy horských řek snášejí do údolí velké množství kamenů, které pokrývají záplavové úseky řeky Baksan a jejích přítoků.

Nad 3 500 m n. m. jsou rozšířeny ledovcové formy terénu. Plochy bez ledovce jsou pokryty morénami. Ledovcové cirkusy, morény, jezera se smaragdově modrou vodou - charakterové rysy reliéf vrchoviny Elbrus.

V nižších polohách (3500-2100 m) na svazích hřebenů je mnoho kamenných rýžovišť s bílými skvrnami tajících sněhových polí. Pěnivé vodopády padají ze strmých říms skal.

Region Elbrus - oblast aktivní lavinové aktivity. Sněhové laviny spolu s obrovskými masami sněhu odnášejí z hor velké množství kamenných úlomků a snášejí je dolů na úpatí svahů a vytvářejí obrovské náplavové vějíře. Laviny jiný typ, velikost a tloušťka zvláště často sestupuje ze strmých svahů údolí řeky Terskol, horní toky údolí Azau jsou také lavinovité, kde se hromadí velké množství sněhu. Sněhové laviny vyvinou obrovskou rychlost sesuvu, vzduchovou vlnu a mají obrovskou ničivou sílu.

Velké množství pohyblivých sutí, skalních srázů, lavinových svahů vyžaduje od všech turistů důsledné dodržování bezpečnostních pravidel při chůzi v horách.

MODERNÍ GLAKACE. velké plochy, začínající od výšky 3 500-4 000 m, jsou obsazeny ledovci, které tvoří hlavní centrum moderního zalednění na Kavkaze.

Z ledovce Elbrusu se odklání 77 ledovců. Tloušťka ledu v některých místech dosahuje 400 m. Plocha zalednění Elbrusu je 144,5 km2. Pro srovnání je třeba poznamenat, že celková plocha zalednění Velkého Kavkazu je 2000 km čtverečních, tedy asi 1,5 % z celé oblasti Velkého Kavkazu. Celkový počet ledovce registrované na Velkém Kavkaze - 1400.

Ledovce jsou nejdůležitějším krajinotvorným faktorem na středním Kavkaze. Pod jejich přímým vlivem vlastnosti reliéf, klima, půdní a vegetační kryt. Moderní ledovce jsou v procesu pomalého ústupu. Od roku 1887 se tak plochy ledovců zmenšily a jazyky ustoupily v průměru o 80-90 m.

Následující je charakteristika nejvýznamnějších ledovců regionu Elbrus.

Velké Azau. Plocha zalednění - 23 km2, délka - 9,28 km. Začíná na skalách výběžků Kyukurtlu. Západní hranice ledovce vede od hřebene cirkusu Hotyutau k vrcholkům Ullukambashi a Azaubashi. V polovině 19. století sestoupil tento ledovec údolím do pásma borových lesů. V současnosti jeho jazyk začíná ve výšce 2493 m n.m. Povrch spodní části ledovce je pokryt 2-3 cm vrstvou štěrku a drobných úlomků kamenů.

Každý rok ledovec ustoupí v průměru o 31 m, jeho celkový ústup za dobu pozorování je 2184 m.

Malé Azau. Plocha zalednění je 8,49 km2, délka 758 km, tloušťka ledové skořápky až 100 m. Útulek jedenáct a přístřešek devět.

Garabashi. Plocha zalednění - 5 km2, délka - 4,09 km. Ledovec začíná rozlehlým sněhovým polem na jihovýchodním svahu Elbrusu.

Terskol. Plocha zalednění - 7,56 km čtverečních, délka - 7,02 km. Podle dostupných údajů ledovec mezi lety 1911 a 1956 ustoupil o 390 m. Nyní končí ve čtyřech malých jazýčkách ve výškách od 3 160 do 3 367 m.

