Zeměpisné souřadnice velkého ledovce Azau. Velké a malé ledovce Azau
Onehdy jsem úplnou náhodou narazil na velmi zajímavý článek o ledovcích Elbrusu. Již v roce 1972 ji napsal L. Rudakov. Publikováno v roce 1974 v knize „Poražené vrcholy 1972: Sbírka sovětského horolezectví“.
Elbrus často vidíme na fotografiích. Mnoho lidí, včetně mě, tam bylo. Co o něm víme?
Tento článek odpoví na mnoho otázek.
Fotky jsou moje jako vždy.
Pohled na Elbrus od severu.
Masiv Elbrusu se tyčí do nebeských výšek nad všemi ostatními vrcholy Kavkazu. Jeho sopečný kužel je pokrytý rozsáhlou pevnou ledovou skořápkou, která vypadá jako obrovský bílý klobouk, rozlomený na dvě koruny. Z jeho základny sestupují dlouhé jazyky ledovců hvězdicovitě údolími a proláklinami.
Na Elbrusu je 16 velkých ledovců. Po jižním svahu sestupují ledovce: Big Azau, Small Azau, Garabashi, Terskol, Irik a Irikchat. Severní svahy zahrnují: Ulluchiran, Karachaul, Ullumalgenderku, Ullukol, Mikelchiran, Berjalychiran a Chungurchatchiran. K západním svahům patří tři ledovce: Byutk-Tyube, Kyukurtlyu a Ullukam.
Největší délky dosahuje ledovec Great Azau. Jeho délka je 10 km. Jazyk tohoto ledovce sestupuje pod hranici lesa a dosahuje asi 2500 m absolutní výšky. Zároveň všechny ledovce na severním svahu Elbrusu končí v nadmořských výškách nad 3000 m. To je vysvětleno tím, že mohutné lávové proudy během několika sopečných erupcí zaplnily rozsáhlé prostory a zvedly povrch náhorních plošin obklopujících Elbrus do výše. úroveň.
Celková plocha fyzického povrchu zalednění Elbrus je 134,5 metrů čtverečních. km*.
Donedávna se předpokládalo, že tloušťka ledové skořápky na Elbrusu dosahuje několika set metrů. Jak však ukazují měření prováděná různými způsoby, tento názor na tloušťku jeho ledu byl obecně mylný.
Nyní bylo zjištěno, že skutečná tloušťka ledové pokrývky je zde malá. Soudě podle měření provedených na přibližně 500 bodech nebyla nikde zaznamenána mocnost firnového ledu větší než 150 m. Významnějších hodnot dosahuje v relativně malých oblastech v horních tocích údolních ledovců v nadmořské výšce 3600-4200 m. Zde je tloušťka ledu často 100 m i více. Jak nahoru, tak dolů z těchto oblastí se tloušťka ledové pokrývky zmenšuje. Například na vrcholových strmých svazích sopečného kužele je to převážně 20-40 m a pouze v sedle dosahuje 50 m. Významné oblasti východního sektoru Elbrusu mají tloušťku ledu menší než 50 m firnová oblast západní části zalednění, tloušťka ledu je převážně od 50 do 100 m.
Pohled na Elbrus z hory Cheget.
Údolní ledovce jsou největší v jejich horních tocích. V horní části tak velkých ledovců jako Bolshoi Azau, Irik, Ulluchiran dosahuje tloušťka ledu zpravidla 130-150 m směrem dolů tloušťka údolních ledovců postupně klesá a až v jejich koncové části prudce klesá.
Analýza údajů o tloušťce ledu v různých bodech zalednění naznačuje, že průměrná tloušťka ledové čepice Elbrus je přibližně 80 m.
Chcete odhadnout, jaký je objem a hmotnost ledu na Elbrusu? Výpočty ukazují, že celkový objem ledu Elbrus je přibližně 10,5-11,0 metrů krychlových. km a jejich hmotnost je 9-10 miliard tun. Je to hodně nebo málo? Vizuální znázornění zásob zakonzervované vláhy, které se zde nahromadily po staletí v důsledku nahromadění světlých sněhových vloček, poskytuje následující srovnání. Pokud roztaje všechen led Elbrusu, vytvoří se tolik vody, kolik může řeka Moskva poskytnout za tři roky.
Z této fotografie si můžete přibližně představit tloušťku ledu na Elbrusu.
Je známo, že led má plastické vlastnosti a při výrazné akumulaci se dostává do stavu neustálého, i když pomalého pohybu. Rychlost pohybu ledu závisí na mnoha faktorech. Na významné části ledové pokrývky Elbrus je povrchová rychlost pohybu ledu v létě 10-15 cm za den. Na povrchu údolních ledovců Bolshoy Azau, Terskol a Irik se led pohybuje rychlostí až 30-50 cm za den a blíže k vrcholům, zejména v oblasti mezi Shelter of Eleven (4055 m) a Pastukhovský kryt (4800 m), led sklouzne za den jen o několik milimetrů.
Pomalé sestupné proudění ledu a jeho destrukce během tání v ablační oblasti nevyhnutelně vede k neustálé obnově ledovců. Na Elbrusu s délkou největších ledových toků 8-10 km a průměrnou roční rychlostí jejich pohybu např. 10 cm za den se nově vytvořený led z firnu dostane na konec ledovců za 220-280 let .
Přibližně během této doby se většina zalednění Elbrusu zcela obnoví. Tam, kde je rychlost proudění nízká, tento proces trvá o něco déle. Nejstarší věk má se vší pravděpodobností nehybný led ležící na úpatí vrstev firnového ledu, který vyplňuje krátery Elbrusu.
Změny velikosti ledovců, jejich ústup a postup závisí na rozpočtu ledové masy. Pokud se za několik let v zaledněné oblasti usadí více pevných srážek, než roztaje led, pak je rozpočet kladný, a naopak, když tání převyšuje množství padajícího sněhu, je rozpočet záporný. V prvním případě mají ledovce tendenci postupovat a ve druhém ustupovat. Pokud jde o zalednění sopečných kuželů, a zejména Elbrusu, změny v jeho ledovcích byly ovlivněny nejen klimatickými faktory, ale také sopečnou činností v minulých dobách.
Výzkum v posledních letech ukázal, že během dávných erupcí opakovaně docházelo k nerovné „bitvě“ mezi ohněm a ledem, což vedlo k částečnému nebo úplnému zmizení ledovců v této oblasti Kavkazu.
Podle geologických údajů došlo k poslední vulkanické činnosti Elbrusu před 1,5-2 tisíci lety. Během této erupce se nakonec vytvořil východní vrchol, po kterém Elbrus získal svůj moderní vzhled.
S ukončením posledního výbuchu vulkanismu se zalednění nejen obnovilo, ale také začalo rychle růst. Ze strmých svahů poblíž vrcholu se led začal šířit do všech stran v dlouhých jazycích a vyplňoval horní toky údolí a prohlubní, mezi zmrzlými lávovými proudy.
Geomorfologické studie naznačují, že při expanzi zalednění byla někdy pozorována krátkodobá období mírného ústupu konců ledovců.
Stopy takové dvojnásobné redukce jsme našli na svazích pobřežních morén ledovců Kyukurtlyu a Mikelchiran.
Maximální rozvoj ledovců byl naposledy pozorován v polovině minulého století. Do této doby jejich konce postoupily daleko podél údolí a dosáhly nejnižších absolutních úrovní.
O něco později došlo v životě ledovců Elbrus k dramatickým změnám. Jejich „zdraví“ se začalo znatelně zhoršovat. Ledovce se začaly zkracovat a ztenčovat. V jejich dolním toku se na některých místech vytvořily velké masy „mrtvého“ ledu pokrytého pláštěm trosek. Po ztrátě schopnosti samostatného pohybu se „mrtvý“ led oddělil od těla ustupujícího ledovce.
Jako připomínku své někdejší velikosti zanechaly ledovce zářezy v podobě terminálních a pobřežních morénových hřbetů. Dodnes se dobře zachovaly a vzhledem k chybějícímu travnatému porostu ostře vystupují proti okolnímu pozadí.
Pohled na Elbrus z hory Musat-Cheri. Dombay.
Na dně mnoha údolí, která se za posledních 100-120 let zbavila ledu, se často nacházejí nižší (1-3 m vysoké) koncové morénové hřbety. Poukazují na to, že na pozadí všeobecné redukce ledovců v některých obdobích ledovce vykazovaly schopnost postupu.
Ve 20. století nastala dvě krátká období, kdy ledovce Elbrusu postupovaly. Jeden z nich pochází z let 1911-1914 a druhý z let 1927-1932.
Rychlost ústupu ledovců v prvních desetiletích jejich úbytku byla poměrně nízká, ale poté se zvýšila. Například ledovec na severním svahu Ulluchiran ustupoval v letech 1850 až 1889 průměrnou rychlostí 6,7 m za rok. Následně až do roku 1927 klesala ročně o 15,5 m a během následujících 30 let byla její průměrná roční míra ústupu 21,7 m.
