Veliki ledenik Azau. Ledena lupina Elbrusa
V zgornjem toku reke Azau, blizu mesta Terskol, v eni od globokih sotesk, leži ledenik Bolšoj Azau, eden največjih ledenikov v regiji Elbrus. V zadnjem času se ledenik Bolshoy Azau umika, zaradi česar se od njega ločijo velike plasti mrtvega ledu.
Mrtev led je, ko led v ledeniku preneha teči in se loči od živega ledu, ki teče proti koncu ledeniškega jezika.
Dolina Azau leži tik nad Terskolom in do nje ni težko priti peš iz vasi. Po poti pridemo na velike jase Azau. Preden pridete nekaj sto metrov do najbližjih zgradb na jasi, morate s ceste zaviti proti reki. Uhojena pot nas pripelje do spodnje postaje žičnice, ki ostane desno od nas na enem izmed morenskih grebenov, ki jih je izdolbel ledenik.
Do reke lahko pridemo tudi od transporterja po poti, ki pa bo res nekoliko strma. Borov gozd se postopoma redči in čez nekaj časa pridemo na majhen hrib, s katerega se vidi vhod v sotesko Azau, ki je z obeh strani stisnjena z zajetnimi skalami. Kamnine se med seboj zelo razlikujejo po barvi: ena je sestavljena iz temnih vulkanskih kamnin Elbrusa, druga pa iz svetlejših kamnin Glavnega Kavkaza. Na desni strani poti se dvigajo veliki šesterokotni stebri iz temnega diabaza.
V oblačnem vremenu, ko narava poudari črno barvo, so pogledi naravnost nadrealistični. Hkrati lahko malo dlje, nad vasjo Baksan, močno posije sonce, ki dopolnjuje popolnost neresnične pokrajine Velikega Kavkaza.
Nedaleč od skal, ki varujejo vhod v sotesko Azau, se v sotesko izliva kipeči potok iz sosednjega ledenika Maly Azau. Po tem se soteska razširi, malo naprej postane viden velik ledeni slap, ki je začetek ledenika Bolšoj Azau, ki se spušča s sosednje planote Hotjutau. Morate biti previdni: tu so pogosto skalni podori. Pred približno štiridesetimi leti, ko smo se sprehajali po Kavkazu, je bilo na dnu soteske mogoče videti odlomljeni jezik ledenika.
Uro in pol kasneje, če štejemo od jase Azau, prečkamo manjši potoček, ki teče iz jezera pod ledenikom Mali Azau. Samo jezero se nahaja višje na eni od moren. Tukaj lahko povsod slišite žveplove hlape - to je speči velikanski vulkan Elbrus, ki je še vedno živ. Nizvodno se na desni v reko izliva potok, ki teče z ledenika Chiperazau. Pot se nato raztegne še kakih sto metrov, nato pa naleti na veliko temno steno mrtvega ledu. Močan potok hrupno teče iz velike jame, ki jo tvori led.
Veliki in Mali, dva ledenika na Kavkazu. Izvirajo iz navadnega polja firn na južnem pobočju Elbrusa. A. Bolšoj (Baksansky) - dolinski ledenik dolžine 2,1 km,širina cca 250 m. Pokrita z moreno. Konča se na nadmorski višini 2500 m, napaja izvir reke Baksan. A. Maly - viseči ledenik, se spušča v pasu (do 1 km) po pobočju do višine 3140 m, Na površini je veliko razpok. Je izvir reke Maly Azau (pritok reke Baksan).
- - gorski vrh Glavnega Kavkaza; od nje gre ostroga do Elbrusa. Višina - 3695 m. Prvi del oronima vsebuje balkarski az - "majhen", ayu - "hoditi". "Malo obiskan vrh"...
- - gorski vrh na severovzhodnem robu Glavnega Kavkaza, na območju med rekama Azau in Donguz-orun. Iz Balkarja: azau - "očnjak" ...
Toponimični slovar Kavkaza
- - gorski prelaz čez Glavni Kavkaz, od zgornjega toka soteske Azau do zgornjega toka Nenskre. Ime odraža začetno in končno točko poti skozi ta prelaz - od soteske Azau do vasi Chuberi na reki Inguri ...
Toponimični slovar Kavkaza
- - gorski vrh v glavnem kavkaškem območju, v zgornjem toku reke Azau. Višina - 3862 metrov. Ime vrha izvira iz prelaza...
Toponimični slovar Kavkaza
- - ledenik glej Baksan,...