Irik. Plocha zalednění - 10,19 km2, délka - 9,31 km. Krmnou oblastí jsou jihovýchodní svahy vrcholu Elbrus. Jedná se o jeden z nejsnáze dostupných ledovců. Opakovaně navštěvováno mnoha badateli a glaciology. Podle dostupných údajů od roku 1887 do roku 1956 ustoupil o 125-150 m a za období 1956 až 1958, tedy za pouhé dva roky, byl ústup 34 m.

Irikchat. Plocha zalednění - 1,79 km2, délka - 2,67 km. A tento ledovec je také výrazně zmenšen na objemu, ustupuje. Od roku 1887 se jeho délka zmenšila o 1260 m. Na jeho povrchu je spousta trhlin.

KLIMA. Vzniká pod vlivem vysokohorského ostře členitého kontrastního reliéfu. Pokud je na pláních kontinentální, pak vysoko v horách vládne polární chlad. Ledově sněhová čepice Elbrusu se nazývá Malá Antarktida. I uprostřed léta jsou zde záporné teploty. Ale některá údolí, chráněná horami, mají své vlastní mikroklima. Je jich více než 300 slunečné dny v roce. Zima je teplá a suchá.

Čím jsou hory vyšší, tím je klima drsnější, ale členitost reliéfu předurčuje odchylky od obecného vzorce.

Centrální poloha mezi pohořími Velkého Kavkazu, vysoká absolutní nadmořská výška a velké změny nadmořské výšky vytvářejí kontinentální rysy klimatu regionu. Vliv severozápadních a západních větrů od Černého moře je zde vlivem ochrany Laterálního a Hlavního pohoří výrazně oslaben, proto je ve srovnání se západním Kavkazem pro oblast Elbrus charakteristický výrazný nárůst sucha podnebí.

V souvislosti s velkou členitostí reliéfu získávají při tvorbě klimatu mimořádný význam místní faktory: nadmořská výška, strmost svahů, tvary terénu atd. Zároveň se dramaticky mění všechny klimatické ukazatele: intenzita záření, větrné poměry, teplota a vlhkost vzduchu. .

Každá výšková zóna má svou vlastní klimatické vlastnosti. S výškou výrazně klesá Atmosférický tlak- v horních mezích do 25 %, resp. klesá hmotnostní obsah kyslíku, zvyšuje se intenzita slunečního záření, zejména ultrafialového. Během horolezeckých výletů je třeba tyto okolnosti vzít v úvahu, aby se zabránilo přehřátí a spálení sluncem.

Tlak vzduchu ve výšce 2000 m, rovných 550-560 mm, nemá na lidský organismus žádný znatelný vliv. Při lezení již ve výšce 3000-4000 m a více začíná ovlivňovat, stejně jako řídký vzduch, způsobující příznaky výškové nemoci.

Klimatické poměry v údolích (Azau, Terskol, Cheget) jsou do značné míry dány hloubkou údolí a jeho „izolací“ od obecné cirkulace, v důsledku čehož jsou průměrné denní výkyvy teplot vzduchu poměrně velké – 19.-22. stupně.teplé větry vanoucí z hor do údolí. S nimi jasné sucho teplé počasí v létě a tání v zimě. Je třeba poznamenat, že během tání se zvyšuje lavinové nebezpečí.

V zimě je horní tok údolí řeky Baksan jedním z nejvíce teplá místa nachází se v nadmořské výšce 2150 m. V tomto ohledu je Terskol druhý za Kheyrabadem, který se nachází na břehu Kaspického moře. Podle teplotního režimu je Tsey blízko údolí Baksan a ve střední Asii - Horní Gorelnik (nedaleko Alma-Aty). Obecně se oblast Elbrusu vyznačuje poměrně vysokými denními teplotami vzduchu.

Relativní vlhkost vzduchu je poměrně vysoká. V průměru je to 67–70 %. To je však o něco nižší než v Pjatigorsku (79 %) a přibližně stejně jako v Soči (70 %). Zároveň je třeba poznamenat, že ve dne v horním toku Baksanu vlhkost vzduchu klesá na 47%, v průměru je denní vlhkost vzduchu o 20% nižší než v Pyatigorsku.