Ze své nejnižší polohy, pocházející z poloviny minulého století, se konce ledovců Elbrus stáhly nahoru do údolí z 800 na 2000 m nebo více. Tloušťka jejich ledu se zmenšila o 20-60 m a jejich objem se zmenšil asi o čtvrtinu.
Bude se zalednění Elbrusu dále snižovat, jak dlouho jeho úbytek potrvá a zmizí zde ledovce úplně? Odpověď na tyto otázky naznačuje rozbor materiálů o proměnlivosti klimatických podmínek v minulosti.
V současné době je stále více přijímána teorie cyklického vývoje klimatu naší planety. Na základě mnoha znaků byl stanoven staletí starý – 1800 let – klimatický cyklus Země. V každém cyklu je vlna oteplování nahrazena vlnou ochlazování.
Země aktuálně zažívá období oteplování. Podle mnoha vědců ve staletí starém cyklu dojde k obratu k ochlazení v letech 2400-2500. To znamená, že ledovce se budou ještě dlouho zmenšovat. K jejich kontrakci však nedochází plynule, ale formou samostatných pulzací, tzn. Ústup ledovců je přerušován krátkodobými zpožděními a pohyby vpřed. Malé pokroky ledovců v teplém období staletého klimatického cyklu souvisí i s rytmičností klimatu, která se projevuje při kratších cyklech. Z toho 11letý a 100letý (sekulární) cykly spojené s posilováním a oslabováním sluneční aktivity byly stanoveny s velkou důvěrou.
Poslední maxima 11letého cyklu byla pozorována v březnu 1958 a 1969 a další se očekává v dubnu 1980.
Rytmy sluneční aktivity se odrážejí v mnoha přírodních jevech. Zajímavostí je, že během zimy na ledové základně 19. března 1958 jsme museli pozorovat hluboký „vzdych“ Elbrusu, ke kterému došlo právě v období maximální sluneční aktivity 11letého cyklu. Zde je to, co je napsáno v mém polním deníku o tomto vzácném jevu:
„Časně ráno se zimníci probudili z neobvyklého hlasitého hluku. Jeho zjevení v nerušeném tichu „bílého ticha“ se zdálo zvláštní a nepochopitelné.
Zpočátku si možná myslíte, že to byl zvuk letadla. Ale čas plynul a hluk, nyní sílící a nyní slábnoucí, neustával. Po pozorném poslechu zjistili, že hluk přichází ze směru od východního vrcholu. Přestože byl zahalen mraky, není pochyb o tom, že Elbrus je o sobě cítit.
Tento úžasný úkaz jsme hlásili vysílačkou do obce Terskol a od náčelníka záchranné služby N.A. Gusak dostal instrukce:
- Pro každý případ se připrav na sestup ze zimoviště.
Těžko říct, naštěstí nebo naneštěstí, v poledne hluk postupně odezněl."
O několik dní později přijel z Moskvy profesor G.K. Tushinsky, ctěný mistr sportu v horolezectví N.A. Gusak a autor těchto řádků vylezli do bočního kráteru východního vrcholu. V kráteru byly objeveny stopy „dýchání“ sopky, vyjádřené ve formě rychlého průniku plynů a horkých par.
Místy na povrchu sněhu byl pozorován slabý sirnatý povlak.“
Když se Elbrus v březnu 1958 „pohnul“, byly v Ázerbájdžánu současně pozorovány zesílené erupce bahenních sopek. Tuto náhodu lze jen stěží považovat za náhodnou. S největší pravděpodobností byly Elbrus a bahenní sopky kaspického pobřeží nuceny „probudit“ jednou kolosální slapovou silou, podléhající kosmickému rytmu.
Pohled na Elbrus od západu.
Velký ledovec Azau je největší ledovec v oblasti Elbrus. Nachází se v horním toku řeky Azau, v hluboké rokli, poblíž skal výběžků Kyukurtlyu. Západní hranice ledovce vede od hřebene cirku Khotyutau k vrcholům Ullukambashi a Azaubashi. Plocha zalednění je 23 km2, délka - 9,28 km. V polovině 19. století sestoupil tento ledovec údolím do pásma borového lesa. V současnosti jeho jazyk začíná ve výšce 2493 m n.m. Povrch spodní části ledovce je pokryt 2-3 cm vrstvou štěrku a drobných úlomků kamenů. Každý rok ledovec ustoupí v průměru o 31 m a zanechá za sebou obrovské masy „mrtvého“ ledu. Jeho celkový ústup za dobu pozorování je 2184 m.
Pokud máte s sebou horolezecké vybavení, můžete po skalách vylézt po suti a moréně až k ledovci. Ale je třeba si uvědomit, že pod tenkou vrstvou kamenů a hlíny je led. Taková cesta může být velmi nebezpečná kvůli neustálým skalním a ledopádům.
O původu slova a jména Azau se stále vede mnoho sporů. Jednou z možností překladu z Balkaru je místo, kde nejsou žádní lidé. Profesor KBSU Dzhemaldin Kokov, který studuje toponymii Kavkazu, dává toto jméno do souvislosti se jménem válečníka jménem Azov, který sem uprchl před krevní mstou. Místní obyvatel a horolezec Chusein Zalikhanov rozděluje toponymum na dvě slova az - zřídka a au (aush) - projít, křížit, tzn. místo, kde se jen zřídka přecházejí hory. Existuje i třetí překlad: průsmyk Azovů (Ásů), kteří zde údajně žili v raném středověku.
Nejpřesvědčivější verzi názvu uvedl místní starý Balkar, který vyprávěl velmi pravděpodobný příběh. Sousední kmeny překračující hřeben obtěžovaly místní obyvatele, kradly dobytek a lovily zubry. Pak Baksanové požádali svého patrona, majitele této země, prince Atazhukina, aby jim poskytl ochranu. Princ vyslal slavného válečníka jménem Azao, kterému se podařilo tyto nájezdy zastavit. Ale zvyk krevní msty donutil poražené číhat na Azaa a vypořádat se s ním. Byl pohřben na mýtině, kterou Baksanové nazývali Azau. Tento příběh zná mnoho starých lidí. Azau lze z kabardštiny přeložit jako Iezu (azu) - dovedně a zaue (zao) - bojovat, bojovat, tedy dovedně bojovat.
Plocha zalednění Malého Azau je 8,49 km2, délka 7,58 km, tloušťka ledové skořápky až 100 m V jazykové části má ledovec dvě římsy, které klesají do výšek 3050 a 3150 m. Napájecí nádrž ledovce zaujímá oblast od sedla Elbrus po „Úkryt jedenácti“ a „Úkryt devíti“. V horním toku ledovce Maly Azau zejí ledopádové trhliny.
Z ledovce Maly Azau se v silném proudu řítí vodopád. Zde pod ledovcem je malé jezírko, ze kterého vytéká potok Vzduch je cítit sírou, protože voda v potoce je slabě mineralizovaná.
Velký a malý, dva ledovce na Kavkaze. Pocházejí z běžného firnového pole na jižním svahu Elbrusu. A. Bolšoj (Baksanskij) - údolní ledovec 2,1 dl km,šířka cca 250 m Pokryté morénou. Končí ve výšce 2500 m, napájí pramen řeky Baksan. A. Malý - visutý ledovec, sestupuje v pruhu (do 1 km) po svahu do výšky 3140 m, Na povrchu je mnoho trhlin. Je zdrojem řeky Maly Azau (přítok řeky Baksan).
- - vrchol hory v pohoří Hlavního Kavkazu; jde z něj ostruha do Elbrusu. Výška - 3695 m. První část oronyma obsahuje Balkar az – „malý“, ayu – „chodit“. "Málo navštěvovaný vrchol"...
- - horský vrchol v severovýchodním výběžku Hlavního Kavkazu, v oblasti mezi řekami Azau a Donguz-orun. Z Balkaru: azau – „tesák“...
Toponymický slovník Kavkazu
- - horský průsmyk přes hlavní Kavkazský hřeben, od horního toku soutěsky Azau k hornímu toku Nenskry. Název odráží počáteční a koncový bod cesty tímto průsmykem - od soutěsky Azau do vesnice Chuberi na řece Inguri...
Toponymický slovník Kavkazu
- - horský vrchol v pohoří Main Kavkaz, v horním toku řeky Azau. Výška - 3862 metrů. Název vrcholu pochází z průsmyku...
Toponymický slovník Kavkazu
- - ledovec viz Baksan,...
Zeměpisná encyklopedie
- - Velký a Malý, dva ledovce na Kavkaze. Pocházejí z běžného firnového pole na jižním svahu Elbrusu. A. Bolshoi - údolní ledovec dlouhý 2,1 km, široký asi 250 m pokrytý morénou...
Velká sovětská encyklopedie
- - dva ledovce Velkého Kavkazu na Elbrusu: Azau Bolshoi, údolní ledovec; Azau Maly, visutý ledovec. Horolezectví...
