Neulich bin ich zufällig auf einen sehr interessanten Artikel über die Gletscher des Elbrus gestoßen. Es wurde 1972 von L. Rudakov geschrieben. Veröffentlicht 1974 in dem Buch "Besiegte Gipfel. 1972: Sammlung des sowjetischen Bergsteigens".
Wir sehen Elbrus oft auf Fotos. Viele, darunter auch ich, waren dort. Was wissen wir über ihn?
Dieser Artikel wird viele Fragen beantworten.
Fotos sind wie immer von mir.

Blick auf den Elbrus von Norden.

Das Elbrus-Massiv erhebt sich in himmelhohe Höhen über alle anderen Gipfel des Kaukasus. Sein Vulkankegel ist mit einer riesigen massiven Eisschale bedeckt, die wie ein riesiger weißer Hut aussieht, der in zwei Spitzen zerbrochen ist. Von seiner Basis steigen lange Gletscherzungen wie ein Stern entlang der Täler und Vertiefungen herab.

Auf dem Elbrus gibt es 16 große Gletscher. Gletscher steigen entlang des Südhangs ab: Big Azau, Small Azau, Garabashi, Terskol, Irik und Irikchat. Zu den Nordhängen gehören: Ulluchiran, Karachaul, Ullumalgenderku, Ullukol, Mikelchiran, Berdzhalychiran und Chungurchatchiran. Zu den Westhängen gehören drei Gletscher: Butk-Tube, Kyukurtlu und Ullukam.

Der Größte Azau-Gletscher erreicht seine größte Länge. Seine Länge beträgt 10 km. Die Zunge dieses Gletschers senkt sich unter die Waldgrenze und erreicht eine absolute Höhe von etwa 2500 m. Gleichzeitig enden alle Gletscher des Nordhangs des Elbrus in Höhen über 3000 m. Dies liegt daran, dass mächtige Lavaströme während wiederholter Vulkanausbrüche weite Räume füllten und die Oberfläche der Plateaus um den Elbrus herum anhoben eben.

Gesamtfläche physische Oberfläche Die Elbrus-Vergletscherung beträgt 134,5 Quadratkilometer. km*.

Bis vor kurzem wurde angenommen, dass die Dicke der Eisschale auf dem Elbrus mehrere hundert Meter erreicht. Allerdings, wie die Messungen zeigen verschiedene Wege, war eine solche Meinung über die Dicke seines Eises im Allgemeinen falsch.

Es wurde jetzt festgestellt, dass die wahre Dicke der Eisdecke hier gering ist. Nach den Messungen an etwa 500 Punkten zu urteilen, ist die Firneisdicke von mehr als 150 m nirgendwo verzeichnet. Größere Werte erreicht er in relativ kleinen Bereichen im Oberlauf von Talgletschern in einer Höhe von 3600-4200 m. Hier beträgt die Eisdicke oft 100 m und mehr. Sowohl nach oben als auch nach unten nimmt die Dicke der Eisdecke ab. An den steilen Hängen des Vulkankegels nahe der Spitze beträgt sie beispielsweise hauptsächlich 20-40 m und nur auf dem Sattel 50 m. Bedeutende Bereiche des östlichen Sektors des Elbrus haben eine Eisdicke von weniger als 50 m. 100m

Blick auf den Elbrus vom Mount Cheget.

Talgletscher sind im Oberlauf am dicksten. Im oberen Teil so großer Gletscher wie Big Azau, Irik, Ulluchiran erreicht die Eisdicke 130-150 m. In der Regel nimmt die Dicke der Talgletscher allmählich nach unten ab und fällt nur in ihrem Endteil stark ab.

Eine Analyse der Daten zur Eisdicke an verschiedenen Vergletscherungspunkten lässt vermuten, dass die durchschnittliche Dicke der Elbrus-Eiskappe etwa 80 m beträgt.

Möchten Sie das Volumen und die Masse des Eises auf dem Elbrus schätzen? Die Berechnung zeigt, dass das Gesamtvolumen des Elbrus-Eises ungefähr 10,5-11,0 Kubikmeter beträgt. km, und ihre Masse beträgt 9-10 Milliarden Tonnen, ist es viel oder wenig? Eine anschauliche Darstellung der konservierten Feuchtigkeitsreserven, die sich hier über Jahrhunderte durch die Anhäufung leichter Schneeflocken angesammelt haben, gibt der folgende Vergleich. Wenn das gesamte Eis des Elbrus geschmolzen ist, wird so viel Wasser gebildet, wie die Moskwa in drei Jahren produzieren kann.

Auf diesem Foto können Sie sich ungefähr die Dicke des Eises auf dem Elbrus vorstellen.

Es ist bekannt, dass Eis plastische Eigenschaften hat und bei starker Anhäufung in einen Zustand ständiger, wenn auch langsamer Bewegung gerät. Die Geschwindigkeit der Eisbewegung hängt von vielen Faktoren ab. Auf einem bedeutenden Teil der Elbrus-Eisdecke beträgt die Oberflächengeschwindigkeit der Eisbewegung im Sommer 10-15 cm pro Tag. Auf der Oberfläche der Talgletscher Bolshoi Azau, Terskol und Irik bewegt sich das Eis mit einer Geschwindigkeit von bis zu 30-50 cm pro Tag und näher an den Gipfeln, insbesondere im Bereich zwischen Shelter Eleven (4055 m) und Shelter Pastukhov (4800 m) rutscht Eis an einem Tag nur wenige Millimeter ab.

Der langsame Abfluss des Eises und seine Zerstörung beim Abschmelzen im Bereich der Ablation führen zwangsläufig zur ständigen Erneuerung der Gletscher. Auf dem Elbrus, mit einer Länge der größten Eisströme von 8-10 km und einer durchschnittlichen jährlichen Geschwindigkeit ihrer Bewegung von beispielsweise 10 cm pro Tag, erreicht neu gebildetes Eis aus dem Firn das Ende der Gletscher in 220-280 Jahren .

Ungefähr für einen solchen Zeitraum wird der größte Teil der Elbrus-Vergletscherung vollständig erneuert. Bei geringer Strömungsgeschwindigkeit dauert dieser Vorgang etwas länger. Das älteste Zeitalter hat aller Wahrscheinlichkeit nach unbewegliches Eis, das am Fuß der Firneisschicht liegt, die die Krater des Elbrus füllt.

Veränderungen in der Größe von Gletschern, ihr Rückzug und ihr Vordringen hängen vom Budget der Eismasse ab. Wenn im Bereich der Vergletscherung über mehrere Jahre hinweg mehr feste Niederschläge abgelagert werden als Eis abschmilzt, dann ist das Budget positiv, und umgekehrt, wenn das Abschmelzen die Schneefallmenge übersteigt, ist das Budget negativ. Im ersten Fall neigen Gletscher dazu, vorzurücken, und im zweiten Fall, ziehen sie sich zurück. Was die Vergletscherung der Vulkankegel und insbesondere des Elbrus betrifft, so wurde die Veränderung seiner Gletscher nicht nur durch klimatische Faktoren, sondern auch durch vulkanische Aktivität in vergangenen Epochen beeinflusst.

Forschung den letzten Jahren zeigten, dass es bei antiken Eruptionen immer wieder zu einem ungleichen „Kampf“ zwischen Feuer und Eis kam, der zum teilweisen oder vollständigen Verschwinden der Gletscher in dieser Region des Kaukasus führte.

Geologischen Daten zufolge manifestierte sich die letzte vulkanische Aktivität des Elbrus vor 1,5 bis 2 Tausend Jahren. Während dieses Ausbruchs wurde schließlich der östliche Gipfel gebildet, wonach Elbrus ein modernes Aussehen erhielt.

Mit dem Ende des letzten Ausbruchs des Vulkanismus erholte sich die Vereisung nicht nur, sondern begann auch intensiv zu wachsen. Von den steilen Hängen nahe der Spitze begann sich das Eis in alle Richtungen auszubreiten. lange Zungen, füllen die Oberläufe der Täler und Vertiefungen, zwischen den gefrorenen Lavaströmen.

Geomorphologische Studien weisen darauf hin, dass während des Wachstums der Vergletscherung manchmal kurzfristige Perioden unbedeutenden Rückzugs der Gletscherenden beobachtet wurden.

Spuren einer solchen zweifachen Reduktion wurden von uns an den Hängen der Küstenmoränen der Kyukyurtlyu- und Mikelchiran-Gletscher gefunden.

Das letzte Mal wurde die maximale Entwicklung von Gletschern Mitte des letzten Jahrhunderts beobachtet. Zu diesem Zeitpunkt hatten sich ihre Enden weit entlang der Täler bewegt und die niedrigsten absoluten Markierungen erreicht.

Etwas später kam es zu drastischen Veränderungen im Leben der Elbrus-Gletscher. Ihr "Gesundheitszustand" begann sich merklich zu verschlechtern. Die Gletscher begannen kürzer und dünner zu werden. In ihrem Unterlauf bildeten sich stellenweise große Massen „toten“ Eises, die mit einem Mantel aus Schuttmaterial bedeckt waren. Nachdem das "tote" Eis die Fähigkeit verloren hatte, sich unabhängig zu bewegen, trennte es sich vom Körper des sich zurückziehenden Gletschers.

In Erinnerung an ihre einstige Größe hinterließen die Gletscher Einkerbungen in Form von End- und Küstenmoränenkämmen. Sie sind bis heute gut erhalten und heben sich mangels Grasbedeckung deutlich vom umgebenden Hintergrund ab.

Blick auf den Elbrus vom Berg Musat-Cheri. Dombay.

Am Grund vieler Täler, die in den letzten 100-120 Jahren vom Eis befreit wurden, finden sich häufig niedrigere (1-3 m hohe) Endmoränenkämme. Sie weisen darauf hin, dass Gletscher vor dem Hintergrund des allgemeinen Rückgangs der Gletscher in einigen Perioden die Fähigkeit zum Vordringen gezeigt haben.

Im 20. Jahrhundert gab es zwei kurzfristige Perioden, in denen die Elbrus-Gletscher vorrückten. Eine davon bezieht sich auf 1911-1914 und die andere auf 1927-1932.

Die Rückzugsrate der Gletscher war in den ersten Jahrzehnten ihres Rückgangs relativ gering, nahm dann aber zu. Beispielsweise zog sich der Ulluchiran-Gletscher am Nordhang von 1850 bis 1889 mit einer durchschnittlichen Geschwindigkeit von 6,7 m pro Jahr zurück. Später, bis 1927, nahm er jährlich um 15,5 m ab, und in den nächsten 30 Jahren betrug seine durchschnittliche jährliche Rückzugsrate 21,7 m.

Von ihrer niedrigsten Position aus der Mitte des letzten Jahrhunderts zogen sich die Enden der Elbrus-Gletscher von 800 bis 2000 m oder mehr in die Täler zurück. Die Dicke ihres Eises hat um 20-60 m abgenommen, und ihr Volumen hat sich um etwa ein Viertel verringert.

Wird die Vergletscherung des Elbrus weiter zurückgehen, wie lange wird ihre Abnahme dauern, werden die Gletscher hier ganz verschwinden? Die Beantwortung dieser Fragen wird durch die Analyse von Materialien zur Variabilität klimatischer Bedingungen in der Vergangenheit nahegelegt.

Gegenwärtig setzt sich die Theorie der zyklischen Entwicklung des Klimas unseres Planeten immer mehr durch. Nach vielen Anzeichen hat sich ein jahrhundertealter - 1800-jähriger - Klimazyklus der Erde etabliert. In jedem Zyklus wird eine Erwärmungswelle durch eine Abkühlung ersetzt.

Die Erde erlebt derzeit eine Erwärmungsphase. Nach Ansicht vieler Wissenschaftler wird in dem jahrhundertealten Zyklus der Wendepunkt zur Abkühlung in 2400-2500 Jahren eintreten. Das bedeutet, dass die Gletscher noch lange schrumpfen werden. Ihre Kontraktion erfolgt jedoch nicht fließend, sondern in Form einzelner Pulsationen, d.h. Der Rückzug der Gletscher wird durch kurze Verzögerungen und Vorstöße unterbrochen. Kleine Gletschervorstöße während der Warmzeit des jahrhundertealten Klimazyklus hängen auch mit der Rhythmik des Klimas zusammen, die sich in kürzeren Zyklen manifestiert. Von diesen wurden 11-jährige und 100-jährige (säkulare) Zyklen, die mit der Intensivierung und Abschwächung der Sonnenaktivität verbunden sind, mit großer Sicherheit festgestellt.

Die letzten Hochs des 11-Jahres-Zyklus waren im März 1958 und 1969, und das nächste wird im April 1980 erwartet.

Die Rhythmen der Sonnenaktivität spiegeln sich in vielen Naturphänomenen wider. Es ist merkwürdig festzustellen, dass wir während der Überwinterung an der Eisbasis am 19. März 1958 einen tiefen „Seufzer“ des Elbrus beobachten mussten, der gerade während der Periode der maximalen Sonnenaktivität des 11-Jahres-Zyklus auftrat. Folgendes ist in meinem Feldtagebuch über dieses seltene Ereignis aufgezeichnet:

„Früh am Morgen wachten die Überwinterer durch ein ungewöhnlich lautes Geräusch auf. Sein Erscheinen inmitten der ununterbrochenen Stille der "weißen Stille" erschien seltsam und unverständlich.

Auf den ersten Blick hätte man meinen können, es sei ein Flugzeuggeräusch. Aber die Zeit verging, und der Lärm, der sich bald verstärkte, bald schwächer wurde, hörte nicht auf. Nachdem wir genau hingehört hatten, stellten wir fest, dass das Geräusch von der östlichen Spitze kam. Obwohl es von Wolken bedeckt war, gibt es keinen Zweifel, dass Elbrus sich bemerkbar macht.

Wir haben dieses erstaunliche Phänomen per Funk an das Dorf Terskol und vom Leiter des Rettungsdienstes N.A. Gusak erhielt Anweisungen:

- Bereiten Sie sich für alle Fälle auf den Abstieg aus dem Winterquartier vor.

Es ist schwer zu sagen, glücklicherweise oder unglücklicherweise verebbte der Lärm gegen Mittag allmählich.

Ein paar Tage später, Professor G.K. Tushinsky, Verdienter Meister des Sports im Bergsteigen N.A. Gusak und der Autor dieser Zeilen bestiegen den Seitenkrater des Ostgipfels. Im Krater wurden Spuren der „Atmung“ des Vulkans gefunden, die sich in Form eines schnellen Durchbruchs von Gasen und heißen Dämpfen äußerten.

Auf der Schneeoberfläche war an manchen Stellen eine schwache Schwefelschicht.

Als der Elbrus im März 1958 „wanderte“, wurden gleichzeitig in Aserbaidschan verstärkte Eruptionen von Schlammvulkanen festgestellt. Dieses Zusammentreffen kann kaum als zufällig angesehen werden. Höchstwahrscheinlich „erwachen“ Elbrus und die Schlammvulkane der kaspischen Küste aufgrund einer kolossalen Gezeitenkraft, die dem kosmischen Rhythmus unterliegt.