Skvělá průhlednost vzduchu a značný počet hodin slunečního svitu vytvářejí nádheru počasí letní i zimní. Nejvíce jasných dnů je v říjnu až listopadu (30 %), méně v dubnu až červnu (10 %). Lehká mlha, sestupující z hor do údolí směrem k noci, se během dne rozptýlí a při absenci západního proudění vzduchu je celý den dobrý, jasné počasí. Pokud jde o počet slunečných dnů, region Elbrus není horší než taková střediska jako Tsey, Dombay, Teberda, Krasnaya Polyana.

Průměrné roční srážky jsou 620 mm, i když v některých letech mohou vystoupat až na 945 mm. Bouřky jsou na začátku léta poměrně časté.

Sněhová pokrývka je založena v listopadu, v údolích leží asi do poloviny dubna, v alpském pásmu - do května až června. Nad hladinou 3000-3500 m i v nejtepleji letních měsících jsou možné sněhové srážky as větrem a sněhovými bouřemi - ve všech letních měsících.

V průběhu roku převládají západní větry ve všech nadmořských výškách. Přispívají k tvorbě sněhových říms na hřebenech Cheget, Shkhelda, Nakra, Donguz-Orun. V údolích jsou navíc pod vlivem místních faktorů typické horsko-údolní větry. Vzhledem k tomu, že údolí Baksan je protáhlé v šířkovém směru, větry horského údolí, které v něm vznikají, a větry vysokých vrstev atmosféry se vzájemně doplňují.

Rozdíly v aktivitě větru v závislosti na výšce terénu jsou velmi velké. Pro oblasti pod 3 000 m je typické klidné počasí. V Terskol a Azau zpravidla bouřkové větry nemůže být. Jak jdete nahoru, jejich pravděpodobnost se zvyšuje.

V Shelter of Eleven jsou často pozorovány bouřkové větry (až 15 m/s) a dokonce i síla hurikánu. V zimě, kdy nízké teploty A hluboký sníh to činí výstup na vrchol velmi obtížným. Teplota v únoru klesá až k -40 stupňům při větru 40 m/s.

Klimatické podmínky regionu Elbrus do značné míry přispívají k rozvoji turistiky, horolezectví a lyžování. Nejlepší čas na lyžování je konec prosince - konec března. Pro horolezectví je nejvhodnější teplé a bezpečné období roku, kdy je méně lavin a skal, tedy od začátku června do konce září a dokonce i začátkem října. Turistické výlety, túry a procházky v regionu Elbrus se konají od 15. července do 15. září.

ŘEKY. V ledovcích se rodí četné prameny, potoky, řeky, které do nich unášejí své vody hlavní řeka regionu Elbrus - Baksan. Jedná se o jeden z největších přítoků Terek, který se vlévá do Kaspického moře. Baksan vzniká soutokem řek Velký a Malý Azau, Terskolak a Donguzorun. Ona a její četné přítoky jsou typické horské řeky s velmi turbulentním a hlučným tokem. Úhel dopadu v horním toku je 70 m na 1 km. Stejně jako všechny horské řeky se sněhovou ledovcovou výživou je řeka Baksan a její přítoky obzvláště plné letní čas(v červenci až srpnu). Hladina vody při deštích znatelně stoupá. Nejnižší hladinu mají v zimě (v prosinci - lednu), tedy v období nejmenšího tání ledovců. Voda v řekách však vlivem turbulentního proudu nezamrzá ani v zimě.

Boční údolí přítoků Baksanu jsou velmi malebná. Povaha každého z nich je jedinečná, bije do očí novotou krajin. Některá údolí jsou vyvinuta vodním tokem, jiná vypadají jako soutěsky.

Níže je stručný přehled charakteristiky některých největších přítoků Baksanu.