Geografska enciklopedija
- - Veliki in Mali, dva ledenika na Kavkazu. Izvirajo iz navadnega polja firn na južnem pobočju Elbrusa. A. Bolšoj - dolinski ledenik dolžine 2,1 km, širine okoli 250 m, pokrit z moreno...
Velika sovjetska enciklopedija
- - dva ledenika Velikega Kavkaza, na Elbrusu: Azau Bolshoi, dolinski ledenik; Azau Maly, viseči ledenik. Alpinizem...
Veliki enciklopedični slovar
Veliki ledenik Azau je največji ledenik v regiji Elbrus. Nahajal se je v zgornjem toku reke Azau, v globoki soteski, blizu skal Kyukurtlyu ostrogov. Zahodna meja ledenika poteka od grebena cirka Khotyutau do vrhov Ullukambashi in Azaubashi. Območje poledenitve je 23 km2, dolžina - 9,28 km. Sredi 19. stoletja se je ta ledenik spustil po dolini v območje borovega gozda. Trenutno se njen jezik začne na nadmorski višini 2493 m. Površina spodnjega dela ledenika je prekrita z 2-3 cm debelo plastjo proda in majhnih drobcev kamenja. Vsako leto se ledenik umakne v povprečju za 31 m in pusti ogromne gmote »mrtvega« ledu. Njen skupni umik v času opazovanja je 2184 m. Če imate s seboj plezalno opremo, se lahko povzpnete po skalah po melišču in moreni do ledenika. Vendar je treba zapomniti, da je pod tanko plastjo kamnov in gline led. Takšna pot je lahko zelo nevarna zaradi nenehnih skalnih podorov in žledoloma. O izvoru besede in imena Azau je še vedno veliko polemik. Ena od možnosti prevoda iz Balkarja je kraj, kjer ni ljudi. Profesor KBSU Džemaldin Kokov, ki preučuje toponimijo Kavkaza, povezuje to ime z imenom bojevnika po imenu Azov, ki je sem pobegnil pred krvnim maščevanjem. Lokalni prebivalec in alpinist Khusein Zalikhanov razdeli toponim na dve besedi az - redko in au (auš) - prelaz, križ, tj. kraj, kjer se gore le redko prečkajo. Obstaja tudi tretji prevod: prelaz Azov (Aces), ki naj bi tu živel v zgodnjem srednjem veku.
Najbolj prepričljivo različico imena je dal domačin stari Balkarec, ki je povedal zelo verjetno zgodbo. Sosednja plemena, ki so prečkala greben, so motila lokalne prebivalce, kradla živino in lovila žure. Potem so ljudje Baksana prosili svojega pokrovitelja, lastnika te dežele, princa Atazhukina, da jim zagotovi zaščito. Princ je poslal slavnega bojevnika po imenu Azao, ki mu je uspelo ustaviti te napade. Toda navada krvnega maščevanja je prisilila premagane, da so čakali na Azaa in obračunali z njim. Pokopan je bil na jasi, ki so jo prebivalci Baksana imenovali Azau. To zgodbo poznajo številni stari ljudje. Azau lahko iz kabardščine prevedemo kot 1ezu (azu) - spretno in zaue (zao) - boj, boj, tj. spretno bojevanje.
Območje poledenitve Malega Azaua je 8,49 kvadratnih kilometrov, dolžina je 7,58 km, debelina ledene lupine je do 100 m. Ledeniški napajalni bazen zavzema območje od sedla Elbrus do »Zavetja enajstih« in »Zavetja devetih«. V zgornjem toku ledenika Maly Azau zijajo ledene razpoke.
Skupna ledeniška površina regije Elbrus je 132,9 km2, od tega je registriranih 156 ledenikov. Kar se tiče same gore Elbrus, je območje poledenitve 124 km2 (v skladu s tem se večina celotne poledenitve nahaja na Elbrusu). Če vzamemo celoten Veliki Kavkaz kot celoto, število registriranih ledenikov doseže 1400 ledenikov.
Vsi ledeniki so povezani z rečnimi porečji: Kuban (na zahodnem pobočju), Malka (severno pobočje), Baksan (južno in vzhodno pobočje), porečje slednje reke pa predstavlja skoraj 51% celotnega ledeniškega območja Elbrus. Še več, le 7 ledenikov že predstavlja več kot 53%, vseh preostalih 149 ledenikov, ki se nahajajo tukaj, pa 80% celotne površine.