Blick auf den Elbrus von Westen.

Das Material wurde von Grigory Luchansky gefunden und zur Veröffentlichung vorbereitet

Quelle:Vereisung des Elbrus.Unter der Redaktion des Doktors der Geographischen Wissenschaften Professor G.K. Tuschinski.Moskauer Universitätsverlag, 1968

Allgemeine Informationen zur Elbrus-Vereisung

quantitative Daten

Die bisher zitierten quantitativen Daten zur Vergletscherung des Elbrus sind entweder sehr veraltet oder zufälliger Natur. Die Hauptquelle ihres Eingangs ist kartometrische Arbeit. Die Genauigkeit der letzteren hängt von der Genauigkeit der topografischen Karte ab, auf der gemessen wird, sowie von der Messtechnik und deren Verarbeitung.

1887 wurde eine Karte veröffentlicht, die als Ausgangsmaterial für eine Reihe kartometrischer Arbeiten diente. Nach Messungen von K. I. Podozersky (1911) betrug die Gesamtfläche der Elbrus-Vereisung 127,81 Quadratkilometer. Werst oder 145,7 Kilometer 2. Messungen von P. A. Ivankov (1960) nach neue Karte, zusammengestellt im Jahr 1949 auf der Grundlage von Luftbilddaten von 1946 Tonnen, ergab die Gesamtfläche der Elbrus-Vergletscherung 144,5 Kilometer 2; diese Zahl umfasst auch die Flächen aller nicht mit Schnee und Eis bedeckten Flächen innerhalb des Firnfeldes, die etwa 6 betragen Kilometer 2. Verkleinerte Vergletscherungsfläche um 7,2 Kilometer 2 sind als ungefähr zu betrachten, da erstens die Vergletscherungsgrenzen auf der Karte von 1949 teilweise schneebedeckte Gebiete umfassen, die aber nicht direkt mit Gletscher- und Firnfeldern zusammenhängen, und zweitens die Karten von 1887 und 1949 gg. sind nicht ganz vergleichbar, da sie mit unterschiedlichen Vermessungsmethoden und auf unterschiedlichen geodätischen Grundlagen gewonnen wurden.

Als Ergebnis der Arbeit der Elbrus-Expedition der Moskauer Staatsuniversität im Rahmen des IGY-Programms für die Elbrus-Region wurde eine neue Karte auf der Grundlage von Fototheodolit-Vermessungen in einem viel größeren Maßstab als bisher verfügbar erstellt. Auf der Grundlage dieser Karte wurden im Labor für Luftbildmethoden der Moskauer Staatsuniversität neue Messungen des Elbrus-Vereisungsgebiets durchgeführt und einige andere Eigenschaften erhalten. Bei der Zusammenstellung der Karte wurden Materialien aus der Feldinterpretation von Bildern verwendet und eine Feldbearbeitung der zusammengestellten Tafeln durchgeführt. Bei der Kartierung der Gletscherkonturen wurde die Methode der stereoskopischen Bestimmung der Grenzen von beweglichem und stehendem Eis verwendet (sofern Material zur erneuten Vermessung verfügbar war). Vermessungsmaterialien aus verschiedenen Jahren (1956-1960) wurden auf dasselbe Datum gebracht - 1957. Daher sind Messungen auf der neuen Karte frei von dem Hauptfehler bei der Bestimmung der Vergletscherungsgebiete von P. A. Ivankov, der mit einer falschen Reflexion der Grenzen von verbunden ist Vereisung auf der Karte von 1949.

Abb. 19. Schema der Elbrus-Vereisung: 1) Gletschergrenzen: A) in der Ablationszone, B) in der Sammelzone; 2 - Eis teilt sich zwischen Gletschern; 3 - Grenzen von Höhenzonen (nach 200 M); 4- Höhenzonennummer; 5 - die Grenze der Zonengruppe "Top of Elbrus"

Beschreibung der Südhanggletscher

Gletscher Big Azau nimmt die westlichste Position ein (Abb. 20). Gletschergebiet 19.20 Kilometer 2, Länge 9,98 Kilometer, das Verhältnis von Eis- und Schneeflächen beträgt 49,5 und 50,5 %. Der Gletscher beginnt unter den Felsen des Kyukurtlu-Ausläufers; seine westliche Grenze ist der felsige Grat des sogenannten Hotyutau-Zirkus. Von der Spitze von Kyukyurtlyu führt der Kamm zum Khotutau-Pass und dann zur Spitze von Ullukambashi und zur Spitze von Azaubashi. Dieser Kamm hat eine fast meridionale Richtung und bildet nur südlich von Ullukambashi einen glatten Bogen, der das Nahrungsbecken des Bolshoi Azau-Gletschers schließt.

Der westliche (Luv-) Hang des Kamms weist nicht viel Vergletscherung auf. In den weiten Karen, die in diesen Hang eingeschnitten sind, gibt es nur kleine Gletscher und Schneefelder. Am östlichen (Lee-) Hang bis zum Kamm befinden sich Schneefelder, die fast die gesamte westliche Hälfte des Nahrungsbeckens des Bolschoi-Azau-Gletschers einnehmen. Somit liegt das Nahrungsbecken des Gletschers im Leeschatten des Wasserscheiderückens; Der Gletscher erhält einen erheblichen Teil seiner Nahrung aus der Ansammlung von Wind. Der obere Teil des Nahrungsbeckens liegt in Höhen von etwa 5000 m M in der Rekristallisations-Infiltrationszone. Hier wechseln sich felsige Wandpartien mit schiefen Firnansammlungen ab.

Die östliche Grenze des Nahrungsbeckens des Bolschoi-Azau-Gletschers, das eine Eisscheide mit dem Maly-Azau-Gletscher darstellt, verläuft fast in meridionaler Richtung entlang des Kamms der holozänen Andesit-Dazite. Diese Eisscheide ist vor relativ kurzer Zeit (nach 1820) unter dem Eis, das sie bedeckte, hervorgekommen, weil fragmentierte und stagnierende Eisströme, die einst durch die Eisscheide flossen und den Bolshoy Azau-Gletscher speisten, noch erhalten sind. Jetzt drinnen allgemeinen Bereich Es gibt kleine Reliktgletscher, die als Grund für die falsche Grenzziehung zwischen Gletschern dienen. Der obere Teil der Eisscheide, die vom Westgipfel des Elbrus ausgeht, ist noch bedeckt mächtiges Eis, die auf einem steilen Lavaband stark zersplittert ist, wodurch sich hier zwischen einem durchgehenden Eis- und Firnfeld eine Art Eiszunge gebildet hat. Weiteres Auftauen des Lavarückens soll zur vollständigen Abschottung des Nahrungsbeckens des Bolschoi-Azau-Gletschers führen.

Anders als der westliche Teil des von Gletschern gespeisten Beckens, der von Schneestürmen gespeist wird, wird sein östlicher Teil mit Eis versorgt, das aus der Rekristallisations-Infiltrationszone stammt. Aufgrund der Beendigung des Eisabflusses in diese Richtung aus dem Akkumulationsgebiet des Maly Azau-Gletschers ist die Ernährung des östlichen Teils des Bolshoy Azau-Gletschers derzeit unzureichend. Der mittlere Teil dieses Gletschers liegt in einer riesigen Senke bei etwa 3500 M; hier ist Eis an der Oberfläche freigelegt, nicht von der Firnschicht bedeckt. Dies ist der niedrigste Eisgürtel auf dem Elbrus. Selbst nach heftigen Schneefällen (12. August 1958) blieb kein Schnee auf seiner Oberfläche.

Die Zunge des Bolshoy Azau-Gletschers befindet sich in einer engen Schlucht, die zu seiner Entstehung beiträgt XVIII - XIX Jahrhunderte Begräbnis der Eisscheide zwischen den Gletschern Bolshoi und Maly Azau. Auf der Zunge des Gletschers befindet sich ein steiler Eisfall, der mit der Linie der Eisfälle der Gletscher Maly Azau, Garabashi und Terskol zusammenfällt. Unterhalb des Eisfalls tritt die Gletscherzunge in eine tiefe und relativ enge Schlucht ein, die im unteren Teil eine scharfe Verengung aufweist. An dieser Stelle entstand eine gewaltige Stauung der gesamten Gletscherzunge, deren Kraftzunahme eine schnelle Bewegung der Zunge talabwärts bewirkte, wie es in der Mitte der Fall war XIX v. Die Höhe der Talfüllung durch den Gletscher in der Vergangenheit wird durch hohe Seitenmoränen gut wiederhergestellt.

Die moderne Zunge des Bolshoy Azau-Gletschers ist asymmetrisch: Seine Oberfläche ist auf der linken Seite niedriger. Grund ist die zusätzliche Speisung des rechten Teils des Gletschers durch Schneestürme. Unterhalb des modernen Gletscherendes ist die Talsohle mit Toteis gefüllt, das derzeit nur unter dem Hang der Nordexposition erhalten ist.

Es ist davon auszugehen, dass das neue Wachstum der Elbrus-Vergletscherung nicht mit einer Zunahme der Eiskappe beginnt und sich in die Täler der Gletscherenden bewegt. Vielmehr verschmelzen Lawinenkegel in den Talsohlen durch die Ansammlung von Lawinenschnee zu linear verlängerten Körpern, wodurch Talgletscher entstehen. Im Gegensatz zu Gletschern reagieren Lawinen sofort auf starken Schneefall; Daher können von Lawinen gespeiste Gletscher in der Bolshoy Azau-Schlucht schneller auftauchen, als Zungen von den Hängen des Elbrus herunterkommen. Der Beweis für diese Annahme ist die Tatsache, dass derzeit am Südhang des Westkaukasus in den Tälern der Nebenflüsse des Chkhalta (Olugar) Lawinengletscher liegen, die auf dem Grund der Längstäler am Fuß liegen der steilen Hänge, während sie sich unter dem Kamm des Kaukasischen Hauptgebirges auf einer relativen Höhe von 2 befinden Kilometer, es gibt keine gletscher.

Der erste Forscher, der 1849 den Bolschoi-Azau-Gletscher im Stadium seines größten Vordringens das Tal hinunter fand, war G. Abikh. Er schrieb, dass der Gletscher eine mit jahrhundertealten Kiefern bewachsene Druckmoräne geschaffen habe. Der Gletscher, so Abich, ist in diesen Jahren so tief gesunken, wie er noch nie zuvor gesunken war: Er erreichte die Zone der Kiefernwälder (Abih, 1871). 1956 und 1957 von uns durchgeführt. Eine Untersuchung des Bettes des sich jetzt zurückziehenden Gletschers überzeugt uns, dass sich der Gletscher 1849 in einem federbelasteten Zustand befand und sein Ende, das einen enormen Druck erzeugte, durch eine enge felsige Schlucht herausgedrückt wurde, wodurch oberhalb der Schlucht , die Dicke des Eises nahm stark zu und erreichte 200-300 M(Abb. 21).

Im Juli 1881 wurde der Gletscher von N. Ya. Dinnik (1884) untersucht, der feststellte, dass der untere Teil des Gletschers in einem steilen Abhang endet, der von Rissen durchzogen ist. Interessant ist Dinniks Angabe, dass der rechte Teil der Zunge an fast steile Klippen angrenzt und der linke von einer Reihe paralleler Moränen begrenzt wird, die 63 erreichen M Höhe. Die Untersuchungen von Dinnik lassen den Schluss zu, dass bereits 1881 der Gletscherrückgang deutlich zum Ausdruck kam, die Entwicklung von Thermokarstphänomenen an seinem linken Rand bemerkbar war und ein Stausee entstand. Laut N. Ya. Dinnik ist die Endmoräne des Gletschers klein. Dieses Merkmal ist charakteristisch für alle Elbrus-Gletscher, da in ihnen und an der Oberfläche wenig Moränenmaterial vorhanden ist und nur Seitenmoränen aufgrund von Gravitationsprozessen (Talus und Lawinen) nennenswerte Größen erreichen.

N. Ya. Dinnik erwähnte, dass der Bolshoi Azau-Gletscher aus vier Eisströmen entstand, von denen zwei vom Elbrus und zwei vom Hotyutau-Ausläufer ausgehen. Bis 1884 gab es eine vollständige Trennung dieser vier Zweige (Mikhailovsky, 1894). In den folgenden Jahren wurde der Gletscher schnell zerstört; Nach der Karte von 1887 zu urteilen, erwiesen sich die vom Kaukasischen Hauptgebirge absteigenden Gletscher als vom Bolshoy Azau-Gletscher abgelöst.

Die Kontur des Bolschoi-Azau-Gletschers der 50er Jahre wird jetzt von einer niedrigen 5-Meter-Endmoräne umrissen, die in klare Grate der seitlichen linken Moräne übergeht. Jetzt wächst darauf ein junger Kiefernwald. Oberhalb dieser Moräne am Talboden gibt es 5 niedrige endliche Moränenkämme bis zu 3 M, Fixierung der Position des Gletschers von 1850 bis 1930. 1896 schrieb V. O. Novitsky (1903), dass die Eisdicke des unteren Endes des Gletschers 21 beträgt M. Dieser Wert entspricht der Höhe der heutigen linken Seitenmoräne unterhalb der Bolshoy Azau-Schlucht. Im Jahr 1900 fand A. A. Dolgushin das Ende des Gletschers in Form einer steilen Eisklippe in der Nähe des Kiefernwaldes. Er machte darauf aufmerksam, dass die Höhe der Moränen 16,8 und erreicht. V. M. Sysoev (1899) wies auf das kräftige Schmelzen des linken Teils des Gletschers hin, d. H. Auf den Rückzug des Gletschers vom Hang der Südexposition.

Bis 1907 endete der Bolshoi Azau-Gletscher in einer felsigen Schlucht (Bush, 1914), und 1909 stürzte das vom Malyi Azau-Gletscher herabfließende Wasser wie ein Wasserfall auf die Oberfläche des Gletschers. 1925 entfernte sich das Ende des Gletschers um 20 vom Wasserfall die Schlucht hinauf M(Altberg, 1928). Nahe der Mündung dieses Wasserfalls ist jetzt deutlich die Endmoräne aus dem Jahr 1925 zu erkennen (Abb. 22).

Am Grund und an den Hängen der Schlucht des Bolschoi-Azau-Gletschers gibt es fast keine echte Grundmoräne. Durch Terrassenrutsche, Absenkungen und Lawinentätigkeit, die im ganzen Tal spürbar ist, entstehen bodenartige Ablagerungen. Am oberen Ende der Schlucht des Gletschers Bolshoy Azau gibt es also ziemlich regelmäßig einen großen Lawinenfächer. Als der Gletscherkörper in der Schlucht lag, bestand der Lawinenauswurf aus ziemlich reinem Schnee, aber als der Gletscher verschwand, stellte sich heraus, dass der untere Teil des Lawinenkanals in das Schuttmaterial der rechten Küstenmoräne des Gletschers geschnitten war. Eine Lawine sprengt derzeit diese Moräne vom Hang.