Donguzorun je pravý přítok Baksanu. Je napájeno ledovci hlavního kavkazského pohoří a jeho výstupními výběžky. Údolí řeky je malebné, pokryté borovými lesy. V horní části soutěsky se řeka Donguzorun a velký potok Medvezhiy spojují a vytvářejí jezero Donguzorunkel (v překladu z Balkaru - "jezero, kde se koupou prasata"). Na vysokohorských loukách se pase dobytek.

Yusengi- pravý přítok Baksanu. Údolí Yusengi na východě je spojeno průsmyky s údolími Adylsu a Shkhelda. Na jeho horním toku vede oblíbená cesta přes průsmyk Becho do Svanetie, do údolí Dolra. Na západě a severozápadě leží údolí řek Kogutai a Donguzorun. Nejstarší alpské kempy země - "Baksan" a "severní útulek" Becho se nacházejí v údolí Yusengi. Řeku napájejí ledovce s celkovou plochou asi 7 km čtverečních, stékajících z vrcholků Donguz-Orunbashi a Yusengibashi.

Adylsu- pravý přítok Baksanu. V jeho rokli rostou husté lesy, převážně borovice. V podrostu je mnoho malin. Tuto řeku napájí 24 ledovců o celkové ploše 20 km2. Největší z nich je Shkheldinsky. V soutěsce Adylsu se nacházejí vysokohorské kempy "Adylsu", "Shkhelda", "Dzhan-Tugan", letní přístřešky, kontrolní a záchranné stanice. Toto je jedno z oblíbených míst pro turisty.

Adyrsu- pravý přítok Baksanu. Ledovce, které zásobují Adyrsu – a je jich více než 40 – stékají ze severních svahů Hlavního kavkazského pohoří. Z

V údolí Baksan je soutěska Adyrsu oddělena 200 metrovým skalnatým stupněm. Řeka se zde „prosekala“ úzkým kaňonem. Délka soutěsky od stupně ústí po ledovec je 14 km. Rostou zde husté borové lesy s příměsí tvrdých dřevin. Podrost tvoří houštiny dřišťálu, maliníku, rybízu, angreštu. Ze soutěsky Adyrsu můžete podnikat zajímavé túry do Mestie, soutěsky Adylsu, soutěsky Bezengi atd.

Turisticky hojně navštěvované je také údolí Adyrsu, na jehož horním toku se nacházejí alpské kempy „Dzhailik“ a „Ullutau“.

Tyutyus, rovněž pravý přítok Baksanu, pochází ze stejnojmenného ledovce, stékajícího ze severních svahů hřebene Adyrsu. Jeden z významných ledovců v povodí řeky Tyutyusu - Big Tyutyu má délku asi 9 km. V údolí řeky rostou borové lesy, jsou tu houštiny maliníku a dřišťálu. Údolí Tyutyusu je spojeno průsmykem Studenchesky v severním výběžku vrcholu Sulluk s údolím řeky Sabalyksu.

Azau vlévá se zleva do Baksanu. Napájecí oblastí této řeky jsou ledovce Laterálního a Hlavního pohoří. Nejvýznamnější z nich jsou Terskol, Garabashi, Velké a Malé Azau. Horní tok řeky přes průsmyky Chiper a Chiperazau je spojen s údolím Nenskra. Na západě je údolí ohraničeno ledovcem Bolshoy Azau. Vpravo od ledovce Chiperazau přijímá řeka Azau svůj jediný přítok.

Irik- levý přítok Baksanu - pochází ze stejnojmenného ledovce. Údolí řeky Irik a jejího levého přítoku Irikchat se nachází mezi jihovýchodním a východním výběžkem Elbrusu. Odděluje je výběžek Achkeryakolbashi (3 820 m). Visuté údolí Irik je odděleno od údolí Baksan skalnatým stupněm ústí řeky. Řeka zde tvoří hluboký úzký kaňon. Údolí Irik je jedním z nejkrásnějších v regionu Elbrus. Jsou zde vývody narzanských pramenů. Z vrcholu Irikchatbashi se otevírají nádherné výhledy na Ushbu, Shkheldu a další vrcholy.