Ledeniki na Kavkazu so sami po sebi precej pomemben dejavnik pri oblikovanju vseh pokrajin na osrednjem Kavkazu. Pod njihovim vplivom se ne oblikuje le pokrajina sama, temveč tudi podnebje kot celota in vegetacijski pokrov. Ledeniški sistem Elbrus sestavlja 25 ledenikov, ki imajo enako površino, enake pogoje obstoja, enake zakonitosti spreminjanja in skupno povezanost z okoljem.
Ledeniki izvirajo in se hranijo z zahodnih in vzhodnih vrhov. Na nadmorski višini od 5200 do 4200 metrov je dejansko nastalo območje žledoloma. V južnem sektorju poledenitve na nadmorski višini do 4 kilometre je firna, v vzhodnem sektorju pa pol kilometra nižje. Ledeniki Elbrus tvorijo vrhove v obliki stožcev.
Ledeniki Elbrus imajo povprečno hitrost gibanja, to je približno 15 centimetrov na dan in s tem približno 30 metrov na leto. Najhitrejši ledenik na Elbrusu je Irik, katerega hitrost niha okoli 100 centimetrov na dan.
Gradivo je našel in pripravil za objavo Grigory Luchansky
Vir:Poledenitev Elbrusa.Uredil doktor geografskih znanosti, profesor G.K. Tušinski.Založba moskovske univerze, 1968Splošne informacije o poledenitve Elbrusa
Kvantitativni podatki
Doslej predstavljeni kvantitativni podatki o poledenitve Elbrusa so zelo zastareli ali naključni. Glavni vir njihovega pridobivanja je kartometrično delo. Natančnost slednjih je odvisna od točnosti topografske karte, na kateri se izvajajo meritve, ter od metodologije izvajanja meritev in njihove obdelave.
Leta 1887 je izšel zemljevid, ki je služil kot vir za številna kartometrična dela. Po meritvah K. I. Podozerskega (1911) je bila skupna površina poledenitve Elbrus na tem zemljevidu 127,81 kvadratnih metrov. verst ali 145,7 km 2. Meritve P. A. Ivankova (1960), ki temeljijo na novem zemljevidu, sestavljenem leta 1949 na podlagi zračne fotografije 1946 ton, so dale skupno površino poledenitve Elbrus 144,5 km 2; ta številka vključuje tudi površine vseh območij, ki niso pokrita s snegom in ledom znotraj polja firn, ki znašajo približno 6 km 2. Zmanjšanje površine poledenitve za 7,2 km 2 je treba šteti za približne, saj so, prvič, meje poledenitve na zemljevidu iz leta 1949 v nekaterih primerih vključevale območja, pokrita s snegom, vendar niso neposredno povezana z območji ledenikov in firnovih polj, in, drugič, zemljevidi iz let 1887 in 1949 gg. niso povsem primerljivi, saj so bili pridobljeni z različnimi geodetskimi metodami in na različnih geodetskih podlagah.
Kot rezultat dela ekspedicije Elbrus Moskovske državne univerze v okviru programa IGY za regijo Elbrus je bil sestavljen nov zemljevid v veliko večjem obsegu, kot je bil prej na voljo, na podlagi materialov teodolitske raziskave. Na podlagi tega zemljevida so v laboratoriju aerofotometod Moskovske državne univerze opravili nove meritve območja poledenitve Elbrusa in pridobili nekatere druge značilnosti. Pri izdelavi zemljevida so bili uporabljeni materiali terenske interpretacije slik in izvedena je bila terenska montaža sestavljenih tablic. Pri risanju obrisov ledenikov na zemljevidu je bila uporabljena metoda stereoskopskega določanja meja premikajočega se in mirujočega ledu (če so bili na voljo materiali za ponavljajoče se raziskave). Raziskovalni materiali iz različnih let (1956-1960) so bili zmanjšani na en datum - 1957. Zato so meritve na novem zemljevidu brez glavne napake pri določanju območij poledenitve P. A. Ivankova, povezane z nepravilnim odsevom meja poledenitve na zemljevidu iz leta 1949.