Der untere Teil des Bolschoi-Azau-Gletschers sollte in einen Abschnitt aus Toteis unterteilt werden - vom Ende der Schlucht bis moderne Sprache, und ein Abschnitt dieser Zunge vor dem Eisfall. Das Toteis am rechten Hang ist aufgrund der günstigen Exposition sowie der Schneestürme und Lawinenansammlungen gut erhalten. Diese Eise fixieren die Position der Gletscheroberfläche in den Jahren 1920-1925. Das Toteis auf der linken Seite hat sich weit vom Hang zurückgezogen und stellt einen durchgehenden Thermokarststreifen dar.

Die Oberfläche des Toteis am rechten Hang ist mit hellgrauem Schuttmaterial bedeckt, das aus grauen präkambrischen Biotit-Graniten besteht, und die Oberfläche des Toteis am linken Hang ist mit dunkelgrauem, schwarzem und rotbraunem Andesit-Dazit bedeckt Fragmente.

Die dunkle Farbe dieses Umhangs an den Hängen der Südlage verstärkt das Schmelzen erheblich.

Der moderne Bolshoi Azau-Gletscher endet in einer spitzen schmalen Zunge auf einer Höhe von 2493 M. Auf der Oberfläche des unteren Teils des Gletschers liegt eine dünne Schicht (2-3 cm) Moränenmaterial, bestehend aus Kies und kleinen Fragmenten. Im unteren Teil des Gletschers gibt es keine Risse. Die Oberfläche von reinem Eis besteht aus kleinen Eiswaben und kleinen Eisbechern. Die Oberflächenmoräne ist vernachlässigbar, und Ansammlungen von Moränenmaterial unterhalb der modernen Gletscherzunge treten aufgrund des Solifluktionsrutschens von losen Schichten und Erdrutschen von den Hängen des Tals auf.

Nach Beobachtungen 1956-1958. Es wurde festgestellt, dass neben dem Eisabschnitt des unteren Kilometers derzeit das Ende des Bolschoi-Azau-Gletschers bis zum Eisbruch absterbt. Wenn sich die Zunge zurückzieht, wird ihr Ende in einer Entfernung von 600 bis 1000 tot M mit der anschließenden Entwicklung von Thermokarstprozessen.

Am 23. Juli 1956 wurde am Ende des Bolshoy Azau-Gletschers eine Markierung auf einem großen Granitfragment angebracht - es war in roter Emailfarbe geschrieben: KL-MGU-23 / 7-56. 1957 wurden mit Hilfe einer wiederholten photogrammetrischen Vermessung folgende Werte ermittelt: a) Das Gletscherende ging um 25 zurück M; b) die Breite der Zunge in der Nähe der Marke hat sich um 15 verringert M; c) 330 M vom unteren Ende des Gletschers nahm die Eisdicke um 4 ab M, bei 750 M vom unteren Ende des Gletschers betrug der Leistungsabfall 3,5 M, und um 1100 M vom Ende (unter dem Eisbruch) -3 M. Informationen über Veränderungen am Ende des Bolshoy Azau-Gletschers im letzten Jahrhundert sind in der Tabelle angegeben. 5. Der Gesamtrückzug am Ende des Gletschers betrug 2184 M, oder 31 M Im Jahr.

Gletscher Kleiner Azau. Gletschergebiet 8.49 Kilometer 2, Länge 7,58 Kilometer, das Verhältnis von Eis- und Schneeflächen beträgt 38,3 bzw. 61,7 %. Das Futterbecken hat eine fast rechteckige Form, die in meridionaler Richtung verlängert ist. Seine nördliche Grenze fällt mit dem südlichen Teil des Elbrus-Sattels zusammen, unter dem sich viele tiefe Risse und Eisfälle befinden. Anscheinend gibt es hier einen steilen Felsvorsprung. Eiskraft ist etwa 100 M. Das Relief der Eisoberfläche spiegelt das subglaziale Relief gut wider.

Die westliche Grenze des Gletscherspeisebeckens fällt mit dem Lavakamm zusammen, der in meridionaler Richtung vom Westgipfel des Elbrus bis zum felsigen Kap verläuft, das jetzt die Ablationsgebiete der Bolschoi- und Maly Azau-Gletscher trennt. Dieser mächtige Andesit-Dazit-Kamm in der Gegend vom Westgipfel bis zum Breitengrad von Priyut Eleven ist mit einer Eisdicke von bis zu 70-80 bedeckt M. Von diesem Kamm tritt Eis sowohl in das Becken des Greater Azau als auch in das Becken des Lesser Azau ein. Vor hundert Jahren, als die Eisdicke viel größer war und das Relief der Sohle weniger Einfluss auf die Richtung des Eisflusses hatte, drang Eis aus dem Becken des Maly Azau-Gletschers in das Becken des Bolshoy Azau-Gletschers ein. Die Abnahme der Eisdicke führte zu einer deutlicheren Trennung der Nahrungsbecken dieser Gletscher. Bald wird der Kleine Azau-Gletscher das gesamte Eis erhalten, das sich im Bereich des Beckens befindet, das von Westen von einem Lavarücken begrenzt wird, da die Verdünnung des Eises zunehmend zur Isolierung der Versorgungsbecken und zur Unmöglichkeit führt Eis fließt von einem Becken zum anderen. In dieser Hinsicht könnte der Kleine Azau-Gletscher eine Rolle spielen beste Bedingungen Nahrung als der Big Azau-Gletscher.

Tabelle 5

Schwingungen am Ende des Gletschers Bolshoy Azau

Jahr		Höhe Abschluss Gletscherzunge, M	Rückzugsbetrag während der Phase, M	Jahr Rückzug, 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. Karte Rossikov K.I. Novitsky V.F. Pogtenpol N.V. Burmeister G. Altberg V. Ja. Altberg V. Ja. Frolow Ja. I. Solowjow S. P. Solowjow S. P. Oreshnikova E.I. Oreshnikova E.I. Michalew V. I. Oreshnikova E. I. Kovalev P. V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Phototheodolit-Umfrage	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

Im unteren Teil der westlichen Eisscheide bemerkte S. M. Myagkov unabhängige Gletscherzungen, die von einer felsigen Grenze eingerahmt wurden. Sie entstanden durch das Auftauen der felsigen Wasserscheide: Gleichzeitig stehen große und kleine Fortsätze der Zunge des Kleinen Azau auseinander. Wahrscheinlich wird sich die Zunge dieses Gletschers bald entlang der Linie des unteren Teils der Eisscheide trennen. Die vorherrschenden Südwest- und Westwinde tragen Staub vom Lavarücken an die Oberfläche des Maly Azau-Gletschers und verstärken dessen Abschmelzen.

Die östliche Eisscheide des Malyi-Azau-Gletschers verläuft in meridionaler Richtung vom östlichen Gipfel zu den Felsen des Shelter Nine, dem äußeren Kamm des holozänen Andesit-Dazit-Flusses, der südlich des Shelter Elf in Form einer folgt doppelte felsige Jakobsmuschel. Im Bereich zwischen Shelter Eleven und den ersten Aufschlüssen dieses Rückens an der Oberfläche ist der Felsgrat mit einer dicken Eisschicht bedeckt, die in der Vergangenheit aus dem Becken des Garabashi-Gletschers stammte. Derzeit gibt es keinen Eisfluss über diese subglaziale Eisscheide – die Relikt-Eiszunge entspricht einer höheren Eisschicht.

Als Nahrungsbecken des Kleinen Azau-Gletschers kann das gesamte Gebiet vom Elbrus-Sattel bis zur Breite der oberen Teile der Lavakämme Shelter 11 und Shelter 9 betrachtet werden. Die Oberfläche hier ist voll von Eisfällen und tiefen Gletscherrissen, die im Plan gekrümmt sind. Die Gletscherzunge selbst beginnt etwas unterhalb des Shelter-Eleven-Kamms und hat im Grundriss die Form einer Pfote, deren rechter Teil auf die Eisscheide zwischen dem Kleinen und Großen Azau-Gletscher kriecht und deren linker Teil (Südausrichtung) angrenzt der holozäne Andesit-Dazit-Fluss, der die Moräne des historischen Stadiums des Garabashi-Gletschers blockierte.

Bis zur Mitte des XIX v. das hervorstehende Ende des Kleinen Azau-Gletschers, das mit dem Großen Azau-Gletscher verbunden ist. Spuren der Ausdehnung des Maly Azau-Gletschers in das historische Stadium wurden auf der linken Seite des Tals in Form von Kämmen gefunden, die sich an die Moränen des Garabashi-Gletschers lehnen. 1881 mündete die rechte Zunge des Gletschers in den Bolschoi-Azau-Gletscher (Dinnik, 1884). Auf einer Ein-Werst-Karte von 1887 ist die Markierung des Gletscherendes 2278 M, und das Ende selbst erreichte nicht mehr den Bolshoy Azau-Gletscher. Von 1887 bis 1957 ging der Maly Azau-Gletscher um 483 zurück M(Tabelle b). Die Moränen, die in den 50er Jahren des letzten Jahrhunderts den größten Vorstoß des Gletschers verzeichneten, erreichen eine Höhe von 50 m M. Gegenwärtig endet der Gletscher mit einer Zunge mit zwei Eisleisten; direkt auf Höhe 3050 M, und der linke befindet sich auf einer Höhe von 3150 l.

Tabelle 6

Schwingungen des rechten Endes des Maly Azau-Gletschers

Jahr		Höhe Abschluss Gletscherzunge, M	Rückzugsbetrag während der Phase, M	jährlicher Rückzug, M
1887 1898 1933 1949 1957 1957	Karte Mushketov I.V. Oreshnikova E.I. topographische Karte Luftaufnahmen Phototheodolit-Umfrage	2878 3 000 3040	4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957)

Garabashi-Gletscher. Gletscherfläche 2.74 Kilometer 2, Länge 4.09 Kilometer, das Verhältnis von Eis- und Schneeflächen beträgt 46,9 und 53,1 %. Das Gletscherspeisebecken wird im Westen durch den Lavarücken Shelter of the Nine und seine subglaziale Fortsetzung begrenzt, die dann in Lavakämme übergeht. Das Becken kann entsprechend dem Rissmuster konturiert werden. Es ist relativ klein und es scheint, dass ein Gletscher mit einem so kleinen Nahrungsgebiet beim Vordringen keine große Dicke haben kann. In Wirklichkeit ist dies nicht so. Tatsache ist, dass sich im unteren Teil, am Ausgang des Azau-Tals, auf dem Weg der Eiszunge, eine tiefe Schlucht befindet, die dazu führt, dass das Eis aufspringt und die Dicke der Zunge stark zunimmt.

Der Garabashi-Gletscher endet in einer breiten Pfote mit einem gezackten unteren Rand. Derzeit liegt der Gletscher am Rand des Querbalkens. Da der untere Teil des Felsauffangbeckens der Zunge des Garabashi-Gletschers eine birnenförmige Form hat, die in einer engen Schlucht endet, bilden die Küstenmoränen die Mittelstufe XIX v. bildeten Kulissen, hinter denen Seebecken entstanden; Entlang des gesamten äußeren Randes der rechten Küstenmoräne erstreckt sich eine Kette von Becken, die einst von Seen besetzt waren. Der Durchbruch dieser Seebecken war die Ursache für Gletscherschlammströme, die aus der Garabashi-Schlucht kamen. Schlammablagerungen des Garabashi-Gletschers befinden sich im Bereich des Bolshoy Azau-Tals vom riesigen Schlammstromkegel des Flusses. Garabashi und befinden sich etwas unterhalb der Flussmündung. Terskol, also innerhalb des dicht bebauten Tals. Einige Forscher halten Murenablagerungen für Moränen und übertreiben die Größe der Vergletscherung in den Bergen.

Der Garabashi-Gletscher hat gut erhaltene Moränen aus dem historischen Stadium der Vereisung, auf denen holozäne Andesit-Dazit-Laven ergoss. An diese Laven wiederum lehnen die Moränen der mittleren Vereisung. XIX v. Es sind diese Beziehungen zwischen Moränen und Laven, die es ermöglichen, das Alter des letzten Elbrus-Ausflusses bis dahin zu bestimmen II Jahrhundert v.Chr. e. Und XV - XVI Jahrhundert. Und. e.

Die Küsten- und Endmoränen des historischen Stadiums sind im rechtsufrigen Teil des Garabashi-Gletschers besonders ausgeprägt. Während des letzten Elbrus-Ausflusses flossen Lavaströme auf sie, die eine Fortsetzung der Lavakämme von Shelter Eleven und Shelter Nine sind. Die Oberfläche der Kämme besteht aus senkrechten oder geneigten Lava-Obelisken mit Muschelbrüchen, sie zeigen keine Anzeichen von sich bewegendem Eis. Die Vereisung der historischen Stufe war kaum mehr als die Vereisung der Mitte XIX in., und damit die Moränen der Mitte XIX v. sie bedeckten die Moränen des historischen Stadiums und holozäne Andesit-Dazite nicht, sondern lehnten sich nur an sie.

Die Böden der ehemaligen Seebecken füllen sich nach und nach mit Gruss; im Oberbecken ist dieser Vorgang auch heute noch zu beobachten. Schmelzwasser und Gletscherwasser sowie der Solifluktionsfluss von Material verursachen die Bildung flacher Wolken, die auf gefrorenen Horizonten liegen. Die Moränendicke, die den Boden und die Hänge der Garabashi-Schlucht bedeckt, befindet sich in einer äußerst instabilen Position. Mit einem großen Wasserfluss wird es mobil. Bei der kleinsten Bewegung von Steinen in den Kanälen kleiner Bäche beginnen sofort Splittstücke aufzuschwimmen, die größere Bruchstücke im Splitt mitreißen. Das Moränenmaterial ist völlig ungerundet. Der Schwemmkegel von Garabashi besteht aus „Felsbrocken“, denn während Murgängen werden Andesit-Dazit-Fragmente abgerundet, wodurch die Ablagerungen einer „echten“ Moräne ähneln.

Ein großer Schlammkegel befindet sich an der Mündung der Garabashi-Schlucht, die sich tief in die linke Seite des Azau-Tals einschneidet. Mit seiner Steuerbordseite lehnt es sich an die Moräne des Bolschoi-Azau-Gletschers 1820-1850. Es ist derzeit mit Kiefernwald bedeckt. Die Kanäle der kürzlich in Betrieb befindlichen Muren teilen ihn in drei Teile mit dreieckiger Form. Das obere rechte Dreieck, das an die Azau-Lichtung angrenzt, ist mit einem reifen Kiefernwald bedeckt, zwischen dem sich einzelne erloschene Schlammzungen befinden. Das mit einem alten Kiefernwald bedeckte mittlere Dreieck ist von modernen Murgängen nicht betroffen. Das dritte Dreieck ist mit einem unterdrückten jungen Kiefernwald mit zahlreichen Murgängen bedeckt. Dieses konvexe Dreieck mit wandernden Schlammkanälen entstand anscheinend 1947, als es aus der Mündung des Flusses stammte. Garabashi fegte Gletscherschlamm.