Kyrtyk- levý přítok Baksan. Údolí Kyrtyku a jeho přítoku Syltrans se nachází mezi východním výběžkem Elbrusu a hřebenem Kyrtyk. V malebné soutěsce Kyrtyk byly nalezeny ruiny středověkých staveb a opevnění, ale i stopy po obydlí dávného člověka, cesty, místy lemované kamennými deskami. Podél řeky Syltransu, po horské stezce, můžete vystoupat k malebnému jezeru Syltransköl. Jeho rozloha je asi 30 hektarů. Údolí Kyrtyk je jedním z nejnavštěvovanějších horských turistů.

MINERÁLNÍ PRAMENY. Kabardino-Balkaria je také bohatá na minerální vody, mezi nimi i termální. V oblasti Elbrusu jsou soustředěny především v horním toku řeky Baksan a jejích přítoků Irik a Adylsu a také v údolí Malka. Místní obyvatelé je odedávna používali k léčbě svých nemocí.

Přicházely sem rodiny, stavěly si primitivní chatrče a kůlny, nabíraly vodu a odpočívaly v lůně přírody. Léčba byla velmi jednoduchá. Pacient byl umístěn do podomácku vyrobené vany s minerální vodou, poté byl přemístěn do chatrče a zabalen do plášťů, aby se potil. Pro jídlo si nosili jídlo s sebou, hnali živý dobytek.

První vědecká zmínka o minerálních pramenech Elbrus se nachází ve spisech Kupfera z roku 1829. Pak se po mnoho let žádný z vědců a výzkumníků problémem nezabýval minerální vody Elbrus. A teprve se začátkem studia a rozvoje Elbrusu paralelně začíná studium horkých pramenů.

Významný příspěvek ke studiu a výzkumu minerálních vod horního toku Baksanu měl slavný geolog S.P.Solovjov, který v roce 1936 sestavil geologickou mapu oblasti Elbrus a zakreslil do ní výchozy minerálních vod.

Minerální prameny v regionu Adylsu jsou dnes nejvíce prozkoumané. Jejich seriózní vyšetření provedl v roce 1931 Státní balneologický ústav a radiologická laboratoř Pyatigorsk.

Pro hromadné návštěvy je nejlépe přístupná skupina pramenů na pravobřežní terase řeky Baksan u obce Tegenekli. Tato mýtina o rozloze asi 3 kilometrů čtverečních, obklopená borovými a březovými lesy, byla pojmenována „Narzans' Glade“. Kromě toho jsou v horním toku Baksanu četné výchozy minerálních pramenů.

Všechny minerální prameny regionu Elbrus mají jiné chemické složení, a proto lze použít k léčbě nejvíce různé nemoci. Tak, Zdroje Irik- uhličité-železo, uhličitan, vápník-hořčík. Minerální voda Adyl- uhličitý-železo, hydrogenuhličitan-chlorid, kalydium-sodík. Vody "Narzan Glade"- uhličitý-železo, hydrogenuhličitan-chlorid, sodno-vápenatý.

Studie narzanů z oblasti Elbrus ukázaly, že nejsou horší než slavné vody Pyatigorsk, Essentuki, Kislovodsk. Proto lze v budoucnu využít zásoby minerálních vod regionu Elbrus léčebné účely. Ochrana přírody tohoto území je velmi důležitá, protože minerální prameny oblasti Elbrus mají přímé spojení s kavkazskými minerálními vodami. Toto je oblast původu slavných Narzanů, jejich původ.

VEGETACE. Flóra regionu Elbrus je bohatá a rozmanitá. Centrální poloha na Kavkaze, stejně jako výjimečná rozmanitost reliéfu, teploty, vlhkosti, nemluvě o velké rozmanitosti půd, přispívají k rozvoji široké rozmanitosti krajiny. Nejednotnost jednotlivých soutěsek a pánví přispívá ke vzniku endemických a zachování reliktních druhů.