Slika 19. Diagram poledenitve Elbrusa: 1) meje ledenika: A) v območju ablacije, b) v akumulacijskem območju; 2 - led deli med ledeniki; 3 - meje višinskih pasov (po 200 m); 4- številko višinskega pasu; 5 - meja skupine con "vrh Elbrusa"
Opis ledenikov na južnem pobočju
Veliki ledenik Azau zavzema skrajno zahodno lego (sl. 20). Območje ledenika 19.20 km 2, dolžina 9,98 km, Razmerje med površinami ledu in snega je 49,5 in 50,5 %. Ledenik se začne izpod skal Kyukurtlyu špure; njegova zahodna meja je skalni greben tako imenovanega cirkusa Hotyutau. Z vrha Kyukyurtlyu gre greben do prelaza Hotyutau, nato pa do vrha Ullukambashi in vrha Azaubashi. Ta greben ima skoraj meridionalno smer in le južno od Ullukambashija tvori gladek lok, ki zapira napajalni bazen ledenika Great Azau.
Zahodno (privetrno) pobočje grebena nima velike poledenitve. V prostranih cirkih, ki so vrezani v to pobočje, so le majhni ledeniki in snežišča. Na vzhodnem (zavetrnem) pobočju do grebena so snežna polja, ki zavzemajo skoraj celotno zahodno polovico napajalnega bazena ledenika Bolshoy Azau. Tako se napajalni bazen ledenika nahaja v zavetrni senci razvodnega grebena; Ledenik dobi pomemben delež svoje prehrane z akumulacijo vetra. Zgornji del napajalnega bazena leži na nadmorski višini okoli 5000 m m v rekristalizacijsko-infiltracijskem območju. Tu se deli skalnih sten izmenjujejo z nagnjenimi stezami akumulacij firna.
Vzhodna meja napajalnega bazena ledenika Veliki Azau, ki je ledna ločnica z ledenikom Mali Azau, poteka skoraj v meridionalni smeri po grebenu holocenskega andezit-dacita. Ta ledeni razvod je relativno nedavno (po letu 1820) prišel izpod ledu, ki ga je prekrival, ker so še vedno ostali razdrobljeni in zavirani ledeni tokovi, ki so nekoč tekli skozi ledeni razvod in napajali ledenik Bolšoj Azau. Zdaj so v skupnem območju prehranjevanja nekoč enega samega ledenika Velikega in Malega Azau majhni reliktni ledeniki, ki povzročajo napačno risanje meja med ledeniki. Zgornji del ledene ločnice, ki prihaja z zahodnega vrha Elbrusa, je še vedno prekrit z debelim ledom, ki je močno razdrobljen na strmi polici lave, zaradi česar se je tu med neprekinjenim poljem izoblikoval svojevrsten ledeni jezik. led in firna. Nadaljnje taljenje grebena lave bi moralo voditi do popolne izolacije napajalnega bazena ledenika Veliki Azau.
Za razliko od zahodnega dela ledeniškega bazena, ki se napaja s snežnim metežem, se njegov vzhodni del oskrbuje z ledom, ki prihaja iz rekristalizacijsko-infiltracijske cone. Zaradi prenehanja pretoka ledu v tej smeri iz akumulacijskega območja ledenika Mali Azau je oskrba vzhodnega dela ledenika Velikega Azau trenutno nezadostna. Srednji del tega ledenika leži v veliki depresiji okoli 3500 m; tukaj je led izpostavljen na površini, ni prekrit s firnovo plastjo. To je najnižji ledni pas na Elbrusu. Tudi po močnem sneženju (12. avgusta 1958) na njenem površju ni ostalo snega.
Jezik ledenika Bolshoy Azau se nahaja v ozki soteski, kar prispeva k njegovi zajezitvi, kar je povzročilo XVIII - XIX stoletja zakopavanje ledene ločnice med Velikim in Malim ledenikom Azau. Na jeziku ledenika je strm ledeni slap, ki sovpada z linijo ledenih slapov ledenikov Maly Azau, Garabashi in Terskol. Pod ledenim slapom vstopi ledeniški jezik v globoko in razmeroma ozko sotesko, ki ima v spodnjem delu močno zoženje. Na tem mestu je nastala ogromna zajezitev celotnega ledeniškega jezika, katerega povečanje moči je povzročilo hitro premikanje jezika navzdol po dolini, kot je bilo to v sredini XIX V. Višino ledeniškega polnila doline v preteklosti dobro obnavljajo visoke bočne morene.
Sodobni jezik ledenika Bolšoj Azau je asimetričen: na levi strani je njegova površina nižja. Razlog je dodatno hranjenje desne strani ledenika z napihavanjem snega. Pod sodobnim koncem ledenika je dno doline zapolnjeno z mrtvim ledom, trenutno ohranjenim le pod severnim pobočjem.