Der Abbau der modernen Vergletscherung wird von der Anhäufung von Moränenschichten begleitet, die mit zunehmender Abschmelzung als Quelle glazialer Murgänge dienen. Für den Fall, dass durch das Kriechen der Moräne temporäre Dämme in der Garabashi-Schlucht entstehen, ist eine Wiederholung solcher Murgänge möglich. Sie können auch durch die Ausbreitung regressiver Erosion entstehen, die tiefe verzweigte Einschnitte erzeugt, die Moränenschichten stabilisieren und in Bewegung versetzen.

Die ersten Informationen über den Garabashi-Gletscher wurden von N. Ya. Dinnik (1884) veröffentlicht, der schrieb, dass der Gletscher an einem riesigen steilen Schneefeld am Südosthang des Elbrus beginnt. Am Anfang ist er relativ breit und verjüngt sich dann stark auf 105-130 M Merkwürdig ist Dinniks Hinweis auf einen Anwohner, Ismail Urusbiev, der 1884 sagte, dass der Garabashi-Gletscher vor 30-35 Jahren viel tiefer abgestiegen sei. V. Ya. Altberg (1928) erwähnt die kolossalen Moränen, die an den Rändern dieses Gletschers entstanden sind, und spricht von einem See, der jetzt durch eine Küstenmoräne vom Gletscher getrennt ist.

Vergleich der Karten von 1887 und 1957 lässt darauf schließen, dass der Gletscher um 882 geschrumpft ist M; Während dieser Zeit verschwand eine lange schmale Zunge, die 1887 deutlich sichtbar war, und an ihrer Stelle blieb eine enge Schlucht, die mit klastischem Material und hohen Küstenmoränen gefüllt war und sich 100-120 m über das Flussbett erhob. M. Die Oberfläche der Hochmoräne ist terrassiert; hier sind drei terrassen zu beobachten, die unterschiedlichen positionen der eisoberfläche entsprechen. Der im Holozän ergossene Lavastrom staute den unteren Teil der Garabashi-Schlucht und drang in den 50er Jahren vor XIX v. Der Gletscher war in einem aufgestauten Zustand. Dies kann eine so hohe Position der Oberfläche des verschwundenen Eises erklären.

1956 und 1957 wiederholte photogrammetrische Vermessungen des Garabashi-Gletschers wurden durchgeführt. Es stellte sich heraus, dass sich die Vorderseite der Unterkante des Gletschers um 5- zurückzieht. 6 m pro Jahr und in einigen Bereichen - 10-12 M(Tabelle 7).

Tabelle 7

Schwingungen am Ende des Garabashi-Gletschers

Jahr		Höhe Abschluss Gletscher Sprache, M	Die Höhe des Rückzugs für den Zeitraum, M	jährlicher Rückzug, M
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957	Karte Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Oreshnikova E.I. topographische Karte Luftaufnahmen Phototheodolit-Umfrage	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) schreibt, dass der Garabashi-Gletscher einen deutlich ausgeprägten Querbalken in Stufenform hat, der aus Laven des mittleren Quartärs besteht. Die drei unteren Stufen sind derzeit eisfrei und der Gletscherschliff ist auf ihnen deutlich sichtbar. Die vierte Stufe ist nur teilweise eisfrei. Auf der oberen, eisfreien Plattform vor dem Ende des Gletschers installierte V. N. Kostousov einen Metallstempel:

IGY

KL-106 M

A3-230°

1958-27-VIII,

was bedeutet: Stempel 10, gegründet von der Elbrus-Expedition des Internationalen Geophysikalischen Jahres der Staatlichen Universität Moskau im Jahr 106 M vom Ende des Gletschers in Azimut 230° 27. August 1958. Die Markierung wurde in Grundgesteinsaufschlüsse von Vulkangestein des Querbalkens auf der linken Seite des Haupt-, rechten Endes des Garabashi-Gletschers zementiert.

Terskol-Gletscherhat eine Fläche von 7,56 Kilometer 2, Länge 7.02 km und das Verhältnis von Eis- und Schneeflächen von 45,5 und 54,5 %. Am 18. August 1957 überquerten wir das Nahrungsgebiet des Terskol-Gletschers fast auf der Höhe des nordöstlichen Elbrus-Kraters, was es ermöglichte, sich die Nahrungsbedingungen der Elbrus-Gletscher vorzustellen. Während dieser Zeit in einer Höhe von 4000-4100 M Es werden sowohl Flecken aus reinem blauem Eis als auch riesige Schneefelder beobachtet, auf deren Oberfläche sogar der Schnee der „Reuigen“ erscheint. In der Ernährung des Terskol-Gletschers guter Platz Es ist von Blizzardschnee besetzt, der in Reliefsenken und in den Lee-Teil von Lavakämmen gelangt, die vom östlichen Gipfel des Elbrus absteigen. Aufgrund des vorherrschenden Windtransports von Schnee von Südwesten nach Nordosten ist die Oberfläche des Terskol-Gletschers asymmetrisch: Seine rechte Seite ist höher als die linke. Im Winter erreichen die vorherrschenden West- und Südwestwinde große Stärke und wehen ununterbrochen viele Tage lang. Die Gipfel des Elbrus und der Höhengürtel in der Größenordnung von 4300-5000 M zu dieser Zeit sind sie schneefrei. Aus der Senke zwischen der Eisbasis und der Stirn der Eisscheide der Garabashi- und Terskol-Gletscher wird Schnee wie aus einem Windkanal auf die Oberfläche des Terskol-Gletschers gebracht, wodurch er auf einer Höhe von etwa 3900 liegt M es gibt große Schneehaufen.

Der östliche Gipfel des Elbrus ist im Winter schneefreier als im Sommer, da im Winter Schneefälle mit starken Winden auftreten, die Schnee von der Spitze blasen. Im Frühjahr und Sommer ist es aufgrund von Schneefällen bei relativ geringen Windgeschwindigkeiten mit Schnee bedeckt. Gürtel in den Höhen 4200-5000 M fast der ganze Winter bleibt ohne Schnee. Gletscher werden durch die Ansammlung von Schnee im Gürtel um 4000 gespeist M.

Die westliche Grenze des Nahrungsbeckens des Terskol-Gletschers beginnt unter den Felsen des östlichen Gipfels und verläuft östlich der Pastukhov-Hütte. Hier kommt es sehr deutlich zum Ausdruck, denn das Eis auf der Fortsetzung des Untereisrückens ist stark zerklüftet. Unterhalb der Klippen von Shelter 9 verläuft die westliche Grenze entlang eines Systems tiefer Risse, die das Nahrungsbecken der Garabashi- und Terskol-Gletscher voneinander trennen. Die östliche Grenze verläuft entlang von Spalten, die auf Luftbildern gut sichtbar sind, sowie entlang eines Lavarückens, der zwischen den Gletschern Terskol und Irik liegt. Die Oberfläche dieses Rückens wurde unter dem Einfluss von Permafrostprozessen flach. Die Eisoberfläche ist relativ zum Grat stark asymmetrisch; Der Hang des dem Terskol-Gletscher zugewandten Kamms ist kahl und die Oberfläche des Gletschers beträgt 30 M niedriger als der Gratrand. Gleichzeitig ist der dem Irik-Gletscher zugewandte Hang vollständig von Eis und Schnee bedeckt. Der Grund für die Asymmetrie liegt im Schneesturmtransport und der Exposition: Der Hang zum Terskol-Gletscher ist wind- und südwärts gerichtet, während der Hang zum Irik-Gletscher nach Norden und Lee gerichtet ist (Abb. 23). In der Mitte XIX v. von diesem Grat floss noch Eis sowohl zum Terskol-Gletscher als auch zum Irik-Gletscher; Gleichzeitig senkte sich die Zunge des Übergangsgletschers in das Terskol-Tal. Seine Konturen zeichnen sich deutlich entlang des Küstenmeeres ab. Die Zunge dieses Gletschers existierte einige Zeit eigenständig, was durch den am Fuße des Steilbandes liegenden Endmoränenschacht bestätigt wird. Die Reste des Gletschers sind nur noch am Hang der Nordexposition in Form eines dünnen Eisstreifens erhalten, der in den nächsten Jahren verschwinden wird.

Das Nahrungsbecken des Gletschers ist mit tiefen Rissen bedeckt. In seinem oberen Teil ist die Dicke des Eises erheblich. Die gesamte rechte Seite des Terskol-Gletschers befindet sich im Lee des Lavarückens. Aus diesem Grund ist er von einer dicken Firnschicht bedeckt, während im mittleren und linken Teil bis zum Ende des Sommers Eis an die Oberfläche kommt.

Derzeit hängt die Zunge des Terskol-Gletschers an einem steilen Querbalken, von dem ab und zu Eisblöcke herunterfallen. Die Oberfläche des Gletschers vor dem Querbalken ist etwas abgesenkt, und stromaufwärts befindet sich eine große Eisschwellung, die von einem System tiefer Querrisse unterbrochen wird. Nach dem schnellen Verschwinden des Gletschers an dieser Stelle sollte man mit dem Auftreten einer felsigen Erhebung rechnen. Am Ende wird der Gletscher von Rissen bis auf den Grund zerrissen. Die moderne Zunge wird gegen die linke Felsseite gedrückt.

In den 50er Jahren des letzten Jahrhunderts endete der Terskol-Gletscher in einer spitzen Zunge, eingerahmt von einer deutlich sichtbaren Endmoräne, die hauptsächlich aus hellgrauen Graniten und Dioriten bestand. Damals berührte die Gletscherzunge die rechte Talseite nicht, sondern bildete nur eine Druckmoräne. Sie stieg nur mit ihrem linken Teil vom Querbalken ab, so dass die linken Endmoränen am besten zum Ausdruck kommen. Der linke Teil des Gletschers erhielt immer mehr lokale Nahrung vom hohen Ausläufer von Terskolak, und der rechte Teil, der an den Terskol-Lavarücken angrenzt, wurde nur von kleinen Lawinen gespeist.

Zwischen dem linken Talhang und der linken Küstenmoräne des verschwundenen Gletschers befindet sich ein tiefer Graben, durch den Schmelzwasser fließt. Auch die rechte Endmoräne kommt deutlich zum Vorschein und fällt durch ihren hellen Grauton auf. Es war nicht möglich, die Anzahl der Stadienmoränen zu ermitteln, die die Stadien des Gletscherschwunds nach 1850 widerspiegeln. Dies lässt sich dadurch erklären, dass das Ende des sich zurückziehenden Gletschers auf einem hohen Felsband lag, von dem meist Eisblöcke herunterfielen, wodurch ein System konzentrischer Stadienbögen nicht entstehen konnte.

1907-1913. Der Terskol-Gletscher erreichte mit seiner Zunge den Grund des Terskol-Tals. N. A. Bush (1914) schrieb, dass der Gletscher eine neue Endmoräne vor sich herzog. Gleichzeitig stellte Bush fest, dass nur der linke Teil des Gletschers vorrückt, während der rechte Teil, der an einer steilen Wand hängt, immer vom Hang abbrechen wird. Diese kleine, von Bush bezeichnete Erhebung wurde von uns am Grunde des Tals gefunden; es ist bis heute gut erhalten. Um es auf Phototheodolit-Bildern auf einem großen Felsbrocken aus schwarzer Lava mit roten Adern (Größe 1,2 x 1,5 M) Mit weißer Emailfarbe wurde ein Dreieck gezeichnet, dessen Spitze das Tal hinunterführte, und die Zahl 11 (dh die Zahl, die 1911 anzeigt) wurde angebracht. Das während des 2. IPY gesetzte Tag konnte nicht gefunden werden, wir haben es jedoch gemäß der verfügbaren Beschreibung wiederhergestellt morphologische Merkmale mögliche Position des Gletscherendes 1932. Weiße Emailfarbe auf einem 2,0x2,0x1,5 großen Granodioritblock M Ein Dreieck wird gezeichnet, dessen Spitze ins Tal zeigt, und die Zahl 32 wird gesetzt (bezeichnet 1932).

Ya. I. Frolov (1934) berichtet, dass 1929 der linke Teil des Gletschers noch bis zum Talboden abstieg. S. P. Solovyov (1933) bezeugte, dass das Ende des Terskol-Gletschers an einem fast steilen Felsvorsprung hängt. Darüber hinaus wies Solovyov auf die vollständige Trennung des linken unteren Nebengletschers hin, der aus einem großen Kar fließt.

Der Vergleich der aktuellen Position des Endes des linken Gletscherfingers, gewonnen aus Phototheodolit-Materialien, mit unserer Markierung, die die Position der Gletscherzunge im Jahre 1911 wieder herstellt, gibt den Rückzug der Zunge für die Zeit von 1911 bis 1956 an 390 M. Der Vergleich mit der möglichen Position des Gletschers während des 2. IPY ergibt einen Rückgang von 1932 bis 1956 von 280 M(Tabelle 8).

Das moderne Ende der Zunge des Terskol-Gletschers liegt in Form einer vierzehigen Pfote auf einem steilen Granodiorit-Querbalken (Abb. 24). Die Höhe der Finger (von rechts nach links) ist wie folgt (in Metern):

Fingernummer		2
Fingerhöhe, m	3367	3242	3203	3160

Aus einem Vergleich von Phototheodolit-Vermessungen in den Jahren 1956 und 1957. Daraus folgt, dass der linke Finger um 37 für ein Jahr zurückgegangen ist M, und andere um 8-10 M. Gleichzeitig stieg die Eisoberfläche über dem Eisfall um 1,5 bis 2 m. Anscheinend bewegt sich eine Flutwelle im Körper des Terskol-Gletschers. Wenn es die Querlatte erreicht, werden Eiseinbrüche häufiger. Es ist unwahrscheinlich, dass unter den gegenwärtigen Bedingungen der Beginn des Endes beginnen kann - der Querbalken, auf dem der Gletscher liegt, ist zu steil.