Příroda regionu Elbrus se navíc vyznačuje kombinací živočišného a rostlinného světa druhů typických pro stepní, středomořské oblasti západní Asie.

Vertikální zonalita klimatu určuje vertikální zonalitu vegetačního krytu.

Napájecí řemen jehličnaté lesy je nahrazen úzkým pruhem lesnatých a křovinatých lesů, které postupně přecházejí do pásu subalpínských a následně alpínských luk. Ty druhé přímo sousedí se sněhovými poli a firnovými poli.

Flóra kvetoucích a vyšších cévnatých rostlin Kabardino-Balkaria zahrnuje asi 3000 druhů, což je 50 % druhů rostoucích na Kavkaze jako celku.

Údolí a nižší části svahů až do výšky 2 600-2 700 m jsou pokryty vysokými borovými lesy. Příměs jiných druhů v nich je nevýznamná: je zde bříza, horský popel, vrba. V podrostu - jalovec, dřišťál, divoká růže, na vlhčích stanovištích - rybízové ​​houštiny.

Na místech lavin jsou běžné lesy malolistých druhů: bříza, jasan, osika, třešeň ptačí. Převládají březové lesy s rododendrony, místy čisté rododendrony, tvořící husté, neprostupné houštiny. Rododendron je pozůstatkem třetihor, keř s kožovitými stálezelenými listy vysokými až 150 cm, krásný je zejména v období květu - začátkem června. Velké bílo-růžové nebo krémové květy, shromážděné ve velkých květenstvích, dodávají svahu neobvyklou eleganci a barevnost.

Na vlhkých stinných místech hojně rostou různé kapradiny, poblíž, kde je trochu světleji, jsou houštiny kozlíku lipolytického a léčivého, deštníkových sasanek, plavek kavkazských. Zde můžete také najít svěží kytice květenství spádové oblasti. Podél potoků a stok jsou charakteristické houštiny podhorské vysoké trávy od zápasníka, různé druhy kříženců, velké kavkazské zvonky vysoké až 100-150 cm.

Na lesích a nad pásem lesa lahodí oku světlé koberce subalpínských luk. Pestrý rozptyl červených, žlutých, modrých květů vytváří nezapomenutelný pohled. Druhová skladba těchto luk je překvapivě bohatá, některé chrpy - růžové a bílé - několik druhů. Brzy na jaře, jakmile roztaje sníh, jsou rozmrzlé oblasti jižního svahu zcela pokryty rozkvetlým merenderem. O něco později se na stejných svazích objevuje tetřev kavkazský s jemnými, tulipánovitými květy. V blízkosti potoků jsou souvislé houštiny prvosenky, kterých je více druhů.

Alpské louky jsou také svým způsobem dobré. Na pozadí zelených ostřic a trav vynikají celé ostrůvky modrého hořce. Jejich zvonkovité květy sedí na velmi krátkých nohách a jsou tak blízko u sebe, že z dálky vypadají jako pevné azurové skvrny. Dobrá je i nejmenší ze všech petrklíčů - studená petrklíče s deštníky bledě fialových květů. Místy se můžete setkat i s violou velkokvětou, jejíž modré a žluté květy velmi připomínají naše zahradní macešky.

Je velmi důležité a nutné, aby tato poutavá mnohobarevnost vysokohorských luk zůstala zachována v původní podobě i pro ty, kteří sem přijdou po nás.

SVĚT ZVÍŘAT. Svět zvířat Oblast Elbrusu je také rozmanitá. V lesích se vyskytují medvědi, nalézají se vlci. Ještě v 50. letech minulého století se zde setkávali sněžní leopardi, divoké kavkazské kočky.

Na horských svazích, na nejvyšších hřebenech a nyní můžete vidět pohledné zubry. Obvykle se shromažďují ve stádech o 20-30 hlavách. Hmotnost tur kavkazského dosahuje 100-150 kg (u samců) a 60-90 kg (u samic), barva je světle hnědá, samci mají silné rohy. Kavkazský tur je endemickým zvířecím světem Kavkazu.