Velký encyklopedický slovník
Na horním toku řeky Azau, nedaleko města Terskol, v jedné z hlubokých soutěsek leží ledovec Bolshoi Azau, jeden z největších ledovců v oblasti Elbrus. V poslední době dochází k ústupu ledovce Bolshoy Azau, v důsledku čehož se od něj oddělují velké vrstvy mrtvého ledu.
Mrtvý led je, když led v ledovci přestane téct a oddělí se od živého ledu tekoucího ke konci jazyka ledovce.
Údolí Azau leží těsně nad Terskolem a není těžké se k němu z vesnice dostat pěšky. Po cestě vyjdeme na velké mýtiny Azau. Než se dostanete na několik set metrů k nejbližším budovám na mýtině, měli byste odbočit ze silnice směrem k řece. Vyšlapaná cesta nás dovede k dolní stanici lanovky, která nám zůstává vpravo na jednom z morénových hřbetů vyrytých ledovcem.
K řece se od transportéru dostanete i po cestičce, ale bude to opravdu trochu strmé. Borový les postupně řídne a po chvíli vyjdeme na malý kopeček, ze kterého je vidět vstup do soutěsky Azau, sevřené z obou stran mohutnými skalami. Skály se od sebe velmi liší barvou: jedna z nich je složena z tmavých vulkanických hornin Elbrus, druhá ze světlejších hornin Hlavního Kavkazu. Po pravé straně cesty se tyčí velké šestiboké sloupy z tmavého diabasu.
Za oblačného počasí, kdy příroda zdůrazňuje černou barvu, jsou výhledy prostě neskutečné. Přitom o kousek dál, nad vesnicí Baksan, může jasně svítit slunce a dotvářet úplnost neskutečné krajiny Velkého Kavkazu.
Nedaleko skal střežících vstup do soutěsky Azau se do soutěsky vlévá vroucí proud ze sousedního ledovce Maly Azau. Poté se soutěska rozšiřuje, kousek vpředu je vidět velký ledopád, který je začátkem ledovce Bolshoi Azau, sestupujícího ze sousední náhorní plošiny Khotyutau. Musíte být opatrní: často se zde vyskytují kameny. Asi před čtyřiceti lety bylo při procházce Kavkazem na dně soutěsky vidět zlomený jazyk ledovce.
O hodinu a půl později, počítáme-li z mýtiny Azau, přecházíme malý potok vytékající z jezera pod ledovcem Small Azau. Samotné jezero se nachází výše na jedné z morén. Tady všude slyšíte sirné výpary - to je spící obří sopka Elbrus, která je stále naživu. Dále po proudu se do řeky vpravo vlévá potok vytékající z ledovce Chiperazau. Stezka se pak táhne dalších sto metrů, načež naráží na velkou tmavou hradbu z mrtvého ledu. Z velké jeskyně tvořené ledem hlučně vytéká silný proud.
Materiál našel a k vydání připravil Grigorij Lučanskij
Zdroj:Zalednění Elbrusu.Editoval doktor geografických věd, profesor G.K. Tushinsky.Moskevské univerzitní nakladatelství, 1968Obecné informace o zalednění Elbrusu
Kvantitativní údaje
Dosud prezentované kvantitativní údaje o zalednění Elbrusu jsou buď velmi zastaralé, nebo náhodné. Hlavním zdrojem jejich pořízení je kartometrická práce. Přesnost druhého závisí na přesnosti topografické mapy, na které se měření provádějí, a také na metodice provádění měření a jejich zpracování.
V roce 1887 byla vydána mapa, která sloužila jako podklad pro řadu kartometrických prací. Podle měření K. I. Podozerského (1911) byla celková plocha zalednění Elbrusu na této mapě 127,81 metrů čtverečních. versty nebo 145,7 km 2. Měření P. A. Ivankova (1960) na základě nové mapy sestavené v roce 1949 na základě leteckého snímkování 1946 tun poskytlo celkovou plochu zalednění Elbrusu 144,5 km 2; tento údaj zahrnuje také plochy všech oblastí nepokrytých sněhem a ledem v rámci firnového pole, kterých je asi 6 km 2. Snížení zaledněné plochy o 7,2 km 2 by měly být považovány za přibližné, protože zaprvé hranice zalednění na mapě z roku 1949 v některých případech zahrnovaly oblasti pokryté sněhem, ale přímo nesouvisející s oblastmi ledovců a firnových polí, a zadruhé mapy z let 1887 a 1949 gg. nejsou zcela srovnatelné, neboť byly získány odlišnými metodami zaměření a na jiném geodetickém základě.
Výsledkem práce expedice Elbrus Moskevské státní univerzity v rámci programu IGY pro oblast Elbrus byla nová mapa v mnohem větším měřítku, než bylo dosud k dispozici, na základě teodolitových průzkumných materiálů. Na základě této mapy byla v laboratoři leteckých fotometod Moskevské státní univerzity provedena nová měření zaledněné oblasti Elbrus a byly získány některé další charakteristiky. Při sestavování mapy byly použity podklady z terénní interpretace snímků a byla provedena terénní úprava sestavených tabletů. Při zakreslování vrstevnic ledovců do mapy byla použita metoda stereoskopického určování hranic pohyblivého a stacionárního ledu (pokud byly k dispozici opakované průzkumné materiály). Průzkumné materiály z různých let (1956-1960) byly zredukovány na jedno datum - 1957. Měření na nové mapě jsou proto oproštěna od hlavní chyby při určování oblastí zalednění P. A. Ivankova, spojené s nesprávným odrazem hranic zalednění. na mapě z roku 1949.
Obrázek 19. Diagram zalednění Elbrusu: 1) hranice ledovce: A) v ablační zóně, b) v akumulační zóně; 2 - ledové předěly mezi ledovci; 3 - hranice výškových zón (po 200 m); 4- číslo výškové zóny; 5 - hranice skupiny zón „vrchol Elbrusu“
Popis ledovců na jižním svahu
Velký ledovec Azau zaujímá nejzápadnější polohu (obr. 20). Oblast ledovce 19.20 km 2, délka 9,98 km, Poměr ledových a sněhových oblastí je 49,5 a 50,5 %. Ledovec začíná pod skalami výběžku Kyukurtlyu; jeho západní hranici tvoří skalnatý hřeben tzv. cirkusu Hotyutau. Z vrcholu Kyukyurtlyu jde hřeben do průsmyku Khotyutau a poté na vrchol Ullukambashi a vrchol Azaubashi. Tento hřeben má téměř poledníkový směr a pouze jižně od Ullukambashi tvoří hladký oblouk, který uzavírá zásobovací pánev velkého ledovce Azau.
Západní (návětrný) svah hřebene nemá velké zalednění. V rozlehlých karech zaříznutých do tohoto svahu jsou jen malé ledovce a sněhová pole. Na východním (závětrném) svahu až k hřebeni jsou sněhová pole, která zabírají téměř celou západní polovinu krmné pánve ledovce Bolshoi Azau. Napájecí nádrž ledovce se tedy nachází v závětrném stínu hřebene rozvodí; Ledovec získává významný podíl výživy akumulací větru. Horní část krmné nádrže leží v nadmořských výškách kolem 5000 m v rekrystalizační-infiltrační zóně. Zde se úseky skalních stěn střídají s nakloněnými stezkami nahromadění firnu.
Východní hranice krmné pánve ledovce Big Azau, která je ledovým předělem s ledovcem Malým Azau, probíhá téměř v poledníkovém směru podél hřbetu holocénního andezit-dacitu. Tato ledová propast relativně nedávno (po roce 1820) vyšla zpod ledu, který ji pokrýval, protože roztříštěné a inhibované ledové proudy, které kdysi protékaly ledovou propastí a napájely ledovec Bolshoi Azau, stále zůstaly. Nyní se ve společné krmné oblasti kdysi jediného Velkého a Malého ledovce Azau nacházejí malé reliktní ledovce, které způsobují nesprávné zakreslení hranic mezi ledovci. Horní část ledového předělu, vycházející ze západního vrcholu Elbrusu, je stále pokryta silným ledem, který je silně rozdrobený na strmém lávovém výběžku, v důsledku čehož se zde mezi souvislým polem vytvořil zvláštní ledový jazyk. led a firn. Další tání lávového hřebene by mělo vést k úplné izolaci krmné pánve ledovce Great Azau.
Na rozdíl od západní části ledovcové pánve, která je napájena vánicí, je její východní část zásobena ledem pocházejícím z rekrystalizační-infiltrační zóny. Vzhledem k zastavení toku ledu v tomto směru z akumulační oblasti ledovce Small Azau je zásobování východní části ledovce Big Azau v současné době nedostatečné. Střední část tohoto ledovce leží v rozsáhlé proláklině kolem 3500 m; zde je led vystaven na povrchu, nepokrytý vrstvou firnu. Toto je nejnižší ledový pás na Elbrusu. Ani po vydatných sněhových srážkách (12. srpna 1958) nezůstal na jejím povrchu sníh.