Lahko se domneva, da se nova rast poledenitve Elbrusa ne bo začela s povečanjem ledenega pokrova in premikanjem navzdol do dolin koncev ledenikov. Namesto tega se bodo na dnu dolin zaradi kopičenja plazovitega snega plazoviti stožci združili v linearno podolgovata telesa, kar bo povzročilo dolinske ledenike. Za razliko od ledenikov se snežni plazovi takoj odzovejo na močno sneženje; zato se lahko plazoviti ledeniki v soteski Bolshoi Azau pojavijo hitreje, kot se jeziki spustijo s pobočij Elbrusa. Dokaz za to domnevo je dejstvo, da trenutno na južnem pobočju Zahodnega Kavkaza, v dolinah pritokov Chkhalta (Olugar), na dnu vzdolžnih dolin na dnu strmih pobočij ležijo plazoviti ledeniki. , medtem ko je pod grebenom Glavnega kavkaškega grebena, ki se nahaja na relativni višini 2 km, ledenikov ni.
Prvi raziskovalec, ki je leta 1849 našel ledenik Bolshoi Azau v fazi njegovega največjega napredovanja po dolini, je bil G. Abih. Zapisal je, da je ledenik ustvaril tlačno moreno, prekrito s stoletnimi borovci. Ledenik se je po besedah Abiha v teh letih spustil tako nizko, kot se še nikoli ni spustil: dosegel je območje borovega gozda (Abikh, 1871). Leta 1956 in 1957 smo ga vodili. pregled dna zdaj že umikajočega se ledenika prepriča, da je bil leta 1849 ledenik v zajezenem stanju, njegov konec pa je bil zaradi velikega pritiska iztisnjen skozi ozko skalnato sotesko, zaradi česar je bila nad sotesko debelina ledu močno povečala in dosegla 200-300 m(Slika 21).
Julija 1881 je ledenik pregledal N. Ya. Dinnik (1884), ki je ugotovil, da se spodnji del ledenika konča v strmem pobočju, ki ga sekajo razpoke. Zanimivo je, da Dinnik poudarja, da desna stran jezika meji na skoraj navpične skale, leva pa je obrobljena s številnimi vzporednimi morenami, ki segajo do 63 m višina. Dinnikove raziskave nam omogočajo sklepati, da je bil že leta 1881 jasno izražen umik ledenika, ob njegovem levem robu je bil opazen razvoj termokraških pojavov in nastalo je zajezeno jezero. Po mnenju N. Ya. Dinnika je končna morena ledenika majhna. Ta značilnost je značilna za vse ledenike Elbrus, saj je v njih in na površini malo morenskega materiala in le stranske morene dosežejo pomembne velikosti zaradi gravitacijskih procesov (talus in snežni plazovi).
N. Ya. Dinnik je omenil, da je ledenik Bolshoi Azau nastal iz štirih ledenih tokov, od katerih se dva začneta z Elbrusa, dva pa iz Hotyutau. Do leta 1884 je prišlo do popolne ločitve teh štirih vej (Mikhailovsky, 1894). V naslednjih letih se je ledenik hitro zrušil; sodeč po zemljevidu iz leta 1887 so se ledeniki, ki se spuščajo z Glavnega kavkaškega območja, izkazali za ločene od ledenika Velikega Azaua.
Konturo ledenika Big Azau iz 50. let prejšnjega stoletja zdaj začrta nizka 5-metrska končna morena, ki se spremeni v čiste grebene bočne leve morene. Sedaj na njej raste mlad borov gozd. Nad to moreno je na dnu doline zaslediti 5 nizkih končnih morenskih jaškov, visokih do 3 m. m, beleži položaj ledenika od 1850 do 1930. Leta 1896 je V. O. Novitsky (1903) zapisal, da je debelina ledu na spodnjem delu ledenika 21 m. Ta vrednost ustreza višini sodobne leve stranske morene pod sotesko Bolshoi Azau. Leta 1900 je A. A. Dolgushin našel konec ledenika v obliki strme ledene pečine, ki leži blizu borovega gozda. Opozoril je na dejstvo, da višina moren doseže 16.8.i. V. M. Sysoev (1899) je opozoril na močno taljenje levega dela ledenika, to je na umik ledenika s pobočja južne izpostavljenosti.
Do leta 1907 se je ledenik Bolshoi Azau končal v skalnati soteski (Bush, 1914), leta 1909 pa je voda, ki je pritekla z ledenika Mali Azau, padala kot slap na površino ledenika. Leta 1925 se je konec ledenika odmaknil od slapa navzgor po soteski za 20 m(Altberg, 1928). Blizu ustja tega slapa je zdaj jasno vidna končna morena iz leta 1925 (slika 22).