V borovém lese se vyskytují veverky. Není to tu neobvyklé a tak malých predátorů, jako kuna borová, fretka, krtek, rejsek a ve štěrbinách mezi skalami najdete malé hromádky voňavého sena - sklizeň sena.

V lesní pás mnoho ptáků. Vyskytuje se zde datel černý, chřástal polní, sýkora, pěnice, hýl, kos, konipas, pěnkava. Vysoko na obloze se vznášejí draci, koníčky, jehňata. V houštinách kavkazského rododendronu můžete zaplašit kavkazské tetřívky, které se nyní staly vzácností. Zjevně se stěhovali do klidnějších oblastí kavkazské rezervace. Vyskytují se zde kavkazské schur s barevným jasným peřím, kavky alpské, strnad horský, pěnkavy. V blízkosti suti a sněhu můžete vidět sněžné kohouty (horské krůty).

Vysokohorský led Kavkazu zabírá rozsáhlá území. Vědci spočítali, že všechny ledovce kavkazských hor (a je jich více než 2000) se nacházejí na ploše přesahující 1,5 tisíce metrů čtverečních. km. Nejledovějším místem je Velký Kavkaz a více než polovina všech ledovců horského systému se nachází mezi dvěma horami - Elbrusem a Kazbekem, jedná se o jakýsi "kavkazský pól chladu".

Na Kavkaze se nacházejí obrovské tisíce let staré ledovce, jejichž rozjímání je někdy dostupné jen horolezcům, a malé se nacházejí v relativně dostupných oblastech, kde je může spatřit téměř každý.

Ledovec Bezengi

Největší z ledovců Velkého Kavkazu se rozkládá na ploše přes 36 km čtverečních. km, její délka je 17,6 km, spodní hrana začíná ve výšce 2080 m n.m. Ledovec má ještě jiný název – Ullu chyran, což je z karačajsko-balkarského jazyka přeloženo jako „Velký ledovec“. Ledovec Bezengi sestupuje z hory Bezengi Wall a nachází se ve stejnojmenné oblasti Kabardinsko-Balkarské republiky v centrální části Velkého Kavkazu. Předpokládá se, že se jedná o jeden z nejkrásnějších ledovců na Kavkaze, ale je obtížné se k němu dostat: nachází se na místě, které je obtížně dostupné a vzdálené od civilizace. V blízkosti ledovce se nachází pět horských vrcholů, každý vyšší než 5000 m. Výstup na Bezengi je náročný a nebezpečný, horolezci tento úsek nazývají „Malé Himaláje“, nicméně ve výšce 3200 m je na ledovci domluveno rakouské přenocování. Na přístupech k ledovci je několik kempů a také alpský kemp, který se nazývá „Bezengi“.

Dykh-Su

Ledovec Dykh-Su, který je svou velikostí o něco menší než ledovec Bezengi, patří také do Kabardino-Balkarska. Pokrývá část svahů hor Shkhara, Bashkhaauzbashi, Krumkol a Koshtantau; vpravo k němu přiléhá malý ledovec Ailama. Dykh-Su napájí řeku Dykhsuu, která pochází z jazyka ledovce v nadmořské výšce 2 070 m nad mořem a je přítokem řeky Cherek-Balkarsky. Rozměry Dykh-Su (jiné jméno je Dykh-Kotyu-Bugoysu) jsou působivé: délka je téměř 13,5 km a plocha je 34 km². Jeho pětina je přitom pokryta morénou. Dykh-Su aktivně klesá, za posledních sto let ustoupilo téměř o 2 km.

Velké Azau

Ledovce Big Azau a Small Azau spolu tvoří jeden ledovec Baksan, častěji se mu však říká jednoduše Azau. Toto je možná nejznámější ledovec na Kavkaze, protože leží na jižním rameni Elbrusu. Azau také zabírá část hřebene Khoti-Tau. Ledovec se skládá ze čtyř hlavních ramen, ale spojuje se s ním několik ledových proudů různé strany- takhle to vypadá jako alpské ledovce.