Jazyk ledovce Bolshoy Azau se nachází v úzké soutěsce, což přispívá k jeho přehrazení, což způsobilo XVIII - XIX století pohřeb ledového předělu mezi Velkým a Malým ledovcem Azau. Na jazyku ledovce se nachází strmý ledopád, který se shoduje s linií ledopádů Maly Azau, Garabashi a Terskol. Pod ledopádem se jazyk ledovce dostává do hluboké a poměrně úzké soutěsky, která má ve spodní části prudké zúžení. Právě v tomto místě vzniklo obrovské přehrazení celého ledovcového jazyka, jehož nárůst síly způsobil rychlý pohyb jazyka dolů údolím, jako tomu bylo ve střední XIX PROTI. Výšku ledovcové výplně údolí v minulosti dobře obnovují vysoké boční morény.
Moderní jazyk ledovce Bolshoi Azau je asymetrický: podél levé strany je jeho povrch nižší. Důvodem je přikrmování pravé strany ledovce navátým sněhem. Pod moderním koncem ledovce je dno údolí vyplněno mrtvým ledem, který se v současnosti zachoval pouze pod severním svahem.
Dá se předpokládat, že nový růst zalednění Elbrusu nezačne zvětšením ledové pokrývky a přesunem dolů do údolí konců ledovců. Spíše se na dně údolí v důsledku nahromadění lavinového sněhu budou lavinové kužely slévat do lineárně protáhlých těles, čímž vzniknou údolní ledovce. Na rozdíl od ledovců laviny reagují na silné sněžení okamžitě; proto se lavinové ledovce v soutěsce Bolshoi Azau mohou objevit rychleji, než jazyky sestoupí ze svahů Elbrusu. Důkazem této domněnky je skutečnost, že v současnosti se na jižním svahu západního Kavkazu, v údolích přítoků Chkhalty (Olugar), nacházejí lavinové ledovce ležící na dně podélných údolí na dně strmých svahů. , zatímco pod hřebenem hlavního kavkazského hřebene, který se nachází v relativní výšce 2 km, nejsou tam žádné ledovce.
První badatel, který v roce 1849 našel ledovec Bolshoi Azau ve fázi jeho největšího postupu dolů údolím, byl G. Abikh. Napsal, že ledovec vytvořil tlakovou morénu pokrytou stoletými borovicemi. Ledovec podle Abikha v těch letech sestoupil tak nízko, jako nikdy předtím: dosáhl zóny borového lesa (Abikh, 1871). Dirigoval nás v letech 1956 a 1957. průzkum dna nyní ustupujícího ledovce nás přesvědčí, že v roce 1849 byl ledovec v přehrazeném stavu a jeho konec, vytvářející obrovský tlak, byl vytlačen úzkou skalnatou soutěskou, díky čemuž nad soutěskou tloušťka ledu prudce vzrostl a dosáhl 200-300 m(obr. 21).
V červenci 1881 ledovec prozkoumal N. Ya Dinnik (1884), který poznamenal, že spodní část ledovce končí strmým svahem protínaným trhlinami. Je zajímavé, že Dinnik poukazuje na to, že pravá strana jazyka přiléhá k téměř strmým skalám a levá je ohraničena řadou paralelních morén dosahujících 63 m výška. Dinnikův výzkum umožňuje dospět k závěru, že již v roce 1881 byl zřetelně vyjádřen ústup ledovce, podél jeho levého okraje byl patrný vývoj termokrasových jevů a vzniklo přehrazené jezero. Podle N. Ya je koncová moréna ledovce malá. Tato vlastnost je charakteristická pro všechny ledovce Elbrus, protože v nich a na povrchu je jen málo morénového materiálu a pouze boční morény dosahují značných rozměrů v důsledku gravitačních procesů (suť a laviny).
N. Ya Dinnik zmínil, že ledovec Bolshoi Azau vznikl ze čtyř ledových proudů, z nichž dva začínají od Elbrusu a dva z výběžku Hotyutau. V roce 1884 došlo k úplnému oddělení těchto čtyř větví (Michajlovskij, 1894). V následujících letech se ledovec rychle zhroutil; soudě podle mapy z roku 1887 se ukázalo, že ledovce sestupující z pohoří hlavního Kavkazu byly odděleny od ledovce Great Azau.
Obrys ledovce Big Azau z 50. let nyní rýsuje nízká 5metrová koncová moréna, přecházející v jasné hřebeny boční levé morény. Nyní na něm roste mladý borový les. Nad touto morénou lze na dně údolí vysledovat 5 nízkých koncových morénových šachet vysokých až 3 m m, zaznamenávající polohu ledovce od roku 1850 do roku 1930. V roce 1896 napsal V. O. Novitsky (1903), že tloušťka ledu na spodním konci ledovce je 21 m Tato hodnota odpovídá výšce moderní levé boční morény pod soutěskou Bolshoi Azau. V roce 1900 našel A. A. Dolgushin konec ledovce v podobě strmého ledového útesu ležícího v blízkosti borového lesa. Upozornil na skutečnost, že výška morén dosahuje 16,8.i. V. M. Sysoev (1899) upozornil na rázné tání levé části ledovce, t. j. na ústup ledovce ze svahu jižní expozice.
V roce 1907 končil ledovec Bolshoi Azau skalnatou soutěskou (Bush, 1914) a v roce 1909 voda tekoucí z ledovce Small Azau padala jako vodopád na povrch ledovce. V roce 1925 se konec ledovce vzdálil od vodopádu vzhůru soutěskou o 20 m(Altberg, 1928). V blízkosti ústí tohoto vodopádu je nyní dobře patrná terminální moréna z roku 1925 (obr. 22).
Na dně a svazích ledovcové soutěsky Bolshoy Azau není téměř žádná skutečná moréna dna. Dnové sedimenty vznikají terasovým sesuvem, poklesem a lavinovou činností patrnou v celém údolí. Na horním konci soutěsky ledovce Bolshoi Azau je tedy vějíř Velké laviny, který padá celkem pravidelně. Když tělo ledovce leželo v soutěsce, lavinové emise sestávaly z docela čistého sněhu, ale když ledovec zmizel, spodní část lavinového kanálu byla vyříznuta do sutinového materiálu pravé pobřežní morény ledovce. Tuto morénu v současnosti unáší po svahu lavina.
Spodní část ledovce Bolshoi Azau by měla být rozdělena na část mrtvého ledu - od konce soutěsky po moderní jazyk a část tohoto jazyka po ledopád. Mrtvý led na pravém svahu je dobře zachován díky příznivé expozici, stejně jako sněhové vánici a lavinovému sněhu. Tyto ledy zaznamenávají polohu povrchu ledovce v letech 1920-1925. Mrtvý led na levé straně ustoupil daleko od svahu a představuje souvislý pás termokrasu.
Povrch mrtvého ledu na pravém svahu je pokryt světle šedým klastickým materiálem sestávajícím z šedých prekambrických biotitických granitů a povrch mrtvého ledu na levém svahu je pokryt tmavě šedými, černými a červenohnědými úlomky andezit- dacit.
Tmavá barva tohoto pláště na jižních svazích výrazně zvyšuje tání.
Moderní ledovec Bolshoi Azau končí špičatým úzkým jazykem v nadmořské výšce 2493 m Na povrchu spodní části ledovce leží tenká vrstva (2-3 cm) morénový materiál sestávající ze štěrku a drobných úlomků. Ve spodní části ledovce nejsou žádné trhliny. Povrch čistého ledu tvoří malé ledové plástve a malé ledové pohárky. Povrchová moréna je nevýznamná a akumulace morénového materiálu pod moderním jazykem ledovce se vyskytují v důsledku soliflukčního sesuvu sypkých vrstev a sesuvů půdy ze svahů údolí.
Na základě pozorování z let 1956-1958. Bylo zjištěno, že kromě spodního kilometru dlouhého úseku ledu se v současnosti očekává odumírání konce ledovce Great Azau až po ledopád. Když jazyk ustoupí, dojde k nekróze jeho konce ve vzdálenosti 600 až 1000 m s následným rozvojem termokrasových procesů.
23. července 1956 na konci ledovce Bolshoi Azau byla na velký žulový fragment umístěna značka - byla napsána červenou emailovou barvou: KL-MGU-23/7-56. V roce 1957 byly opakovaným fotogrammetrickým průzkumem stanoveny tyto hodnoty: a) konec ledovce ustoupil o 25 za rok m; b) šířka jazyka v blízkosti značky se zmenšila o 15 m; c) 330 m od spodního konce ledovce se tloušťka ledu zmenšila o 4 m, na 750 m od spodního konce ledovce byl pokles tloušťky 3,5 m, a v 1100 m od konce (pod ledopádem) -3 m Informace o změnách na konci Velkého ledovce Azau za poslední století jsou uvedeny v tabulce. 5. Celkový ústup konce ledovce byl 2184 m, nebo 31 m za rok.