Na dnu in pobočjih ledeniške soteske Bolšoj Azau skorajda ni prave spodnje morene. Dnu podobni sedimenti nastanejo zaradi terasne drsnosti, posedanja in plazovite dejavnosti, ki so vidne po vsej dolini. Tako je na zgornjem koncu soteske ledenika Bolšoj Azau pahljača Velikega plazu, ki pada precej redno. Ko je ledeniško telo ležalo v soteski, je bil plazovni izpust sestavljen iz dokaj čistega snega, ko pa je ledenik izginil, se je spodnji del lavinskega kanala vrezal v drobir desne obalne morene ledenika. Snežni plaz trenutno nosi to moreno po pobočju.
Spodnji del ledenika Bolshoy Azau je treba razdeliti na odsek mrtvega ledu - od konca soteske do sodobnega jezika in del tega jezika do ledenega slapa. Mrtvi led na desnem pobočju je zaradi ugodne izpostavljenosti dobro ohranjen, prav tako metežni in plazoviti snežni nanosi. Ti ledovi beležijo položaj ledeniške površine v letih 1920-1925. Mrtev led na levi strani se je umaknil daleč od pobočja in predstavlja neprekinjen pas termokrasa.
Mrtva ledena ploskev desnega pobočja je prekrita s svetlo sivim klastičnim materialom, sestavljenim iz sivih predkambrijskih biotitnih granitov, mrtva ledena ploskev levega pobočja pa s temno sivimi, črnimi in rdeče-rjavimi andezit-dacitnimi drobci.
Temna barva tega plašča na južnih pobočjih močno poveča taljenje.
Sodobni ledenik Bolšoj Azau se konča s koničastim ozkim jezikom na nadmorski višini 2493 m. Na površini spodnjega dela ledenika leži tanka plast (2-3 cm) morenski material, sestavljen iz proda in drobnih drobcev. V spodnjem delu ledenika ni razpok. Površina čistega ledu je sestavljena iz majhnih ledenih satov in majhnih ledenih skodelic. Površinska morena je neznatna, akumulacije morenskega materiala pod sodobnim jezikom ledenika pa nastajajo zaradi soliflukcijskega zdrsa rahlih plasti in plazov s pobočij doline.
Na podlagi opazovanj 1956-1958. Ugotovljeno je bilo, da naj bi poleg spodnjega kilometrskega odseka ledu trenutno odmrl tudi konec ledenika Veliki Azau, tik do ledopada. Ko se jezik umakne, pride do nekroze njegovega konca na razdalji 600 do 1000. m s kasnejšim razvojem termokraških procesov.
23. julija 1956 je bila na koncu ledenika Bolshoy Azau na velikem granitnem drobcu postavljena oznaka - z rdečo emajlirano barvo je bilo napisano: KL-MGU-23/7-56. Leta 1957 so bile s ponovljenimi fotogrametričnimi raziskavami določene naslednje vrednosti: a) konec ledenika se je v enem letu umaknil za 25 m; b) širina jezika blizu oznake se je zmanjšala za 15 m; c) 330 m od spodnjega dela ledenika se je debelina ledu zmanjšala za 4 m, pri 750 m od spodnjega dela ledenika se je debelina zmanjšala za 3,5 m, in ob 1100 m od konca (pod ledenim slapom) -3 m. Podatki o spremembah na koncu ledenika Velikega Azaua v zadnjem stoletju so podani v tabeli. 5. Skupni umik konca ledenika je bil 2184 m, ali 31 m na leto.
Mali ledenik Azau. Območje ledenika 8,49 km 2, dolžina 7,58 km, razmerje med površinami ledu in snega je 38,3 in 61,7 %. Napajalni bazen je skoraj pravokotne oblike, podolgovat v meridionalni smeri. Njegova severna meja sovpada z južnim delom sedla Elbrus, pod katerim je veliko globokih zevajočih razpok in ledenih slapov. Zdi se, da se tu nahaja strma skalna gredica. Moč ledu je približno 100 m. Relief ledene površine dobro odraža subglacialni relief.