Před necelými sto lety Azau sestoupil do výšky 2241 m a zachytil část lesů rostoucích na svazích hor. Některé stromy se pod tlakem ledu zlomily, jiné zamrzly do ledovce a rostly již v ledu. Dnes však Azau ustoupilo natolik, že horní hranici lesů dělí od ledové hrany několik set metrů.

Azau milují turisté, dá se do něj dostat procházkou malebná místa. Cesta k ledovci Baksan začíná z paseky Azau na úpatí Elbrusu, kudy vede cesta - dostanete se tam dopravou nebo pěšky z paseky Terskol. Je zde živo, sedačky lanovky vedoucí na Elbrus projedou téměř nad hlavou. Po stezce můžete sejít k řece, pak řídnoucím se lesem až do rokle s pestrobarevnými skalami, odkud začíná ledovec Small Azau. Na ledovci se rodí vodopád a poté soutěska rozšíří své hranice a otevře cestovatelům překrásné panorama Velkého Azau. Profesionální horolezci zde lezou po ledovci. Šanci obstát má však i ten, kdo nemá profesionální vybavení a zkušenosti čistý led- k tomu musíte jít po cestě o něco dále, kolem oblasti s morénami.

Ledovce Severní Osetie

Karaug

Třetí největší ledovec na Kavkaze a největší v Severní Osetii je zařazen do kategorie komplexních údolních ledovců. Pochází z pohoří Wilpatine, respektive ze sněhových a firnových polí na severozápadě tohoto pohoří. Délka ledovce Karaugom je více než 13 km, plocha zabírá asi 35 čtverečních metrů. km.

Karaugom se nachází v okrese Irafsky v Republice Severní Osetie. Dostat se k němu je snadné. Z lokalita Dzinaga k ledovci - asi tucet kilometrů. Do Dzinagi se dá dojet autem a denně sem jezdí pravidelný autobus z hlavního města republiky Vladikavkazu.

Kolka

Ledovec Kolka se nachází na severních svazích pohoří Kazbek-Dzhimarai. Jeho délka je něco málo přes 8 km, jeho plocha je 7,2 m2. km, pramení na vrcholcích Mount Jimara (4 780 m) a jazyk ledovce klesá do 1 981 m.

Jeden z nejznámějších ledovců na Kavkaze má nepředvídatelný charakter: v jiný časŠtípání se může prudce posunout dopředu, což je doprovázeno kolapsem ledu nebo způsobuje proudění bahna. Toto chování je typické pro pulzující ledovce, ke kterým Kolka patří. Právě kvůli této vlastnosti je se jménem Kolka spojeno mnoho tragických příběhů. Například v roce 1902 prudký postup ledovce podél údolí řeky Genaldon způsobil proudění bahna z ledu a kamene, v důsledku čehož zemřelo několik desítek lidí a téměř 2 tisíce kusů dobytka a balneologické středisko Karmadon bylo prakticky zničeno.

K mnohem závažnější tragédii, která se dočkala široké publicity, došlo přesně o 100 let později. 20. září 2002 se Kolka náhle pohnula a proud bahna, ledu a kamene si velkou rychlostí (150–200 km/h) prorazil cestu dlouhou 20 km v údolí téže řeky Genaldon. Na cestě měla tato ledová lavina mnoho rekreačních středisek a vesnic. V důsledku katastrofy přišlo o život více než 120 lidí, většinu z nich nenašli – 106 lidí se stále pohřešuje. Mezi těmi, které nebylo možné najít, byl filmový štáb herce a režiséra Sergeje Bodrova, který v té době natáčel film "Posel" v rokli Karmadon. Záchranné snahy byly marné. 42 lidí z filmového štábu Bodrova mladšího navždy zůstalo v soutěsce Severní Osetie.