Ledovec Malý Azau. Oblast ledovce 8,49 km 2, délka 7,58 km, Poměr ledových a sněhových oblastí je 38,3 a 61,7 %. Krmný bazén má téměř obdélníkový tvar, protáhlý ve směru poledníku. Jeho severní hranice se shoduje s jižní částí sedla Elbrus, pod nímž je mnoho hlubokých zejících puklin a ledopádů. Zdá se, že se zde nachází strmá skalní římsa. Síla ledu je asi 100 m Reliéf ledové plochy dobře odráží subglaciální reliéf.
Západní hranice krmné pánve ledovce se shoduje s lávovým hřbetem probíhajícím v poledníku od západního vrcholu Elbrusu ke skalnatému mysu, který nyní odděluje ablační oblasti ledovců Bolshoi a Maly Azau. Tento mohutný andezit-dacitový hřeben v oblasti od západního vrcholu po zeměpisnou šířku Priyut Eleven je pokryt tloušťkou ledu až 70-80 m Z tohoto hřebene teče led jak do krmné pánve Velkého Azau, tak do krmné pánve Malé Azau. Před sto lety, kdy byla tloušťka ledu mnohem větší a topografie dna měla menší vliv na směr toku ledu, pronikal led do napájecí pánve ledovce Big Azau z napájecí pánve ledovce Small Azau. Snížení tloušťky ledu vedlo k jasnějšímu oddělení zásobovacích nádrží těchto ledovců. Ledovec Malý Azau brzy obdrží veškerý led, který se nachází v oblasti pánve, ohraničené na západě lávovým hřebenem, protože řídnutí ledu stále více vede k izolaci zásobovacích nádrží a k nemožnosti vytékání ledu z z jedné nádrže do druhé. V tomto ohledu se ledovec Small Azau může ocitnout v lepších podmínkách pro krmení než ledovec Big Azau.
Tabulka 5
Výkyvy na konci ledovce Greater Azau
Rok |
Výška promoce ledovcový jazyk, m |
Ústupová částka za období m |
Nový rok ustoupit, m |
|
1849 1873 1880 1881 1887 1894 1896 1898 1911 1927 1928 1929 1930 1932 1933 1933 1933 1933 1938 1940 1947 1947 1957 |
Abich G. Abich G. Novitsky V.F. Dinnik N. Ya. mapa Rossikov K.I. Novitsky V.F. Pogtenpol N.V. Burmeister G. Altberg V. Ya. Altberg V. Ya. Frolov I. Solovjev S.P. Solovjev S.P. Orešniková E.I. Orešniková E.I. Michalev V. I. Orešnikova E. I. Kovalev P. V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Průzkum fototeodolitem |
2243 2317 2326 2330 2402 2493 |
640-853 (1849-1880) 700 (1849-1887) 235 (1883-1894) 9- 13(1897-1898) 340(1887-1911) 33(1925-1927) 48(1925-1928) 6 (1928-1929) 70(1913-1930) 5 (1931-1932) 14 (1932-1933) 220 (1911-1933) 560(1887-1933) 525(1887-1933) 17(1937-1938) 24 (1938-1940) 246 (1940-1947) 850(1887-1947) 25(1956-1957) |
20-27 9-13 |
Ve spodní části západního ledového předělu zaznamenal S. M. Myagkov samostatné ledovcové jazyky orámované skalnatým okrajem. Objevily se v důsledku tání skalnatého povodí: v tomto případě se oddělily velké a malé procesy jazyka Malé Azau. Je pravděpodobné, že jazyk tohoto ledovce se brzy oddělí podél linie spodní části ledového předělu. Převládající jihozápadní a západní větry odnášejí prach z lávového hřebene na povrch ledovce Small Azau a zvyšují jeho tání.
Východní ledový předěl ledovce Maly Azau probíhá ve směru poledníku od východního vrcholu směrem ke skalám Shelter of Nine, které jsou vnějším hřebenem holocénního andezit-dacitového toku, trasovaného jižně od Shelter of Eleven v podobě dvojitý skalní hřeben. V oblasti mezi Shelter of Eleven a prvními výběžky tohoto hřebene na povrch je skalnatý hřeben pokrytý silnou vrstvou ledu, který v minulosti pocházel z ledovcové pánve Garabashi. V současnosti led tímto subglaciálním ledovým předělem neprotéká - reliktní ledový jazyk odpovídá vyšší ledové hladině.
Za napájecí pánev ledovce Maly Azau lze považovat celou oblast od sedla Elbrus až po zeměpisnou šířku horních partií lávových hřbetů, Shelter of Eleven a Shelter of Nine. Povrch je plný ledopádů a hlubokých, zakřivených ledovcových trhlin. Jazyk ledovce ve skutečnosti začíná mírně pod hřebenem Shelter of Eleven a má v půdorysu tvar tlapky, jejíž pravá část se plíží na ledovou předěl mezi Malým a Velkým ledovcem Azau a levá část (s jižní expozicí ) sousedí s holocénním andezit-dacitovým tokem, který blokoval morénu historické etapy ledovce Garabashi.
Do poloviny 19. stol PROTI. prodloužený konec ledovce Small Azau spojený s ledovcem Big Azau. Stopy růstu ledovce Small Azau během historické etapy byly nalezeny na levé straně údolí v podobě hřebenů opírajících se o morény ledovce Garabashi. V roce 1881 se pravý jazyk ledovce vléval do ledovce Bolshoi Azau (Dinnik, 1884). Na jednoverzové mapě z roku 1887 je značka konce ledovce 2278 m, a samotný konec již nedosáhl ledovce Great Azau. Od roku 1887 do roku 1957 se ledovec Maly Azau zmenšil o 483 m(Tabulka b). Morény, které zaznamenávají maximální postup ledovce v 50. letech minulého století, dosahují výšky 50 m V současnosti končí ledovec jazykem se dvěma ledovými výběžky; přímo v nadmořské výšce 3050 m, a levá je v nadmořské výšce 3150 l.
Tabulka 6
Výkyvy pravého konce ledovce Maly Azau
Rok |
Výška promoce ledovcový jazyk, m |
Ústupová částka za období m |
Každoroční ústup m |
|
1887 1898 1933 1949 1957 1957 |
mapa Mushketov I.V. Orešnikova E.I. Topografická mapa letecké snímky fototeodolitový průzkum |
2878 3 000 3040 |
4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957) |
ledovec Garabashi. Oblast ledovce 2,74 km 2, délka 4.09 km, Poměr ledových a sněhových oblastí je 46,9 a 53,1 %. Napájecí pánev ledovce na západě je omezena lávovým hřebenem Shelter of Nine a jeho subglaciálním pokračováním, které pak přechází v lávové hřebeny. Bazén lze obkreslit podle vzoru trhlin. Je poměrně malý a zdálo by se, že při postupu nemůže mít ledovec s tak malou krmnou plochou velký výkon. Ve skutečnosti tomu tak není. Faktem je, že ve spodní části, u výstupu do údolí Azau, na cestě ledového jazyka je hluboký kaňon, který způsobuje utažení ledu a prudký nárůst síly jazyka.
Ledovec Garabashi končí širokým chodidlem s vroubkovaným spodním okrajem. V současné době leží ledovec na hraně břevna. Jelikož spodní část skalní nádrže jazyka ledovce Garabashi má hruškovitý tvar zakončený úzkou roklí, pobřežní morény středního stupně XIX PROTI. tvořily scény, za kterými se objevovaly jezerní pánve; podél celého vnějšího okraje pravé pobřežní morény se táhne řetězec pánví, které kdysi zabírala jezera. Průlom těchto jezerních pánví byl příčinou ledovcových bahenních proudů vynořujících se z rokle Garabashi. Bahenní ložiska ledovce Garabashi se nacházejí v části údolí Greater Azau od obrovského bahenního kužele řeky. Garabashi a nacházejí se mírně pod ústím řeky. Terskol, tedy v hustě zastavěném údolí. Někteří badatelé zaměňují nánosy bahna za morény a zveličují rozsah zalednění v horách.
Ledovec Garabashi má zachovalé morény historické fáze zalednění, na kterých došlo k výronu holocénních andezit-dacitových láv. O tyto lávy se zase opírají morény středního zalednění. XIX PROTI. Právě tyto vztahy mezi morénami a lávami umožňují určit stáří posledního výlevu Elbrusu do doby mezi II století před naším letopočtem E. A XV - XVI století A. E.
Pobřežní a koncové morény historické etapy jsou zvláště jasně vyjádřeny v pravobřežní části ledovce Garabashi. Při poslední erupci Elbrusu na ně stékaly lávové proudy, které jsou pokračováním lávových hřebenů Shelter of Eleven a Shelter of Nine. Povrch hřebenů tvoří svislé nebo nakloněné lávové obelisky s lasturovitými zlomy, nejsou na nich stopy po dopadu pohybujícího se ledu. Zalednění historické etapy bylo o málo víc než zalednění střední XIX c., a proto morény uprostřed XIX PROTI. historické etapové morény a holocénní andezit-dacitové horniny nezakrýval, ale pouze se o ně opíral.