Tabelle 8

Schwankungen am Ende des Terskol-Gletschers

Jahr		Höhe Abschluss Gletscher Sprache, M	M	jährlicher Rückzug, M
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957	Karte Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Busch N.A. Busch N.A. Oreshnikova E.I. topographische Karte Michalew V. I. Phototheodolit-Umfrage	2624 2920 2943	120 (1894-1897) 4 (1897-1898) Der Gletscher rückte vor 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957)	31,5

1958, vor dem Ende des Gletschers, errichtete V. N. Kostousov eine Markierung. Die Markierung ist bis zu einer Tiefe von 7 zementiert cm in einem 5 x 5 cm großen Granitblock M von der Seite des rechten Hauptendes des Gletschers. Dieser Block befindet sich zwischen dem Moränenmaterial, das auf einem kristallinen Querbalken liegt. Oberhalb der Markierung sind Aufschlüsse von kristallinen Felsen der Querlatte mit schwarzer Moräne bedeckt. Rechts ist ein Lavafelsen. Links, auf Höhe der Markierung, das Ende des Terskol-Gletschers. Die Annäherung an den Block mit der Markierung vom rechten Hang ist ziemlich schwierig. Sie beginnt am sich ausdehnenden Kamm der rechten Küstenmoräne und folgt dann dem steilen Hang der Moräne bis zum Aufschluss der kristallinen Felsen der Querlatte. Die Entfernung von diesem Aufschluss aus kristallinem Gestein bis zur Moränenmarkierung und Totes Eis - 80 M. Metall rund mit Durchmesser der Außenfläche markieren 4 cm, sein Stift hat zwei Metallringe. Auf dem Stempel eingeprägt:

IGY

KL-33 M

AZ-44°

1958-26-VIII

In Form des Grundes des Terskol-Tals sind nur sehr wenige Gletscherreliefs erhalten geblieben. Spuren der historischen Eiszeit im Tal sind nicht zu finden. In der Talsohle wurde ein Rest fluvioglazialer Schichten gefunden, aus denen sich leicht die Tiefe des Einschnitts wiederherstellen lässt, der offenbar in der Feuchtigkeitsphase nach der Trockenzeit auftrat. 5. - 13. Jahrhundert N. e.

Im Flusstal Terskol entdeckte viele Spuren von Schlammbewegungen. Die Moränenterrassen sind in vielen Fällen von großen Schwemmfächern bedeckt, die aus Moränenmaterial bestehen, das von Muren aus hoch an den Hängen des Tals liegenden Karen getragen wird. Die Entstehung dieser Kegel ist mit starker Erosion am linken Talhang (Südausrichtung) verbunden, die dazu führte, dass tiefe Erosionseinschnitte die Böden kleiner Kars erreichten. Murgänge tragen Moränenablagerungen von kleinen Gletschern, die nach 1850 aus ausgedehnten Denudationstrichtern verschwanden, eine Kombination aus intensiver Erosion und riesigen Geröllreserven. Material schafft die Voraussetzungen für eine erhöhte Murganggefahr.

Der obere Teil des Beckens ist von einer dicken Firnschicht bedeckt und relativ wenig zerklüftet. Im Gegensatz dazu ist der untere Teil des Beckens mit einer großen Anzahl tiefer Risse übersät. Die Zunge des Gletschers tritt durch einen schmalen Hals, der von den Ausläufern der Terskolak- und Irikchatkara-Kamm gebildet wird, in das tiefe Irik-Tal ein. In einem schmalen Hals befindet sich ein subglazialer Felsvorsprung, auf den ein Eisfall datiert wird. In einem Tal fast in Breitenrichtung gelegen, ist die Sprache in klarer AbhängigkeitÖ t Hangbelichtung. Die Südhänge sind fast schneefrei, die Nordhänge haben die Reste kleiner Kargletscher erhalten. Dieser Hang ist mit linear verlängerten Furchen übersät, entlang derer Lawinen fallen; Lawinenreste in Form von Lawinenschneefeldern bedecken den rechten Teil der Gletscherzunge.

Im linken Teil (Südausrichtung) hat sich der Gletscher vom Hang zurückgezogen und schmilzt intensiv. Darüber lehnen sich Küstenmoränen an den Felshang, deren relative Höhe talabwärts schnell zunimmt. Das Zungenende ist schmal, teilweise von einer Moräne bedeckt und liegt zwischen hohen Seitenmoränen (Abb. 25). Der mittlere Teil der Zunge ist viel niedriger als ihre Randteile, die mit Moräne bedeckt sind.

Der Irik-Gletscher ist leicht zugänglich und wurde von vielen Forschern besucht, die detaillierte Beschreibungen seines Endes hinterlassen haben (Tabelle 9). Trotz dieses, Durchschnittsgeschwindigkeit Es ist schwierig, den Rückzug des Gletschers zu bestimmen, da er während seiner Reduzierung die Bühne passierte Totes Eis. Außerdem war die Gletscherzunge während der ersten Rückzugsperioden sehr dick und wurde dann viel dünner, was es schwierig macht, Änderungen in der Masse des Gletschers zu berechnen.

AUF DER. Bush (1914) schrieb, dass das untere Ende wie eine sehr hohe und steile Eiswand aussieht, und S. P. Solovyov bemerkte 1931, dass der Neigungswinkel der Zunge 35 ° beträgt und die Zunge in ihrem mittleren Teil ein wenig sank; daher hat es im Querprofil mehrere konkave Form. Nach den Beobachtungen von Ya. I. Frolov (1934) lässt der mittlere Teil der Zunge ab 1931 merklich nach. Frolov berichtet, dass der Gletscher 1948 stark zerstört wurde, die Nekrose des unteren Teils und die Entwicklung von Thermokarst hier begannen. Er äußerte auch zu Recht Zweifel an Solovyovs Aussage, dass der Irik-Gletscher in den Jahren 1913-1914. könnte am gleichen Ort sein, an dem er sich zur Zeit der Erstellung einer Ein-Werst-Karte des Gebiets (1887) befand.

Tabelle 9

Schwankungen am Ende des Irik-Gletschers

Jahr		Höhe Ende der Eiszeit Sprache, M	Die Höhe des Rückzugs für den Zeitraum, M	jährlicher Rückzug, M
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957	Abich G Karte Mushketov I.V. Busch N.A. Gerasimov A. P. Altberg V. Ja. Frolow Ja. I. Frolow Ja. I. Solowjow S. P. Solowjow S. P. Solowjow S P. Solivjew S P. Solowjow S. P. Gaybrock v. Frolow Ja. I. Tuschinski G.K. Michalew V. I.	2530 2541 2550 2548 2584 2616	320(1849-1887) 38 (für 2 Jahre) 162 (für 12 Jahre) 35 (für 2 Jahre) 1553(1887-1956)	17,5 17,5 11,5 15,7 10,4

Das Vordringen des Irik-Gletschers ins Tal in den 1950er Jahren wird durch eine niedrige Endmoräne dokumentiert, die sich an die fluvioglaziale Terrasse lehnt. Am Ende eines verschwundenen Gletschers moderne Prozesseändern schnell das ursprüngliche Aussehen der Moränenschichten des Endteils des Gletschers. Dies macht sich besonders unter dem rechten Hang des Tals bemerkbar, da von der Cara oberhalb der Zunge des verschwundenen Gletschers ein System von Gerinnen herabsteigt, entlang denen sich Moränen bewegen, die in die Solifluktionsströmung im Talkessel gezogen werden. Die Moränen nehmen im Grundriss die Form von Sinterzungen an und verwandeln sich, nachdem sie einen steilen Felsvorsprung erreicht haben, in eine breite Wolke aus linear verlängerten Solifluktionsbändern, die zum Fuß des Abhangs hinabsteigen und sich von außen gegen den endlichen Moränenkamm des Irik-Gletschers lehnen die mittlere Stufe. 19. Jahrhundert

Im Abschnitt der fluvioglazialen Terrasse ist eine deutliche Schichtung zu beobachten, was deren Nachweis beweist aquatischer Herkunft. Der Einschnitt oder Vorsprung der Terrasse entstand offenbar als Ergebnis intensiver Eisschmelze. Es ähnelt überraschend einem Einschnitt im Terskol-Tal und einem Überrest in seinem mittleren Teil, die das Ergebnis einer verstärkten tiefen Erosion sind.

Der Abschnitt des Irik-Tals, der 1887-1957 vom Eis befreit wurde, weist neben echten Gletscherformen eine große Anzahl von Reliefformen auf, die mit Solifluktionsprozessen, Lawinenaktivität, Erdrutschen und Erosion verbunden sind. Beobachtungen in diesem Bereich überzeugen uns davon, dass je länger das Tal vergletscherungsfrei war, desto ausgeprägter ist sein „Moränen“-Relief an der Unterseite. Wenn Sie sich dem Gletscher nähern, nimmt die Menge der Untermoräne ab.

Vor der Gletscherzunge befindet sich ein Kiesfeld mit einzelnen 2-5 großen Felsbrocken. M. Weiter unten im Tal kann man sehen, wie das klastische Material der Küstenmoräne von den Hängen herunterrutscht und sich in Richtung des mittleren Teils des Tals bewegt. Die Rolle von Lawinen ist besonders wichtig bei der Umverteilung von Material. Im Winter und Frühjahr 1956/57 durchbrachen vielerorts Lawinen die Oberfläche des in 150 m Höhe liegenden Randes von Küstenmoränen Müber die Talsohle und auf den Grund des klastischen Materials gebracht. Im Juni lag es auf der Oberfläche riesiger Lawinenschneefelder, die die gesamte Breite des Tals bedeckten. Bis Mitte Juli schmelzen sie normalerweise, und daher kann der Forscher den Grund für die Bewegung des Materials oft nicht verstehen.

Die Neigung und Exposition des Irik-Tals erinnern ein wenig an das Tal des Flusses. Großer Azau. Hier, in einem Tal mit geringem Gefälle, treten zwangsläufig Toteiszonen auf.

Am 10. August 1956, als wir das Tal erkundeten, fanden wir die Stelle, an der der Stempel des 2. IPY angebracht war, aber es wurden keine Inschriften auf dem Stein gefunden, obwohl Spuren von weißer Farbe erhalten blieben. Auf diesen Stein haben wir mit roter Farbe ein Dreieck mit den Buchstaben M-33 gemalt. Die Entfernung von diesem Stein bis zum modernen Ende des Gletschers beträgt 500 M; daraus folgt das für 1932-1956. Der Irik-Gletscher zog sich mit einer Rate von etwa 20 zurück M/Jahr. Von 1887 bis 1957 zog sich der Gletscher bis 1553 zurück M, d.h. im Durchschnitt über 70 Jahre lag die Rückzugsrate ebenfalls bei etwa 20 M.

Die Zunge des Irik-Gletschers zieht sich durch die Bildung einer 15-20 Meter langen Zone aus Toteis und das Auftreten einer Mulde zurück, in der Geröll herunterfällt und 2,5 Meter hohe Moränen bildet. Am modernen Ende des Gletschers auf einem hellgrauen Granitblock 3X3X3 M markiert. Oben auf dem Stein ist ein ein Meter großes rotes Kreuz gezeichnet. Darunter befindet sich in roter Emailfarbe die folgende Inschrift:

CL

AZ-305

32 M

10-9

Im Juli 1957 bestimmte V. I. Mikhalev mit diesem Stempel den jährlichen Wert des Sprachrückzugs auf 18 M.

Die Dicke des Eises entlang des Irik-Tals nahm von 1887 bis 1956 um 125-150 ab M. Das moderne Ende des Irik-Gletschers hat die Form einer breiten Eispfote, die im Querschnitt aus drei Teilen besteht: a) der rechte, bedeckt mit einer schwarzen Moränendecke aus dem Material der Mittelmoräne, die unter dem Eisfall entsteht; b) mittel, nicht mit einer Moräne übersät und etwas nach vorne fortgeschritten, mit einer Neigung von 30-40 °; c) die linke, bedeckt mit einer 1-2 cm dicken Schicht Gruss.

Unter dem Gletscher im Eistunnel fließt der Fluss. Irik. Von diesem Tunnel bleiben am Ende des Gletschers Eisbögen übrig, die oft einstürzen. Der untere Teil des Gletschers oberhalb der Zunge hat einen Neigungswinkel von etwa 15° und wird nur durch einen Eisbruch gestört, durch den man das obere Eisplateau durchdringen kann, indem man sich an seinen rechten (orographisch) Teil hält. Über dem Eisfall zeigt die Karte von 1887 einen langen unbenannten Nebenfluss des Irik. Derzeit erreicht es Irik nicht. Dieser Gletscher ist in 4 kleine Hängegletscher unterteilt.

1958 setzte Kostousov am Ende des Gletschers auf demselben Block wie 1956 einen Stempel:

IGY

KL-66 M

AZ-300 0

1958-8-VII

Der Gletscher zog sich in diesen zwei Jahren um 34 zurück. M.

Der Irikchat-Gletscher (Abb. 26) hat eine Fläche von 1,79 Kilometer 2 Länge 2,67 km das Verhältnis von Eis- und Schneeflächen beträgt 36,9 und 63,1 %. Das Nahrungsbecken des Gletschers ist klein, da der Großteil des Eises durch die Untereisbarriere zwischen dem Liparitov-Gipfel und dem Kalitsky-Gipfel in das Jikiugankez-Eisfeld gelangt. Das Futterbecken ist mit einer ziemlich dicken Schneeschicht bedeckt.

Die Zunge des Gletschers dringt durch einen 300 m breiten Hals in das Irikchat-Tal ein. M, verbindet den Liparite-Gipfel mit dem felsigen Kamm des Irikchatkara-Kamms. Anscheinend ist diese Barriere ziemlich hoch, und daher kommt sehr wenig Eis aus dem Reservoir. Beweis für die Existenz der Brücke sind tiefe Risse, die den Irikchat-Gletscher vom Elbrus-Eisfeld trennen. Ein kleiner Eisstrom von oben spiegelt sich im schnellen Abbau des Irikchat-Gletschers auf seiner gesamten Fläche wider.

Der rechte Teil des Gletschers wird nicht so sehr vom Elbrus, sondern aufgrund von Lawinenabgängen von der Talseite gespeist. Der am besten erhaltene Teil des Gletschers ist der linke, aber auch er ist von breiten Rissen zerrissen und durch einen breiten Toteisstreifen vom linken Hang getrennt. Die Oberfläche des Gletschers für den Zeitraum von 1887 bis 1958 hat stark abgenommen, wie die linke hohe Küstenmoräne zeigt, in deren Kern Toteis erhalten geblieben ist. 1887 endete die Gletscherzunge auf einer Höhe von 3109 M, und 1958 - auf einer Höhe von 3300 M. In dieser Zeit schrumpfte der Gletscher um 1260 M. Mit zunehmender Vereisung sank der Gletscher fast auf das Niveau von 2900 ab M. Oberhalb dieser Stelle, am linken Hang des Tals, ist eine Hangkrümmung deutlich sichtbar, die das Niveau der Eisfüllung des Flusstals festlegt. Irikchat.