Zahodna meja napajalnega bazena ledenika sovpada z grebenom lave, ki poteka v meridionalni smeri od zahodnega vrha Elbrusa do skalnatega rta, ki zdaj ločuje območja ablacije ledenikov Bolšoj in Mali Azau. Ta močan andezit-dacitni greben na območju od zahodnega vrha do zemljepisne širine Priyut Eleven je prekrit z debelino ledu do 70-80 m. S tega grebena se led steka v napajalni bazen Velikega Azaua in Mali Azau. Pred sto leti, ko je bila debelina ledu veliko večja in je topografija dna manj vplivala na smer toka ledu, je led prodrl v napajalni bazen ledenika Veliki Azau iz napajalnega bazena ledenika Mali Azau. Zmanjšanje debeline ledu je povzročilo jasnejšo ločitev napajalnih bazenov teh ledenikov. Kmalu bo ledenik Mali Azau sprejel ves led, ki se nahaja znotraj območja kotline, ki je na zahodu omejena z grebenom lave, saj tanjšanje ledu vedno bolj vodi v izolacijo napajalnih bazenov in nemogoče odtekanje ledu iz enega bazena v drugega. V zvezi s tem se lahko ledenik Mali Azau znajde v boljših prehranjevalnih razmerah kot ledenik Veliki Azau.
Tabela 5
Nihanja na koncu ledenika Greater Azau
leto |
Višina matura ledeniški jezik, m |
Znesek umika za obdobje m |
Novo leto umik, m |
|
1849 1873 1880 1881 1887 1894 1896 1898 1911 1927 1928 1929 1930 1932 1933 1933 1933 1933 1938 1940 1947 1947 1957 |
Abič G. Abič G. Novitsky V.F. Dinnik N. Ya. zemljevid Rossikov K.I. Novitsky V.F. Pogtenpol N.V. Burmeister G. Altberg V. Ya. Altberg V. Ya. Frolov Ya. Solovjev S.P. Solovjev S.P. Orešnikova E. I. Orešnikova E. I. Mikhalev V. I. Orešnikova E. I. Kovalev P. V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Fototeodolitska raziskava |
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 |
V spodnjem delu zahodne ledene ločnice je S. M. Myagkov opazil neodvisne ledeniške jezike, uokvirjene s skalnato mejo. Pojavili so se kot posledica odmrzovanja kamnitega razvodja: v tem primeru so se ločili veliki in majhni procesi jezika Malega Azaua. Verjetno se bo jezik tega ledenika kmalu ločil vzdolž črte spodnjega dela ledene ločnice. Prevladujoči jugozahodni in zahodni veter prenašata prah z grebena lave na površje ledenika Mali Azau in pospešujeta njegovo taljenje.
Vzhodni ledeni razvod ledenika Maly Azau poteka v meridionalni smeri od vzhodnega vrha proti skalam Zavetja devetih, ki so zunanji greben holocenskega andezit-dacitnega toka, začrtanega južno od Zavetja enajstih v obliki dvojni skalni greben. Na območju med Zavetjem enajstih in prvimi izdanki tega grebena na površje je skalni greben prekrit z debelo plastjo ledu, ki je v preteklosti prihajal iz ledeniške kotline Garabashi. Trenutno led ne teče skozi to podledeniško ločnico - reliktni ledeni jezik ustreza višji ravni ledu.
Napajalni bazen ledenika Maly Azau se lahko šteje za celotno območje od sedla Elbrus do zemljepisne širine zgornjih delov grebenov lave, Zavetja enajstih in Zavetja devetih. Površje tukaj je polno ledenih slapov in globokih, ukrivljenih ledeniških razpok. Jezik ledenika se dejansko začne malo pod grebenom Zavetja enajstih in ima v tlorisu obliko šape, katere desni del polzi na ledeni razvod med Malim in Velikim ledenikom Azau, levi del (z južno izpostavljenostjo pa ) meji na holocenski andezit-dacitni tok, ki je blokiral moreno zgodovinske faze ledenika Garabashi.
Do sredine 19. stol V. razširjen konec ledenika Mali Azau, povezan z ledenikom Veliki Azau. Sledi rasti ledenika Mali Azau v zgodovinski fazi so bili najdeni na levi strani doline v obliki grebenov, naslonjenih na morene ledenika Garabashi. Leta 1881 se je desni jezik ledenika izlil v ledenik Bolšoj Azau (Dinnik, 1884). Na enoverstnem zemljevidu iz leta 1887 je oznaka konca ledenika 2278 m, in sam konec ni več dosegel ledenika Great Azau. Od leta 1887 do 1957 se je ledenik Maly Azau skrčil za 483 m(Tabela b). Morene, ki beležijo največji napredek ledenika v 50. letih prejšnjega stoletja, dosežejo višino 50. m. Trenutno se ledenik konča z jezikom z dvema ledenima izboklinama; prav na višini 3050 m, levi pa je na nadmorski višini 3150 l.