Dna bývalých jezerních pánví se postupně zaplňují sutí; v horní pánvi je tento proces stále pozorován. Roztálý sníh a ledovcové vody, stejně jako soliflukční tok materiálu, způsobují vzhled plochých vleček ležících na zamrzlých horizontech. Mocnost morény pokrývající dno a svahy rokle Garabashi je v extrémně nestabilní poloze. S velkou zásobou vody se stává mobilní. Při sebemenším pohybu kamenů v korytech malých potůčků začnou okamžitě plavat úseky suti, které odnášejí větší úlomky umístěné v suti. Morénový materiál není vůbec zaoblený. Vějíř Garabashi se skládá z „balvanů“, protože při proudění bahna se úlomky andezit-dacit zaoblují, což má za následek, že se sedimenty stávají podobnými „skutečné“ moréně.
Velký bahenní kužel se nachází u ústí kaňonu Garabashi, který hluboce zařezává levou stranu údolí Azau. Pravou stranou se opírá o morénu ledovce Bolshoi Azau 1820-1850. V současnosti je porostlý borovým lesem. Koryta recentních bahenních proudů jej rozdělují na tři části, které mají trojúhelníkový tvar. Pravoúhlý horní trojúhelník přiléhající k mýtině Azau je pokryt vzrostlým borovým lesem, mezi nímž jsou jednotlivé zaniklé bahenní jazyky. Střední trojúhelník, pokrytý vzrostlým borovým lesem, není ovlivněn moderními bahenními proudy. Třetí trojúhelník je pokryt utlačovaným mladým borovým lesem s četnými bahenními koryty. Tento vypouklý trojúhelník s bludnými bahenními kanály vznikl zřejmě v roce 1947, kdy z ústí řeky. Přes Garabashi se prohnal ledovcový bahenní proud.
Degradaci novověkého zalednění provází hromadění morénových vrstev, které při zvýšeném tání slouží jako zdroj ledovcových bahenních proudů. Pokud v soutěsce Garabashi vzniknou dočasné přehrady kvůli sesuvu morény, mohou se takové proudy bahna opakovat. Mohou také vzniknout v důsledku šíření regresivní eroze, vytvářející hluboké větvené zářezy, které způsobují narušení stability morénových vrstev a uvádějí je do pohybu.
První informace o ledovci Garabashi zveřejnil N. Ya Dinnik (1884), který napsal, že ledovec začíná na rozlehlém strmém sněhovém poli na jihovýchodním svahu Elbrusu. Zpočátku je poměrně široký a pak se značně zužuje na 105-130 m Zajímavý je Dinnikův odkaz na místního obyvatele Ismaila Urusbieva, který v roce 1884 řekl, že před 30-35 lety sestoupil ledovec Garabashi mnohem níže. V. Ya Altberg (1928) si všímá kolosálních morén, které vznikly podél okrajů tohoto ledovce, a hovoří o jezeře, které je nyní od ledovce odděleno pobřežní morénou.
Srovnání map z roku 1887 a 1957 nám umožňuje dojít k závěru, že ledovec se zmenšil o 882 m; Během této doby zmizel dlouhý úzký jazyk, jasně viditelný v roce 1887, a na jeho místě zůstala úzká rokle plná trosek a vysokých pobřežních morén, tyčící se 100-120 metrů nad korytem řeky. m Povrch vysoké morény je terasovitý; Jsou zde pozorovány tři terasy, odpovídající různým polohám ledové plochy. Proud lávy, který se vylil v holocénu, přehradil spodní část rokle Garabashi a postoupil v 50. XIX PROTI. ledovec byl v přehrazeném stavu. Právě tím lze vysvětlit tak vysokou polohu povrchu zmizelého ledu.
V letech 1956 a 1957 Byly provedeny opakované fotogrammetrické průzkumy ledovce Garabashi. Ukázalo se, že přední část spodního okraje ledovce ustupuje podél 5- 6 m za rok a v některých oblastech - podle 10-12 m(Tabulka 7).
Tabulka 7
Výkyvy na konci ledovce Garabashi
Rok |
Výška dokončení glaciální jazyk, m |
Množství ústupu za období, m |
Každoroční ústup m |
|
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957 |
mapa Poggenpohl N.V. Poggenpohl N.V. Orešniková E.I. topografická mapa letecké snímky fototeodolitový průzkum |
2878 3200 3260 |
5,5 (1897-1898) 40 (1898-1901) 8011 (1887-1933) 882 (1887-1957) 5-6(1956-1957) |
13,0 17,0 12,6 |
V.N. Kostousov (1959) píše, že ledovec Garabashi má jasně definované stupňovité břevno, složené ze středokvartérních láv. Tři spodní stupně jsou momentálně bez ledu a je na nich dobře patrné ledovcové broušení. Čtvrtý stupeň je bez ledu jen částečně. Na horní plošině bez ledu před koncem ledovce nainstaloval V.N. Kostousov kovovou značku:
IGY
KL -106 m
A3-230°
1958-27-VIII,
což znamená: značka 10, založená expedicí Elbrus Mezinárodního geofyzikálního roku Moskevské státní univerzity v roce 106 m od konce ledovce v azimutu 230° dne 27. srpna 1958. Značka je zabetonována do skalního podloží vulkanických hornin hřebene na levé straně hlavního, pravého konce ledovce Garabashi.
Terskolský ledovecmá rozlohu 7,56 km 2, délka 7.02 km a poměr plochy ledu a sněhu 45,5 a 54,5 %. 18. srpna 1957 jsme překročili téměř ve výšce severovýchodního kráteru Elbrus krmnou oblast ledovce Terskol, což nám umožnilo představit si krmné podmínky ledovců Elbrus. Během tohoto období v nadmořské výšce 4000-4100 m Jsou zde jak plochy čistého modrého ledu, tak rozlehlá sněhová pole, na jejichž povrchu se objevuje i sníh „kajícníků“. V napájení ledovce Terskol zaujímá velké místo vánice sníh, který se dostává do prohlubní reliéfu a do závětrné části lávových hřbetů sestupujících z východního vrcholu Elbrusu. Vlivem převládajícího větrného transportu sněhu z jihozápadu na severovýchod je povrch ledovce Terskol asymetrický: jeho pravá část je vyšší než levá. V zimě převládající západní a jihozápadní větry dosahují velké síly a vane nepřetržitě po mnoho dní. Vrcholy Elbrusu a výškový pás asi 4300-5000 m v této době jsou bez sněhu. Z prohlubně mezi Ledovou základnou a čelem ledového předělu ledovců Garabashi a Terskol je sníh vynášen na povrch ledovce Terskol jako z větrného tunelu, díky čemuž ve výšce kolem 3900 m Vyskytují se velké sněhové pokrývky.
Východní vrchol Elbrusu je v zimě více bez sněhu než v létě, protože v zimě se vyskytují sněhové srážky se silnými větry, které foukají sníh z vrcholu. Na jaře a v létě je kvůli sněhovým srážkám při relativně nízkých rychlostech větru pokryta sněhem. Pás v nadmořských výškách 4200-5000 m zůstává bez sněhu téměř celou zimu. Ledovce jsou napájeny nahromaděním sněhu v pásu kolem 4000 m
Západní hranice krmné pánve ledovce Terskol začíná pod skalami východního vrcholu a vede východně od Pastuchova úkrytu. Zde je to vyjádřeno velmi jasně, protože led podél pokračování subglaciálního hřbetu je silně rozpraskaný. Pod skalami Shelter of the Nine se západní hranice táhne podél systému hlubokých trhlin, které oddělují zásobovací pánev ledovců Garabashi a Terskol. Východní hranice sleduje trhliny jasně viditelné na leteckých snímcích a také lávový hřeben ležící mezi ledovci Terskol a Irik. Povrch tohoto hřebene se vlivem procesů permafrostu zploštil. Ledová plocha vzhledem k hřebeni je ostře asymetrická; svah hřbetu směřujícího k ledovci Terskol je holý a povrch ledovce má 30 m níže než okraj hřebene. Svah obrácený k ledovci Irik je přitom zcela pohřben v ledu a sněhu. Důvod asymetrie spočívá v transportu a expozici sněhové bouře: svah k ledovci Terskol směřuje proti větru a na jih a svah k ledovci Irik je severní a závětrný (obr. 23). Uprostřed XIX PROTI. Z tohoto hřebene byl ještě proud ledu jak směrem k ledovci Terskol, tak směrem k ledovci Irik; zároveň jazyk rozmáchlého ledovce sestoupil do údolí Terskol. Jeho obrysy lze jasně vysledovat podél pobřežních mořských pobřeží. Nějakou dobu existoval jazyk tohoto ledovce samostatně, což potvrzuje hřbet terminální morény ležící u paty strmé římsy. Zbytky ledovce jsou dnes zachovány pouze na svahu severní expozice v podobě tenkého pruhu ledu, který v příštích letech zmizí.