Am linken Hang sind deutlich die Absenkungsterrassen zu erkennen, die unter dem Einfluss des Abwurfs von Geröll auf der Gletscheroberfläche entstanden sind, sowie mehrere Markierungen der Niveaus der Oberfläche der Gletscherzunge. Diese Terrassen können hoch am Hang des Tals bis in die moderne Sprache verfolgt werden, und die untere Terrasse, die sich allmählich entlang des Tals erhebt, verschmilzt mit der frischesten hohen Terrasse, in deren Kern sie liegen begrabenes Eis. Am rechten Hang unterliegt alles Gravitationsprozessen, dem Abtragen von Material von den Hängen mit der Bildung von Schneefeldern aus zusammenlaufenden Graten. Jetzt wird dieser Prozess durch die Ausbreitung von Sommerschneefeldern am Fuß des rechten Hangs und durch den hängenden Gletscher unter dem Gipfel des Achkeryakolbashitersak (3941 M).

Der Große Azau-Gletscher ist der größte Gletscher in der Elbrus-Region. Es befand sich im Oberlauf des Flusses Azau in einer tiefen Schlucht in der Nähe der Felsen der Ausläufer von Kyukyurtlu. Die westliche Grenze des Gletschers verläuft vom Kamm des Hotyutau-Zirkus bis zu den Gipfeln von Ullukambashi und Azaubashi. Das Vergletscherungsgebiet beträgt 23 km2, die Länge 9,28 km. Mitte des 19. Jahrhunderts stieg dieser Gletscher talabwärts in die Zone der Kiefernwälder ab. Derzeit beginnt seine Sprache auf einer Höhe von 2493 m über dem Meeresspiegel. Die Oberfläche des unteren Teils des Gletschers ist mit einer 2-3 cm dicken Kiesschicht und kleinen Steinfragmenten bedeckt. Der Gletscher zieht sich jedes Jahr um durchschnittlich 31 m zurück und hinterlässt riesige Massen von „totem“ Eis. Sein Gesamtrückzug während des Beobachtungszeitraums beträgt 2184 m.

Wenn Sie eine Kletterausrüstung dabei haben, können Sie an den Felsen entlang über Geröll und Moräne bis zum Gletscher klettern. Aber es muss daran erinnert werden, dass sich Eis unter einer dünnen Schicht aus Steinen und Lehm befindet. Eine solche Reise kann durch ständige Steinschläge und Eisfälle sehr gefährlich sein.

Über die Herkunft des Wortes und des Namens Azau wird immer noch viel gestritten. Eine Version der Übersetzung von Balkar ist ein Ort, an dem es keine Menschen gibt. Professor der KBSU Dzhemaldin Kokov, der sich mit der Toponymie des Kaukasus beschäftigt, korreliert diesen Namen mit dem Namen eines Kriegers namens Asov, der hier einer Blutfehde entkommen ist. Khusein Zalikhanov, ein Anwohner und Kletterer, zerlegt den Ortsnamen in zwei Wörter az - selten und au (aush) - zu überqueren, zu überqueren, d.h. ein Ort, an dem sie selten die Berge überqueren. Es gibt auch eine dritte Übersetzung: den Pass der Asow (Asen), die hier angeblich im frühen Mittelalter gelebt haben.

Die überzeugendste Version des Namens wurde von einem alten Mann aus Balkar gegeben, der eine sehr plausible Geschichte erzählte. Benachbarte Stämme, die den Kamm überquerten, ärgerten die Einheimischen, stahlen Vieh und jagten nach Touren. Dann baten die Baksaner ihren Patron, den Besitzer dieses Landes, Prinz Atazhukin, ihnen Schutz zu gewähren. Der Prinz schickte einen berühmten Krieger namens Azao, dem es gelang, diese Überfälle zu stoppen. Aber der Brauch der Blutfehde zwang die Besiegten, Azao aufzulauern und mit ihm zu verhandeln. Er wurde auf einer Lichtung begraben, die die Baksaner Azau nannten. Diese Geschichte ist vielen alten Menschen bekannt. Azau kann aus dem Kabardischen als Iezu (azu) – geschickt und zaue (zao) – übersetzt werden, um zu kämpfen, zu kämpfen, das heißt, geschickt zu kämpfen.

Die Vergletscherungsfläche des Kleinen Azau beträgt 8,49 km², die Länge 7,58 km, die Dicke der Eisschale bis zu 100 m. vom Sattel des Elbrus bis zum "Shelter of Eleven" und "Shelter of Nine". ". Im Oberlauf des Kleinen Azau-Gletschers klaffen Eisbruchrisse.

Vom Kleinen Azau-Gletscher stürzt ein Wasserfall in einem mächtigen Strom ab. Hier, unter dem Gletscher, befindet sich ein kleiner See, aus dem ein Bach entspringt, die Luft riecht nach Schwefel, da das Wasser im Bach schwach mineralisiert ist.

ÜBERSICHT ÜBER NATUR, GEOGRAFISCHE LAGE UND ERLEICHTERUNG.

Die Elbrus-Region ist ein touristischer Name für einen Teil des Großen Kaukasus von den westlichen Zugängen zum Elbrus bis zum Einzugsgebiet des Flusses Chegem im Osten. Seine südliche Grenze verläuft entlang der Main Caucasian Range. Dies ist ein erstaunliches Land mit majestätischen Gipfeln, die mit Eiskappen bedeckt sind, malerischen Schluchten, zahlreichen Wasserfällen und einem milden Bergklima.

Die Kette der schönsten Gipfel des Haupt- und Seitengebirges mit Pässen, die nach Upper Swanetien führen, hat die Elbrus-Region zu einem der Hauptgebiete des Massentourismus, des Bergsteigens und des Skifahrens gemacht. Die felsigen Türme der wunderschönen Shkhelda, die mächtigen und majestätischen Massen der zweihörnigen Ushba, Gletscher und schneebedeckte Felder, die blendend in der Sonne funkeln, die Schönheit von Flusstälern und Schluchten, die mit hohen Kiefernwäldern und farbenfrohen Teppichen aus subalpinen und alpinen Wiesen bedeckt sind , reißende Gebirgsbäche ziehen ausnahmslos Kletterer und Touristen an. Die Morgendämmerung in den Bergen hinterlässt einen unvergesslichen Eindruck. IN gutes Wetter, sobald sich die Dunkelheit der Nacht auflöst, werden die schneebedeckten Gipfel in eine zarte Farbpalette von Smaragdgrün und Hellviolett über Rosa, dann Feuerrot und schließlich Silber gemalt.

Das ist hier, in der Lateral Range das höchste Gebirge des Großen Kaukasus, seine Perle - Elbrus, das ist ein zweiköpfiger Kegel eines erloschenen Vulkans. Seine Bergkette besteht aus tiefen kristallinen Gesteinen - Graniten, Gneisen sowie Gesteinen vulkanischen Ursprungs - Tuffen und Diabasen. Die Höhe des westlichen Gipfels beträgt 5642 m, der östliche 5621 m. Der Elbrus ist durch den Khotutau-Kamm mit dem kaukasischen Hauptkamm verbunden.

Den majestätischen Eindruck hinterlassen andere "Fünftausender" und "Viertausender": 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).

Die meisten Hänge des Elbrus (bis zu einer Höhe von 4000 m) sind sanft, dann erreicht die Steilheit durchschnittlich 35 Grad. Einige Hänge sind steil und steil. Im oberen Teil ist der Südhang des Elbrus relativ flach, wird aber bereits ab einer Höhe von 3.800 m und darunter stärker zerklüftet. Der Südhang ist durch steile Felsgebiete bis zu einer Höhe von 600-700 m, eine beträchtliche Anzahl von Eisfällen und Rissen auf zahlreichen Gletschern gekennzeichnet.

Auch an den Nord- und Westhängen des Elbrus gibt es viele Risse, steile Felseisabschnitte, Eisfälle und Gletscherrutsche. Seine östlichen Hänge sind gleichmäßiger. Es gibt Bedingungen für die Ansammlung von Schnee in großen Mengen.

Die Elbrus-Region ist berühmt für ihre malerischen Schluchten auf einer Höhe von 2000 m über dem Meeresspiegel und mehr.. Der größte von ihnen - Baksan-Tal. Von Nordosten hat es einen offenen, sich allmählich erweiternden Ausgang. Schnelle Bäche von Gebirgsflüssen tragen eine große Anzahl von Steinen ins Tal und bedecken die Auenabschnitte des Baksan-Flusses und seiner Nebenflüsse.

Oberhalb von 3.500 m über dem Meeresspiegel sind eiszeitliche Landschaftsformen weit verbreitet. Gletscherfreie Flächen sind mit Moränen bedeckt. Gletscherzirkusse, Moränen, Seen mit smaragdblauem Wasser - Charakterzüge Entlastung des Elbrus-Hochlandes.

In niedrigeren Lagen (3500-2100 m) an den Hängen der Kämme gibt es viele Steinbrocken mit weißen Flecken schmelzender Schneefelder. Schäumende Wasserfälle stürzen von steilen Felsvorsprüngen herab.

Elbrus-Region - ein Gebiet mit aktiver Lawinenaktivität. Schneelawinen tragen zusammen mit riesigen Schneemassen eine große Menge Steinbrocken von den Bergen weg und tragen sie an den Fuß der Hänge, wo sie riesige Schwemmkegel bilden. Lawinen Anderer Typ, Größe und Dicke steigen besonders häufig von den steilen Hängen des Terskol-Flusstals ab, der Oberlauf des Azau-Tals ist ebenfalls lawinengefährdet, wo sich viel Schnee ansammelt. Schneelawinen entwickeln eine enorme Gleitgeschwindigkeit, eine Luftwelle und eine enorme Zerstörungskraft.

Eine große Anzahl von sich bewegenden Geröllhalden, Steinschlägen und Lawinenhängen verlangen von allen Touristen, dass sie sich beim Wandern in den Bergen strikt an die Sicherheitsregeln halten.

MODERNE VERGLASUNG. große Gebiete, ab einer Höhe von 3.500-4.000 m, sind von Gletschern besetzt, die im Kaukasus ein Hauptzentrum der modernen Vereisung bilden.

77 Gletscher weichen von der Elbrus-Eiskappe ab. Die Dicke des Eises erreicht an einigen Stellen 400 m. Die Fläche der Elbrus-Vereisung beträgt 144,5 km². Zum Vergleich ist anzumerken, dass die Gesamtfläche der Vergletscherung des Großen Kaukasus 2000 km² beträgt, oder etwa 1,5% der gesamten Fläche des Großen Kaukasus. Gesamtzahl im Großen Kaukasus registrierte Gletscher - 1400.

Gletscher sind der wichtigste landschaftsbildende Faktor im Zentralkaukasus. Unter ihrem direkten Einfluss Eigenschaften Relief, Klima, Boden und Vegetationsbedeckung. Moderne Gletscher befinden sich in einem langsamen Rückzugsprozess. So haben sich die Gletscherflächen seit 1887 verringert und die Zungen um durchschnittlich 80-90 m zurückgezogen.

Das Folgende ist Eigenschaften der bedeutendsten Gletscher der Elbrus-Region.

Großer Azau. Vergletscherungsgebiet - 23 km², Länge - 9,28 km. Es beginnt an den Felsen der Kyukurtlu-Ausläufer. Die westliche Grenze des Gletschers verläuft vom Kamm des Hotyutau-Zirkus bis zu den Gipfeln von Ullukambashi und Azaubashi. Mitte des 19. Jahrhunderts stieg dieser Gletscher talabwärts in die Zone der Kiefernwälder ab. Derzeit beginnt seine Sprache auf einer Höhe von 2493 m über dem Meeresspiegel. Die Oberfläche des unteren Teils des Gletschers ist mit einer 2-3 cm dicken Kiesschicht und kleinen Steinfragmenten bedeckt.

Der Gletscher zieht sich jedes Jahr um durchschnittlich 31 m zurück, sein Gesamtrückzug im Beobachtungszeitraum beträgt 2184 m.

Klein Azau. Die Vergletscherungsfläche beträgt 8,49 km², die Länge 758 km, die Dicke der Eisschale bis zu 100 m. Shelter Eleven und Shelter Nine.

Garabaschi. Vergletscherungsgebiet - 5 km², Länge - 4,09 km. Der Gletscher beginnt mit einem riesigen Schneefeld am Südosthang des Elbrus.

Terskol. Vergletscherungsgebiet - 7,56 km², Länge - 7,02 km. Nach verfügbaren Daten zog sich der Gletscher zwischen 1911 und 1956 um 390 m zurück und endet jetzt in vier kleinen Zungen in Höhen von 3.160 bis 3.367 m.

Irik. Vergletscherungsfläche - 10,19 km², Länge - 9,31 km. Das Nahrungsgebiet sind die südöstlichen Hänge des Elbrus-Gipfels. Dies ist einer der am leichtesten zugänglichen Gletscher. Immer wieder besucht von vielen Forschern und Glaziologen. Nach verfügbaren Daten zog er sich von 1887 bis 1956 um 125-150 m zurück, und für den Zeitraum von 1956 bis 1958, dh in nur zwei Jahren, betrug der Rückzug 34 m.

Irikchat. Vergletscherungsfläche - 1,79 km², Länge - 2,67 km. Und auch dieser Gletscher ist im Volumen deutlich reduziert und geht zurück. Seit 1887 hat sich seine Länge um 1260 m verringert und es gibt viele Risse auf seiner Oberfläche.

KLIMA. Es entsteht unter dem Einfluss eines scharf präparierten Kontrastreliefs in großer Höhe. Wenn es in der Ebene kontinental ist, dann herrscht hoch oben in den Bergen Polarkälte. Die Eis-Schnee-Kappe des Elbrus wird Kleine Antarktis genannt. Auch im Hochsommer gibt es Minustemperaturen. Aber einige von Bergen geschützte Täler haben ihr eigenes Mikroklima. Es gibt mehr als 300 sonnige Tage in einem Jahr. Der Winter ist warm und trocken.

Je höher die Berge, desto strenger das Klima, aber die Zerlegung des Reliefs bestimmt Abweichungen vom allgemeinen Muster.

Die zentrale Lage zwischen den Gebirgszügen des Großen Kaukasus, hohe absolute Höhen über dem Meeresspiegel und große Höhenunterschiede prägen das Klima der Region mit kontinentalen Merkmalen. Der Einfluss der Nordwest- und Westwinde aus dem Schwarzen Meer ist hier aufgrund des Schutzes der Seiten- und Hauptkette deutlich abgeschwächt, daher ist die Elbrus-Region im Vergleich zum Westkaukasus durch eine deutliche Zunahme der Trockenheit gekennzeichnet das Klima.

In Verbindung mit der großen Schroffheit des Reliefs gewinnen lokale Faktoren bei der Klimabildung eine herausragende Bedeutung: Höhe, Steilheit der Hänge, Geländeformen usw. Gleichzeitig ändern sich alle klimatischen Indikatoren dramatisch: Strahlungsintensität, Windverhältnisse, Lufttemperatur und Luftfeuchtigkeit .

Jede Höhenzone hat ihre eigene klimatische Besonderheiten. Nimmt mit der Höhe deutlich ab Atmosphärendruck- In den oberen Grenzen bis zu 25% nimmt der Gewichtsgehalt an Sauerstoff ab, die Intensität der Sonnenstrahlung, insbesondere der UV-Strahlung, nimmt zu. Bei Bergtouren sollten diese Umstände berücksichtigt werden, um Überhitzung und Sonnenbrand zu vermeiden.

Der Luftdruck in Höhe von 2000 m, der 550-560 mm entspricht, hat keine merkliche Wirkung auf den menschlichen Körper. Beim Klettern bereits in einer Höhe von 3000-4000 m oder mehr beginnt es, sowie verdünnte Luft zu beeinträchtigen, was zu Anzeichen von Höhenkrankheit führt.

Die klimatischen Bedingungen in den Tälern (Azau, Terskol, Cheget) werden weitgehend durch die Tiefe des Tals und seine "Isolierung" von der allgemeinen Zirkulation bestimmt, wodurch die durchschnittlichen täglichen Schwankungen der Lufttemperatur relativ groß sind - 19-22 Grad warme Winde, die von den Bergen in die Täler wehen. Mit ihnen ein klares trocken warmes Wetter im Sommer und im Winter auftauen. Zu beachten ist, dass bei Tauwetter die Lawinengefahr zunimmt.

Im Winter ist der Oberlauf des Baksan-Flusstals einer der größten warme Orte liegt auf einer Höhe von 2150 m. In dieser Hinsicht ist Terskol nach Kheyrabad an zweiter Stelle am Ufer des Kaspischen Meeres. Je nach Temperaturregime liegt Tsey in der Nähe des Baksan-Tals und in Zentralasien - Upper Gorelnik (in der Nähe von Alma-Ata). Generell zeichnet sich das Elbrus-Gebiet durch relativ hohe Tageslufttemperaturen aus.

Die relative Luftfeuchtigkeit ist relativ hoch. Im Durchschnitt sind es 67-70%. Dies ist jedoch etwas niedriger als in Pjatigorsk (79 %) und etwa gleich hoch wie in Sotschi (70 %). Gleichzeitig ist zu beachten, dass die Luftfeuchtigkeit im Oberlauf des Baksan tagsüber auf 47% sinkt, die durchschnittliche Tagesluftfeuchtigkeit ist 20% niedriger als in Pjatigorsk.

Große Transparenz der Luft und eine beträchtliche Anzahl von Sonnenstunden schaffen schöne Wetter sowohl Sommer als auch Winter. Die meisten klaren Tage sind im Oktober-November (30%), weniger im April-Juni (10%). Ein leichter Nebel, der gegen Nacht von den Bergen ins Tal hinabsteigt, löst sich tagsüber auf, und in Abwesenheit westlicher Luftströmungen ist der ganze Tag gut, klares Wetter. In Bezug auf die Anzahl der Sonnentage steht die Elbrus-Region solchen Ferienorten wie Tsey, Dombay, Teberda, Krasnaya Polyana nicht nach.

Die durchschnittliche jährliche Niederschlagsmenge beträgt 620 mm, obwohl sie in einigen Jahren auf 945 mm ansteigen kann. Gewitter sind im Frühsommer recht häufig.

Die Schneedecke wird im November hergestellt, in den Tälern liegt sie bis etwa Mitte April, in der alpinen Zone - bis Mai-Juni. Über dem Niveau von 3000-3500 m sogar am wärmsten Sommermonate Schneefälle sind möglich, und mit Wind und Schneestürmen - in allen Sommermonaten.

Während des Jahres herrschen in allen Höhenlagen Westwinde vor. Sie tragen zur Bildung von Schneegesimsen auf den Kämmen von Cheget, Shkhelda, Nakra, Donguz-Orun bei. Außerdem sind in den Tälern Berg-Tal-Winde unter dem Einfluss lokaler Faktoren typisch. Da das Baksan-Tal in Breitenrichtung langgestreckt ist, ergänzen sich die darin entstehenden Bergtalwinde und die Winde der oberen Atmosphärenschichten.

Die Unterschiede in der Windaktivität in Abhängigkeit von der Höhe des Geländes sind sehr groß. Für Gebiete unter 3.000 m ist ruhiges Wetter typisch. In Terskol und Azau in der Regel Sturmwinde kann nicht sein. Wenn Sie nach oben gehen, steigt ihre Wahrscheinlichkeit.

Sturmwinde (bis zu 15 m/s) und sogar Orkanstärke werden oft am Shelter of Eleven beobachtet. Im Winter, wann niedrige Temperaturen Und tiefer Schnee Dies macht das Klettern nach oben sehr schwierig. Die Temperatur im Februar sinkt auf -40 Grad bei einem Wind von 40 m/s.

Die klimatischen Bedingungen der Elbrus-Region tragen maßgeblich zur Entwicklung des Tourismus, des Bergsteigens und des Skifahrens bei. Die beste Zeit zum Skifahren ist Ende Dezember - Ende März. Für Bergsteiger ist die warme und sichere Zeit des Jahres am günstigsten, wenn es weniger Lawinen und Steinschläge gibt, also von Anfang Juni bis Ende September und sogar Anfang Oktober. Touristische Ausflüge, Wanderungen und Spaziergänge in der Elbrus-Region finden vom 15. Juli bis 15. September statt.

FLÜSSE. Zahlreiche Quellen, Bäche, Flüsse werden in Gletschern geboren, die ihr Wasser hineintragen der Hauptfluss der Elbrus-Region - Baksan. Dies ist einer der größten Nebenflüsse des Terek, der in das Kaspische Meer mündet. Baksan entsteht aus dem Zusammenfluss der Flüsse Big und Small Azau, Terskolak und Donguzorun. Er und seine zahlreichen Nebenflüsse sind typische Gebirgsflüsse mit einem sehr turbulenten und lauten Verlauf. Der Einfallswinkel im Oberlauf beträgt 70 m pro 1 km. Wie alle Gebirgsflüsse, die von Schneegletschern ernährt werden, sind der Baksan-Fluss und seine Nebenflüsse besonders voll fließend Sommerzeit(im Juli-August). Bei Regen steigt der Wasserspiegel merklich an. Sie haben das niedrigste Niveau im Winter (Dezember - Januar), dh während der Zeit des geringsten Gletscherschmelzens. Aufgrund der turbulenten Strömung gefriert das Wasser in den Flüssen jedoch auch im Winter nicht.

Sehr malerisch sind die Seitentäler der Nebenflüsse des Baksan. Die Natur jedes von ihnen ist einzigartig, sie fällt durch die Neuheit der Landschaften ins Auge. Einige Täler sind durch Wasserströme erschlossen, andere sehen aus wie Schluchten.

Unten ist eine kurze Merkmale einiger der größten Nebenflüsse des Baksan.

Donguzorun ist der rechte Nebenfluss des Baksan. Er wird von Gletschern des Kaukasischen Hauptkamms und seinen ausgehenden Ausläufern gespeist. Das Flusstal ist malerisch, mit Pinienwäldern bedeckt. Im oberen Teil der Schlucht bilden der Donguzorun-Fluss und der große Medvezhiy-Strom zusammen den Donguzorunkel-See (übersetzt aus Balkar - "der See, in dem Schweine baden"). Auf den Hochgebirgswiesen weidet Vieh.

Yusengi- der rechte Nebenfluss des Baksan. Das Yusengi-Tal im Osten ist durch Pässe mit den Tälern Adylsu und Shkhelda verbunden. In seinem Oberlauf gibt es eine beliebte Route über den Becho-Pass nach Svaneti ins Dolra-Tal. Im Westen und Nordwesten liegen die Täler der Flüsse Kogutai und Donguzorun. Die ältesten alpinen Lager des Landes - "Baksan" und "Northern Shelter" Becho befinden sich im Yusengi-Tal. Gletscher speisen den Fluss mit Gesamtfläche etwa 7 km², die von den Gipfeln von Donguz-Orunbashi und Yusengibashi herabfließen.

Adylsu- der rechte Nebenfluss des Baksan. In seiner Schlucht wachsen dichte Wälder, hauptsächlich Kiefern. Im Unterholz wachsen viele Himbeeren. 24 Gletscher mit einer Gesamtfläche von 20 km² speisen diesen Fluss. Der größte von ihnen ist Shkheldinsky. In der Adylsu-Schlucht befinden sich die Alpenlager "Adylsu", "Shkhelda", "Dzhan-Tugan", Sommerunterkünfte, Kontroll- und Rettungsstationen. Dies ist einer der beliebtesten Orte für Touristen.

Adyrsu- der rechte Nebenfluss des Baksan. Die Gletscher, die den Adyrsu speisen – und es gibt mehr als 40 von ihnen – fließen von den Nordhängen des Kaukasischen Hauptgebirges herab. Aus

Im Baksan-Tal ist die Adyrsu-Schlucht durch eine 200 Meter hohe Felsstufe getrennt. Der Fluss "durchschnitt" hier eine enge Schlucht. Die Länge der Schlucht von der Mündung bis zum Gletscher beträgt 14 km. Hier wachsen dichte Kiefernwälder mit einer Beimischung von Harthölzern. Das Unterholz besteht aus Dickichten von Berberitzen, Himbeeren, Johannisbeeren und Stachelbeeren. Von der Adyrsu-Schlucht aus können Sie interessante Wanderungen nach Mestia, Adylsu-Schlucht, Bezengi-Schlucht usw. unternehmen.

Das Adyrsu-Tal wird auch oft von Touristen besucht, in seinem Oberlauf befinden sich die alpinen Lager "Dzhailik" und "Ullutau".

Tyutjus, auch der rechte Nebenfluss des Baksan, entspringt dem gleichnamigen Gletscher, der von den Nordhängen des Adyrsu-Kamms herabfließt. Einer der bedeutendsten Gletscher im Einzugsgebiet des Tyutyusu-Flusses - Big Tyutyu hat eine Länge von etwa 9 km. Im Flusstal wachsen Kiefernwälder, es gibt Dickichte von Himbeeren und Berberitzen. Das Tyutyusu-Tal ist durch den Studenchesky-Pass am nördlichen Ausläufer des Sulluk-Gipfels mit dem Sabalyksu-Flusstal verbunden.

Azau mündet links in Baksan. Das Nahrungsgebiet dieses Flusses sind die Gletscher der Seiten- und Hauptkette. Die bedeutendsten von ihnen sind Terskol, Garabashi, Big und Small Azau. Der Oberlauf des Flusses durch die Pässe Chiper und Chiperazau ist mit dem Nenskra-Tal verbunden. Im Westen wird das Tal vom Gletscher Bolshoy Azau begrenzt. Rechts vom Chiperazau-Gletscher erhält der Azau-Fluss seinen einzigen Nebenfluss.

Irik- der linke Nebenfluss des Baksan - entspringt dem gleichnamigen Gletscher. Die Täler des Irik und seines linken Nebenflusses, des Irikchat, liegen zwischen den südöstlichen und östlichen Ausläufern des Elbrus. Sie werden durch den Achkeryakolbashi-Sporn (3.820 m) getrennt. Das hängende Tal des Irik ist durch eine felsige Mündungsstufe vom Baksan-Tal getrennt. Hier bildet der Fluss eine tiefe enge Schlucht. Das Irik-Tal ist eines der schönsten in der Elbrus-Region. Es gibt Auslässe von Narzan-Quellen. Vom Gipfel des Irikchatbashi eröffnen sich wunderbare Ausblicke auf Ushba, Shkhelda und andere Gipfel.

Kyrtyk- der linke Nebenfluss des Baksan. Die Täler des Kyrtyk und seines Nebenflusses Syltrans liegen zwischen dem östlichen Ausläufer des Elbrus und dem Kyrtyk-Kamm. In der malerischen Schlucht von Kyrtyk wurden Ruinen mittelalterlicher Gebäude und Befestigungen sowie Spuren der Besiedlung einer alten Person gefunden, Wege, die stellenweise mit Steinplatten gesäumt sind. Entlang des Syltransu-Flusses, entlang des Bergpfades, können Sie zum malerischen Syltransköl-See aufsteigen. Seine Fläche beträgt etwa 30 Hektar. Das Kyrtyk-Tal ist eines der meistbesuchten von Bergtouristen.

MINERALQUELLEN. Kabardino-Balkarien ist auch reich an Mineralwasser, darunter Thermalwasser. In der Elbrus-Region konzentrieren sie sich hauptsächlich auf den Oberlauf des Baksan-Flusses und seiner Nebenflüsse Irik und Adylsu sowie auf das Malka-Tal. Die Anwohner verwenden sie seit langem zur Behandlung ihrer Beschwerden.

Familien kamen hierher, bauten primitive Hütten und Schuppen, holten Wasser und ruhten sich im Schoß der Natur aus. Die Behandlungen waren sehr einfach. Der Patient wurde in ein selbstgemachtes Bad mit Mineralwasser gelegt, dann wurde er in eine Hütte gebracht und in Umhänge gehüllt, um ihn zum Schwitzen zu bringen. Zum Essen brachten sie Essen mit, trieben lebendes Vieh.

Die erste wissenschaftliche Erwähnung der Mineralquellen des Elbrus findet sich 1829 in den Schriften von Kupfer. Dann hat sich viele Jahre lang keiner der Wissenschaftler und Forscher mit dem Problem befasst Mineralwasser Elbrus. Und erst mit dem Beginn des Studiums und der Entwicklung des Elbrus beginnt parallel das Studium der heißen Quellen.

Einen bedeutenden Beitrag zum Studium und zur Erforschung der Mineralwässer des Oberlaufs des Baksan leistete der berühmte Geologe S. P. Solovyov, der 1936 eine geologische Karte der Elbrus-Region erstellte und Mineralwasseraufschlüsse darauf einzeichnete.

Die Mineralquellen in der Region Adylsu sind heute die am besten untersuchten. Ihre ernsthafte Untersuchung wurde 1931 vom staatlichen balneologischen Institut und dem radiologischen Labor von Pjatigorsk durchgeführt.

Die Quellengruppe auf der rechten Uferterrasse des Baksan-Flusses in der Nähe des Dorfes Tegenekli ist für Massenbesuche am besten zugänglich. Diese Lichtung mit einer Fläche von etwa 3 Quadratkilometern, umgeben von Kiefern- und Birkenwäldern, wurde "Narzans' Glade" genannt. Darüber hinaus gibt es im Oberlauf des Baksan zahlreiche Aufschlüsse von Mineralquellen.

Alle Mineralquellen der Elbrus-Region haben eine andere chemische Zusammensetzung, und kann daher verwendet werden, um die meisten zu behandeln verschiedene Krankheiten. So, Irik-Quellen- Kohlensäure-Eisen, Carbonat, Calcium-Magnesium. Adyl-Mineralwasser- Kohlensäure-Eisen, Bicarbonat-Chlorid, Kalydium-Natrium. Die Gewässer der „Narzan-Lichtung“- Eisenkohlensäure, Bicarbonat-Chlorid, Natrium-Calcium.