Napájecí pánev ledovce je pokryta hlubokými trhlinami. V jeho horní části je výrazná tloušťka ledu. Celá pravá strana ledovce Terskol se nachází v závětrné části lávového hřebene. Díky tomu je pokryta silnou vrstvou firnu, zatímco ve střední a levé části se do konce léta dostává na povrch led.
V současné době visí jazyk ledovce Terskol na strmé hrazdě, ze které čas od času padají bloky ledu. Povrch ledovce před římsou břevna je poněkud snížený a proti proudu je velký ledový výduť, prolomený systémem hlubokých příčných puklin. Po rychlém zániku ledovce je třeba počítat s tím, že se v tomto místě objeví skalní vyvýšení. V závěrečné části je ledovec roztrhaný trhlinami až ke korytu. Moderní jazyk je přitlačen k levé skalnaté straně.
V 50. letech minulého století končil ledovec Terskol špičatým jazykem, orámovaným jasně viditelnou terminální morénou, tvořenou převážně světle šedými žulami a diority. Jazyk ledovce se tehdy nedostal do kontaktu s pravou stranou údolí, ale vytvořil pouze tlakovou morénu. Z břevna sestupovala pouze levou částí, proto jsou nejlépe vyjádřeny levé terminální morény. Levá část ledovce dostávala vždy více lokální výživy z vysokého terskolakského výběžku a pravá část, přiléhající k terskolskému lávovému hřebeni, byla napájena pouze malými laviny.
Mezi levým svahem údolí a levou pobřežní morénou zmizelého ledovce je hluboký příkop, po kterém teče tající voda. Pravá terminální moréna je také jasně definovaná a vyniká světle šedým tónem. Nebylo možné zjistit počet morén stadionů odrážejících fáze ústupu ledovce po roce 1850. To lze vysvětlit tím, že konec ustupujícího ledovce ležel na vysoké skalnaté římse, z níž obvykle padaly ledové bloky, v důsledku čehož nemohl vzniknout systém soustředných stadiónových oblouků.
V letech 1907-1913. Terskolský ledovec dosáhl svým jazykem až na dno údolí Terskol. N.A. Bush (1914) napsal, že ledovec před sebou pohyboval novou terminální morénou. Bush zároveň poznamenal, že postupuje pouze levá část ledovce, zatímco pravá, visící na strmé stěně, se vždy ulomí ze svahu. Tento malý hřeben naznačený Bushem jsme našli na dně údolí; zachovala se dodnes dobře. Abychom jej identifikovali na fototeodolitových fotografiích na velkém balvanu černé lávy s červenými žilkami (velikost 1,2X1,5 m) Bílou emailovou barvou byl nakreslen trojúhelník s vrcholem směřujícím dolů do údolí a bylo umístěno číslo 11 (tj. číslo označující 1911). Značku umístěnou během 2. IPY se nepodařilo najít, ale podle stávajícího popisu jsme rekonstruovali možnou polohu konce ledovce v roce 1932 na základě morfologické charakteristiky pomocí bílé emailové barvy na bloku měření granodioritu 2,0 x 2,0 x 1,5 m je nakreslen trojúhelník s vrcholem obráceným dolů do údolí a je umístěno číslo 32 (označující rok 1932).
Ya. I. Frolov (1934) uvádí, že v roce 1929 ještě levá část ledovce sestoupila na dno údolí. S. P. Solovjov (1933) dosvědčil, že konec ledovce Terskol visí na téměř svislé římse. Kromě toho Solovjov poukázal na úplné oddělení levého dolního přítoku ledovce tekoucího z velkého cirku.
Srovnání moderní polohy konce levého prstu ledovce, získaného z fototeodolitových materiálů, s naší značkou, obnovující polohu jazyka ledovce v roce 1911, dává ústup jazyka pro období 1911 až 1956 na 390 m Srovnání s možnou polohou ledovce během 2. IPY dává ústup od roku 1932 do roku 1956 o 280 m(Tabulka 8).
Moderní konec jazyka ledovce Terskol leží v podobě čtyřprsté tlapy na strmém granodioritovém příčce (obr. 24). Výška prstů (zprava doleva) je (v metrech):
Prst č. |
2 | |||
Výška prstů, m |
3367 |
3242 |
3203 |
3160 |
Ze srovnání fototeodolitových průzkumů z let 1956 a 1957. z toho vyplývá, že levý prst ustoupil za rok o 37 m, a další v 8-10 m Přitom se ledová plocha nad ledopádem zvedla o 1,5-2m Zřejmě se v tělese ledovce Terskol pohybuje povodňová vlna. Když dosáhne břevna, ledové laviny budou stále častější. V moderních podmínkách se konec sotva může začít přibližovat - břevno, na kterém spočívá ledovec, je příliš strmé.
Tabulka 8
Výkyvy na konci ledovce Terskol
Rok |
Výška promoce glaciální jazyk, m |
m |
Každoroční ústup m |
|
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957 |
mapa Poggenpohl N.V. Poggenpohl N.V. Bush N.A. Bush N.A. Orešniková E.I. topografická mapa Michalev V. I. fototeodolitový průzkum |
2624 2920 2943 |
120 (1894-1897) 4 (1897-1898) ledovec postupoval 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957) |
31,5 |
V roce 1958, před koncem ledovce, založil V.N Kostousov značku. Značka je zabetonována do hloubky 7 cm v žulovém bloku 5X5 m z hlavního pravého konce ledovce. Tento blok se nachází mezi morénovým materiálem ležícím na krystalické příčce. Nad značkou jsou výchozy krystalických hřebenových hornin pokryty černou morénou. Vpravo je lávový útes. Vlevo na úrovni značky je konec ledovce Terskol. Nástup k balvanu se značkou z pravého svahu je poměrně obtížný. Vychází se z rozšiřujícího se hřebene pravé pobřežní morény, poté následuje strmý svah morény k výchozu krystalických hřebenových skal. Vzdálenost od tohoto výchozu krystalických hornin ke značce podél morény a mrtvého ledu je 80 m Kovové razítko, kulaté, s průměrem vnějšího povrchu 4 cm, jeho čep má dva kovové kroužky. Vyraženo na razítku:
IGY
KL-33 m
AZ-44°
1958-26-VIII
Ve vzhledu dna údolí Terskol se zachovalo jen velmi málo prvků ledovcového reliéfu. V údolí nejsou žádné stopy po historické fázi zalednění. Na dně údolí byl objeven zbytek fluvioglaciálních vrstev, ze kterých lze snadno rekonstruovat hloubku zářezu, který zřejmě vznikl během vlhké fáze po suchém období. století V - XIII n. E.
V údolí řeky Terskol našel mnoho stop po aktivitě mudflow. Morénové terasy jsou v mnoha případech překryty velkými aluviálními vějíři tvořenými morénovým materiálem unášeným bahenními proudy z karů ležících vysoko na svazích údolí. Vznik těchto kuželů je spojen s prudkou erozí na levém svahu údolí (jižní expozice), která vedla k hlubokým erozním zářezům zasahujícím až na dna malých karů. Z rozsáhlých denudačních kráterů odnášejí bahenní proudy morénové nánosy malých ledovců, které zmizely po roce 1850. Kombinace intenzivní eroze a obrovských zásob suti. materiál vytváří předpoklady pro zvýšení nebezpečí bahna.
Horní část pánve je pokryta silnou vrstvou firnu a má relativně málo trhlin. Naopak spodní část pánve je prosycena velkým množstvím hlubokých trhlin. Jazyk ledovce úzkou šíjí tvořenou výběžky hřebenů Terskolak a Irikchatkara vstupuje do hlubokého údolí Irika. V úzké šíji se nachází subglaciální skalní římsa, která je spojena s ledopádem. Jazyk, který se nachází v údolí téměř šířkového rozsahu, je jasně závislýÓ t expozice svahu. Jižní svahy jsou téměř bez sněhu, na severních jsou zbytky malých karových ledovců. Tento svah je poset lineárně protáhlými brázdami, po kterých padají zbytky lavin v podobě lavinových sněhových polí pokrývají pravou stranu ledovcového jazyka.
Na levé straně (jižní expozice) ledovec ustoupil ze svahu a rychle taje. Nad ním se do skalnatého svahu opírají pobřežní morény, jejichž relativní výška v údolí rapidně narůstá. Konec jazyka je úzký, částečně překrytý morénou a leží mezi vysokými bočními morénami (obr. 25). Střední část jazyka se nachází výrazně pod jeho okrajovými částmi, pokrytá morénou.
Ledovec Irik je snadno dostupný a navštívilo jej mnoho badatelů, kteří zde zanechali podrobné popisy jeho konce (tab. 9). Navzdory tomu je obtížné určit průměrnou rychlost ústupu ledovce, protože během svého smršťování prošel fází mrtvého ledu. Navíc během prvních období ústupu byl jazyk ledovce velmi tlustý a poté se stal mnohem tenčím, takže bylo obtížné vypočítat změny v mase ledovce.
N.A. Bush (1914) napsal, že spodní konec má vzhled velmi vysoké a strmé ledové stěny a S.P. Soloviev v roce 1931 poznamenal, že úhel sklonu jazyka je 35° a ve své střední části jazyk mírně klesl; proto má v příčném profilu poněkud konkávní tvar. Podle pozorování Ya I. Frolova (1934), počínaje rokem 1931, střední část jazyka znatelně ustupuje. Frolov uvádí, že v roce 1948 se ledovec velmi zhroutil a začala zde nekróza spodní části a rozvoj termokrasu. Zcela správně také vyjádřil pochybnosti o Solovjově prohlášení, že ledovec Irik v letech 1913-1914. mohl být na stejném místě, kde byl v době, kdy byla vypracována jednoverzová mapa oblasti (1887).
Tabulka 9
Výkyvy na konci ledovce Irik
Rok |
Výška konec glaciálu jazyk, m |
Množství ústupu za období, m |
Každoroční ústup m |
|
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957 |
Abikh G mapa Mushketov I. V. Bush N.A. Gerasimov A.P. Altberg V. Ya. Frolov I. Frolov I. Solovjev S.P. Solovjev S.P. Solovjev S P. Solivev S P. Solovjev S.P. Gaybrok V. Frolov I. Tushinsky G.K. Michalev V. I. |
2530 2541 2550 2548 2584 2616 |
320(1849-1887) 38 (více než 2 roky) 162 (více než 12 let) 35 (více než 2 roky) 1553(1887-1956) |
17,5 17,5 11,5 15,7 10,4 |
Pohyb ledovce Irik dolů údolím v 50. letech minulého století zaznamenává nízká terminální moréna opírající se o fluvioglaciální terasu. Na konci zmizelého ledovce moderní procesy rychle mění původní vzhled morénových vrstev koncové části ledovce. Patrné je to zejména pod pravým svahem údolí, neboť z karu nacházejícího se nad jazykem zmizelého ledovce sestupuje soustava podnosů, po kterých se pohybují morény, které jsou vtahovány do soliflukčního proudu v karu. Morény nabývají půdorysu tvaru sintrových jazýčků a po dosažení strmé římsy se mění v širokou řadu soliflukčních lineárně protáhlých pásů, klesajících k úpatí svahu a opírajících se vnější stranou o koncový morénový hřeben Iriku. ledovec středního stupně XIX století
V úseku fluvioglaciální terasy je pozorováno zřetelné vrstvení, které dokládá její vodní původ. Zářez nebo římsa terasy se zjevně objevila v důsledku intenzivního tání ledu. Překvapivě připomíná zářez v údolí Terskol a zbytek v jeho střední části, které jsou důsledkem zvýšené hloubkové eroze.
Úsek údolí Irika, osvobozený od ledu v letech 1887-1957, má spolu se skutečně ledovcovými formami velké množství reliéfních forem spojených se soliflukčními procesy, lavinami, sesuvy půdy a erozí. Pozorování v této oblasti nás přesvědčují, že čím déle bylo údolí bez ledovce, tím lepší byl reliéf „morény“ na dně. Jak se přibližujete k ledovci, množství spodní morény klesá.
Těsně před jazykem ledovce je štěrkové pole s jednotlivými velkými balvany o rozměrech 2-5 m Pod údolím je vidět, jak úlomkový materiál pobřežní morény sesouvá ze svahů a postupuje do střední části údolí. Významná je zejména role lavin při přerozdělování materiálu. Na mnoha místech v zimě a na jaře 1956/57 prorazily laviny povrch okraje pobřežních morén ležících v nadmořské výšce 150 m nad dnem údolí a odnášel trosky na dno. V červnu ležel na povrchu rozlehlých lavinových sněhových polí, která blokovala celou šířku údolí. V polovině července obvykle tají, a proto výzkumník často nemůže pochopit důvod pohybu materiálu.
Svah a expozice údolí Irika trochu připomínají údolí řeky. Velké Azau. Zde se v údolí s mírným sklonem nevyhnutelně objevují oblasti mrtvého ledu.
10. srpna 1956 jsme při průzkumu údolí našli místo, kde byla umístěna známka 2. MPG, ale nápis na kameni jsme nenašli, i když stopy bílé barvy zůstaly. Na tento kámen jsme namalovali červenou barvou trojúhelník s písmeny M-33. Vzdálenost od tohoto kamene k modernímu konci ledovce je 500 m; z toho vyplývá, že pro roky 1932-1956. ledovec Irik ustupoval rychlostí asi 20 m/rok. Od roku 1887 do roku 1957 ledovec ustoupil do roku 1553 m, tj. v průměru za 70 let byla míra ústupu také asi 20 m
Jazyk ledovce Irik ustupuje vytvořením 15-20metrové zóny mrtvého ledu a objevením se prohlubně, do které padají trosky a tvoří morény vysoké 2-5 metrů. Na moderním konci ledovce na světle šedém žulovém balvanu o rozměrech 3x3x3 m výrazný. Na vrcholu kamene je namalován metr dlouhý červený kříž. Pod tímto nápisem je červený smalt:
KL
AZ-305
32 m
10-9
V červenci 1957 určil V.I. Michalev pomocí této značky roční hodnotu jazykového ústupu na 18 m
Tloušťka ledu v údolí Ireka klesla o 125-150 od roku 1887 do roku 1956 m Moderní konec ledovce Irik má tvar široké ledové tlapy, v průřezu sestávající ze tří částí: a) pravá, pokrytá černým morénovým krytem z materiálu střední morény, která se objevuje pod ledopádem; b) střední, nezanesená morénou a mírně předsunutá, se sklonem 30-40°; c) vlevo, pokrytý 1-2 cm vrstvou suti.
Řeka protéká pod ledovcem v ledovém tunelu. Irik. Z tohoto tunelu zůstávají na konci ledovce ledové oblouky, které se často propadají. Spodní část ledovce nad jazykem má úhel sklonu asi 15° a je narušena pouze ledopádem, kterým lze proniknout na horní ledovou plošinu přiléhající k její pravé (orograficky) části. Nad ledopádem je na mapě z roku 1887 zobrazen dlouhý nejmenovaný přítok Iriky. V současné době nedosahuje Irik. Tento ledovec se dělí na 4 malé visící ledovce.
V roce 1958, na konci ledovce, na stejném bloku jako v roce 1956, Kostousov instaloval značku:
IGY
KL-66 m
AZ-300 0
1958-8-VII
Během těchto dvou let ledovec ustoupil o 34 m
Ledovec Irikchat (obr. 26) má rozlohu 1,79 km 2 délka 2,67 km poměr ledových a sněhových oblastí je 36,9 a 63,1 %. Napájecí pánev ledovce je malá, protože většina ledu jde do ledového pole Jikiugankez přes subglaciální most nacházející se mezi vrcholem Liparitov a Kalitsky Peak. Krmný bazének je pokrytý poměrně silnou vrstvou sněhu.
Jazyk ledovce proniká do údolí Irikchata šíjí širokou 300 metrů. m, spojující vrchol Liparit se skalnatým hřebenem hřebene Irikchatkara. Tato přehrada je zjevně poměrně vysoká, a proto ze zásobovacího bazénu pochází velmi málo ledu. Důkazem existence mostu jsou hluboké trhliny oddělující ledovec Irikchat od ledového pole Elbrus. Malá zásoba ledu shora se projevuje rychlou degradací ledovce Irikchat na celé jeho ploše.
Pravá strana ledovce je napájena ani ne tak z Elbrusu, jako spíše ze strany údolí kvůli padajícím lavinám. Nejzachovalejší částí ledovce je levá, ale i ta je rozervaná širokými puklinami a oddělená od levého svahu širokým pásem mrtvého ledu. Povrch ledovce v období let 1887 až 1958 velmi poklesl, o čemž svědčí levá vysoká pobřežní moréna, v jejímž jádru zůstával mrtvý led. V roce 1887 skončil ledovcový jazyk v nadmořské výšce 3109 m, a v roce 1958 - v nadmořské výšce 3300 m Během tohoto období se ledovec zmenšil o 1260 m Jak rostlo zalednění, ledovec klesl na téměř 2900 m Nad tímto místem je na levém svahu údolí dobře patrný ohyb svahu, naznačující úroveň ledu vyplňujícího údolí řeky. Irikchata.
Na levém svahu jsou zřetelně patrné poklesové terasy, které vznikly vlivem sypání klastického materiálu na povrch ledovce a několik známek povrchových úrovní ledovcového jazyka. Tyto terasy lze vysledovat vysoko na svahu údolí až k modernímu jazyku a spodní terasa, pozvolna stoupající v údolí, se spojuje s nejnovější vysokou terasou, v jejímž jádru leží pohřbený led. Na pravém svahu vše podléhá gravitačním procesům, odvozu materiálu ze svahů s tvorbou sněhových valů ze splývajících hřebenů. Nyní je tento proces dobře zdůrazněn šířením letních sněhových polí ve spodní části pravého svahu a visícím ledovcem pod vrcholem Achkeryakolbashitersak (3941 m).