Studien der Narzane der Elbrus-Region zeigten, dass sie den berühmten Gewässern von Pyatigorsk, Essentuki, Kislovodsk nicht unterlegen sind. Daher können zukünftig die Mineralwasserreserven der Elbrus-Region genutzt werden medizinische Zwecke. Der Schutz der Natur dieses Territoriums ist sehr wichtig, da die Mineralquellen der Elbrus-Region eine direkte Verbindung zu den kaukasischen Mineralwässern haben. Dies ist das Ursprungsgebiet der berühmten Narzans, ihre Ursprünge.

VEGETATION. Die Flora der Elbrus-Region ist reich und vielfältig. Die zentrale Lage im Kaukasus sowie die außergewöhnliche Vielfalt an Relief, Temperatur, Feuchtigkeit und ganz zu schweigen von der großen Vielfalt der Böden tragen zur Entwicklung einer Vielzahl von Landschaften bei. Die Uneinigkeit einzelner Schluchten und Becken trägt zur Bildung endemischer und zur Erhaltung von Reliktarten bei.

Darüber hinaus ist die Natur der Elbrus-Region durch eine Kombination in der Tier- und Pflanzenwelt von Arten geprägt, die typisch für die Steppen-, Mittelmeerregionen Westasiens sind.

Die vertikale Zonalität des Klimas bestimmt die vertikale Zonalität der Vegetationsbedeckung.

Kraftgürtel Nadelwälder wird durch einen schmalen Streifen von Gehölzen und Buschwäldern ersetzt, die allmählich in den Gürtel der subalpinen und dann alpinen Wiesen übergehen. Letztere grenzen direkt an die Schnee- und Firnfelder.

Die Flora der blühenden und höheren Gefäßpflanzen von Kabardino-Balkarien umfasst etwa 3.000 Arten, was 50 % der Arten ausmacht, die im gesamten Kaukasus wachsen.

Die Täler und unteren Teile der Hänge bis zu einer Höhe von 2.600-2.700 m sind mit hohen Kiefernwäldern bedeckt. Die Beimischung anderer Arten in ihnen ist unbedeutend: Es gibt Birke, Eberesche, Weide. Im Unterholz - Wacholder, Berberitze, Wildrose, in feuchteren Lebensräumen - Johannisbeerdickicht.

An den Orten der Lawinen sind Wälder mit kleinblättrigen Arten üblich: Birke, Eberesche, Espe, Vogelkirsche. Es überwiegen Birkenwälder mit Rhododendren, manchmal reine Rhododendren, die dichte, undurchdringliche Dickichte bilden. Rhododendron ist ein Relikt aus dem Tertiär, ein Strauch mit ledrigen, immergrünen Blättern von bis zu 150 cm Höhe, der besonders schön während der Blütezeit - Anfang Juni - ist. Große weiß-rosa oder cremefarbene Blüten, gesammelt in großen Blütenständen, verleihen dem Hang eine ungewöhnliche Eleganz und Farbigkeit.

An feuchten, schattigen Plätzen wachsen verschiedene Farne in Hülle und Fülle, in der Nähe, wo es etwas heller ist, gibt es Dickichte aus lipolytischem und medizinischem Baldrian, Schirmanemonen und kaukasischen Badeanzügen. Hier findet man auch üppige Blütensträuße aus dem Einzugsgebiet. Dickichte von subalpinem hohen Ringergras, verschiedene Arten von Kreuz, große kaukasische Glockenblumen mit einer Höhe von bis zu 100-150 cm sind entlang von Bächen und Abflüssen charakteristisch.

Auf den Gehölzen und über dem Waldgürtel erfreuen helle Teppiche subalpiner Wiesen das Auge. Eine bunte Streuung von roten, gelben, blauen Blumen schafft einen unvergesslichen Anblick. Die Artenzusammensetzung dieser Wiesen ist überraschend reich, einige Kornblumen - rosa und weiß - mehrere Arten. Im zeitigen Frühjahr, sobald der Schnee schmilzt, sind die aufgetauten Flächen des Südhangs vollständig mit blühendem Merender bedeckt. Etwas später erscheint an denselben Hängen das kaukasische Haselhuhn mit zarten, tulpenartigen Blüten. In der Nähe der Bäche gibt es durchgehende Primel-Dickichte, von denen es mehrere Arten gibt.

Almwiesen sind auch auf ihre Weise gut. Vor dem Hintergrund grüner Seggen und Gräser heben sich ganze Inseln aus blauem Enzian ab. Ihre glockenförmigen Blüten sitzen auf sehr kurzen Beinen und stehen so dicht beieinander, dass sie aus der Ferne wie solide azurblaue Flecken erscheinen. Die kleinste aller Primeln ist auch gut - kalte Primel mit Schirmen aus blasslila Blüten. Mancherorts findet man auch großblütige Veilchen, deren blaue und gelbe Blüten sehr an unsere Garten-Stiefmütterchen erinnern.

Es ist sehr wichtig und notwendig, dass diese auffällige Buntheit der Hochgebirgswiesen in ihrer ursprünglichen Form für diejenigen erhalten bleibt, die nach uns hierher kommen.

TIERWELT. Tierwelt Auch die Elbrus-Region ist vielfältig. Bären werden in den Wäldern gefunden, Wölfe werden gefunden. Bereits in den 1950er Jahren wurden hier Schneeleoparden, wilde kaukasische Katzen, angetroffen.

An den Berghängen, auf den höchsten Graten, und jetzt sieht man die stattlichen Auerochsen. Sie versammeln sich normalerweise in Herden von 20-30 Köpfen. Das Gewicht des kaukasischen Tur erreicht 100-150 kg (für Männer) und 60-90 kg (für Frauen), die Farbe ist hellbraun, die Männer haben kräftige Hörner. Der kaukasische Tur ist die endemische Tierwelt des Kaukasus.

Eichhörnchen können im Kiefernwald gefunden werden. Nicht selten hier und so kleine Raubtiere, wie ein Baummarder, ein Frettchen, ein Maulwurf, eine Spitzmaus, und in den Spalten zwischen den Felsen finden Sie kleine Haufen duftenden Heus - Heuernte.

IN Waldgürtel viele Vögel. Es gibt Schwarzspecht, Wachtelkönig, Meise, Grasmücke, Dompfaff, Amsel, Bachstelze, Buchfink. Hoch am Himmel schweben Drachen, Hobbys, Lämmer. Im Dickicht des kaukasischen Rhododendrons können Sie das inzwischen selten gewordene kaukasische Birkhuhn verscheuchen. Anscheinend wanderten sie in die ruhigeren Weiten des kaukasischen Reservats aus. Es gibt kaukasische Schur mit buntem hellem Gefieder, Alpendohlen, Bergammer, Finken. In der Nähe von Geröll und Schnee können Sie Schneehähne (Bergtruthähne) sehen.

Das Hochgebirgseis des Kaukasus nimmt weite Gebiete ein. Wissenschaftler haben berechnet, dass sich alle Gletscher des Kaukasusgebirges (und es gibt mehr als 2.000 davon) auf einer Fläche von mehr als 1,5 Tausend Quadratmetern befinden. km. Der "eisigste" Ort ist der Große Kaukasus, und mehr als die Hälfte aller Gletscher des Gebirgssystems befinden sich zwischen zwei Bergen - Elbrus und Kazbek, dies ist eine Art "kaukasischer Kältepol".

Im Kaukasus gibt es riesige, tausend Jahre alte Gletscher, deren Betrachtung manchmal nur Kletterern möglich ist, und es gibt kleine, die sich in relativ zugänglichen Gebieten befinden, wo fast jeder sie sehen kann.

Bezengi-Gletscher

Der größte der Gletscher des Großen Kaukasus erstreckt sich über eine Fläche von über 36 km². km, seine Länge beträgt 17,6 km, die Unterkante beginnt auf einer Höhe von 2080 m über dem Meeresspiegel. Der Gletscher hat einen anderen Namen - Ullu chyran, was aus der karatschaiisch-balkarischen Sprache als "Großer Gletscher" übersetzt wird. Der Bezengi-Gletscher entspringt dem Berg Bezengi Wall und befindet sich in der gleichnamigen Region der Republik Kabardino-Balkarien im zentralen Teil des Großen Kaukasus. Es wird angenommen, dass dies einer der schönsten Gletscher im Kaukasus ist, aber es ist schwierig, dorthin zu gelangen: Er befindet sich an einem schwer zugänglichen und von der Zivilisation entfernten Ort. In der Nähe des Gletschers befinden sich fünf Berggipfel mit jeweils mehr als 5.000 m. Die Besteigung des Bezengi ist schwierig und gefährlich, Kletterer nennen diesen Abschnitt „Kleinen Himalaya“, aber auf einer Höhe von 3200 m werden österreichische Übernachtungen auf dem Gletscher organisiert. An den Zugängen zum Gletscher gibt es mehrere Lager, sowie ein alpines Lager, das „Bezengi“ genannt wird.

Dykh-Su

Der Dykh-Su-Gletscher ist etwas kleiner als der Bezengi-Gletscher und gehört ebenfalls zu Kabardino-Balkarien. Es umfasst einen Teil der Hänge der Berge Shkhara, Bashkhaauzbashi, Krumkol und Koshtantau; rechts schließt sich ein kleiner Ailama-Gletscher an. Dykh-Su speist den Fluss Dykhsuu, der aus der Zunge des Gletschers in einer Höhe von 2.070 m über dem Meeresspiegel entspringt und ein Nebenfluss des Cherek-Balkarsky-Flusses ist. Die Ausmaße von Dykh-Su (ein anderer Name ist Dykh-Kotyu-Bugoysu) sind beeindruckend: Die Länge beträgt fast 13,5 km und die Fläche 34 km². Gleichzeitig ist ein Fünftel davon mit Moräne bedeckt. Dykh-Su nimmt aktiv ab und ist in den letzten hundert Jahren um fast 2 km zurückgegangen.

Großer Azau

Der Große Azau- und der Kleine Azau-Gletscher bilden zusammen einen Baksan-Gletscher, aber häufiger wird er einfach Azau genannt. Dies ist vielleicht der berühmteste Gletscher im Kaukasus, weil er auf der südlichen Schulter des Elbrus liegt. Azau nimmt auch einen Teil des Khoti-Tau-Kamms ein. Der Gletscher wird aus vier Hauptarmen gebildet, jedoch schließen sich ihm mehrere Eisströme an verschiedene Seiten- so sieht es aus wie Alpengletscher.

Vor weniger als hundert Jahren stieg Azau auf eine Höhe von 2241 m ab und eroberte einen Teil der Wälder, die an den Hängen der Berge wuchsen. Einige Bäume brachen unter dem Eisdruck, andere froren in den Gletscher ein und wuchsen bereits im Eis. Heute ist Azau jedoch so weit zurückgegangen, dass die obere Grenze der Wälder mehrere hundert Meter von der Eiskante entfernt ist.

Azau ist bei Touristen sehr beliebt, es kann zu Fuß erreicht werden malerische Orte. Der Weg zum Baksan-Gletscher beginnt an der Azau-Lichtung am Fuße des Elbrus, wohin die Straße führt - Sie können mit dem Transport dorthin gelangen oder von der Terskol-Lichtung zu Fuß gehen. Der Ort hier ist lebhaft, die Sessel der Seilbahn, die zum Elbrus führt, werden fast über Ihnen vorbeiziehen. Entlang des Weges können Sie zum Fluss hinuntergehen, dann entlang des lichter werdenden Waldes, um die Schlucht mit bunten Felsen zu erreichen, von wo aus der Kleine Azau-Gletscher beginnt. Auf dem Gletscher entsteht ein Wasserfall, und dann erweitert die Schlucht ihre Grenzen und eröffnet Reisenden ein wunderschönes Panorama des Big Azau. Professionelle Kletterer erklimmen hier den Gletscher. Aber auch diejenigen, die nicht über professionelle Ausrüstung und Erfahrung verfügen, haben eine Chance, sich zu behaupten reines Eis- Dazu müssen Sie den Weg etwas weiter gehen, vorbei an dem Gebiet mit Moränen.

Gletscher Nordossetiens

Karaug

Der drittgrößte Gletscher im Kaukasus und der größte in Nordossetien gehört zur Kategorie der komplexen Talgletscher. Es stammt aus den Wilpatine Mountains, oder besser gesagt aus den Schnee- und Firnfeldern im Nordwesten dieses Gebirges. Die Länge des Karaugom-Gletschers beträgt mehr als 13 km, die eingenommene Fläche beträgt etwa 35 Quadratkilometer. km.

Karaugom liegt im Bezirk Irafsky der Republik Nordossetien. Ihn zu erreichen ist einfach. Aus Lokalität Dzinaga zum Gletscher - etwa ein Dutzend Kilometer. Dzinagi kann mit dem Auto erreicht werden, und ein regelmäßiger Bus fährt hier täglich von der Hauptstadt der Republik, Wladikawkas.

Kolka

Der Kolka-Gletscher liegt an den Nordhängen des Kazbek-Dzhimarai-Gebirges. Seine Länge beträgt etwas mehr als 8 km, seine Fläche 7,2 Quadratkilometer. km, er entspringt auf den Gipfeln des Mount Jimara (4.780 m) und die Zunge des Gletschers steigt auf 1.981 m ab.

Einer der berühmtesten Gletscher des Kaukasus hat einen unberechenbaren Charakter: in andere Zeit Die Spaltung kann sich stark nach vorne bewegen, was mit Eiseinbrüchen einhergeht oder Murgänge verursacht. Dieses Verhalten ist typisch für pulsierende Gletscher, zu denen Kolka gehört. Aufgrund dieser Eigenschaft sind viele tragische Geschichten mit dem Namen Kolka verbunden. Zum Beispiel verursachte 1902 ein scharfer Vormarsch eines Gletschers entlang des Tals des Genaldon-Flusses einen Schlammfluss aus Eis und Steinen, wodurch mehrere Dutzend Menschen und fast zweitausend Stück Vieh starben, und das balneologische Resort Karmadon war praktisch zerstört.

Genau 100 Jahre später ereignete sich eine viel schwerwiegendere Tragödie, die breite Öffentlichkeit fand. Am 20. September 2002 bewegte sich Kolka plötzlich, und ein Strom aus Schlamm, Eis und Steinen mit hoher Geschwindigkeit (150-200 km / h) bahnte sich seinen 20 km langen Weg im Tal des gleichen Genaldon-Flusses. Unterwegs hatte diese Eissteinlawine viele Erholungszentren und Dörfer. Infolge der Katastrophe kamen mehr als 120 Menschen ums Leben, die meisten von ihnen wurden nicht gefunden - 106 Menschen werden noch vermisst. Unter denen, die nicht gefunden werden konnten, befand sich auch das Filmteam des Schauspielers und Regisseurs Sergej Bodrow, der damals in der Karmadon-Schlucht den Film „Der Bote“ drehte. Rettungsbemühungen blieben erfolglos. 42 Personen aus dem Filmteam von Bodrov Jr. blieben für immer in der Schlucht von Nordossetien.