Tabela 6
Nihanje desnega konca ledenika Maly Azau
leto |
Višina matura ledeniški jezik, m |
Znesek umika za obdobje m |
Letni umik m |
|
1887 1898 1933 1949 1957 1957 |
zemljevid Mushketov I.V. Orešnikova E.I. Topografska karta posnetki iz zraka fototeodolitska raziskava |
2878 3 000 3040 |
4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957) |
Ledenik Garabashi. Površina ledenika 2,74 km 2, dolžina 4.09 km, Razmerje med površinami ledu in snega je 46,9 in 53,1 %. Napajalni bazen ledenika na zahodu je omejen z grebenom lave Zavetje devetih in njegovim podledeniškim nadaljevanjem, ki se nato spremeni v grebene lave. Bazen lahko začrtamo po vzorcu razpok. Je razmeroma majhen in zdi se, da pri napredovanju ledenik s tako majhnim območjem hranjenja ne more imeti veliko moči. V resnici temu ni tako. Dejstvo je, da je v spodnjem delu, na izhodu v dolino Azau, na poti ledenega jezika globok kanjon, ki povzroči zategovanje ledu in močno povečanje moči jezika.
Ledenik Garabashi se konča s širokim vznožjem z nazobčanim spodnjim robom. Ledenik trenutno leži na robu prečnice. Ker ima spodnji del kamnitega rezervoarja jezika ledenika Garabashi hruškasto obliko, ki se konča v ozki soteski, so obalne morene srednje stopnje XIX V. oblikovane kulise, za katerimi so se pojavile jezerske kotanje; vzdolž celotnega zunanjega roba desne obalne morene se vleče veriga kotanj, ki so jih nekoč zasedala jezera. Preboj teh jezerskih bazenov je bil vzrok za ledeniške blatne tokove, ki izvirajo iz soteske Garabashi. Nanosi blata ledenika Garabashi se nahajajo v odseku doline Greater Azau od ogromnega stožca blata reke. Garabashi in se nahajata nekoliko pod ustjem reke. Terskol, torej znotraj gosto pozidane doline. Nekateri raziskovalci blatne usedline zamenjujejo z morenami in pretiravajo o obsegu poledenitve v gorah.
Ledenik Garabashi ima dobro ohranjene morene zgodovinske stopnje poledenitve, na katerih je prišlo do izliva holocenskih andezit-dacitnih lav. Na te lave pa se naslanjajo morene srednjega poledenitve. XIX V. Prav ta razmerja med morenami in lavami omogočajo določitev starosti zadnjega izliva Elbrusa do časa med II stoletja pr e. in XV - XVI stoletja in. e.
Obalne in končne morene zgodovinske stopnje so še posebej jasno izražene v desnem delu ledenika Garabashi. Med zadnjim izbruhom Elbrusa so se nanje zlili tokovi lave, ki so nadaljevanje grebenov lave Zavetja enajstih in Zavetja devetih. Površje grebenov je sestavljeno iz navpičnih ali nagnjenih lava obeliskov s konhoidnimi prelomi, na njih ni sledi vpliva premikajočega se ledu. Poledenitev zgodovinske stopnje je bila malo večja od poledenitve srednje XIX st., zatorej morene v sredini XIX V. ni prekrivala moren zgodovinskega odra in holocenskega andezit-dacita, ampak se je le naslanjala nanje.
Dna nekdanjih jezerskih kotanj se postopoma polnijo z naplavinami; v zgornjem delu kotline je ta proces še opazen. Stopljeni sneg in ledeniške vode ter soliflukcijski tok materiala povzročajo pojav ravnih perjanic, ki ležijo na zamrznjenih horizontih. Debelina morene, ki pokriva dno in pobočja soteske Garabashi, je v izjemno nestabilnem položaju. Z veliko zalogo vode postane mobilna. Ob najmanjšem premikanju kamnov v strugah majhnih potokov takoj začnejo plavati deli drobirja, ki odnašajo večje drobce, ki se nahajajo v drobirju. Morensko gradivo sploh ni zaobljeno. Pahljača Garabashi je sestavljena iz "balvanov", ker se med blatnimi tokovi delci andezit-dacita zaokrožijo, zaradi česar sedimenti postanejo podobni "pravi" moreni.
Velik stožec blata se nahaja na ustju kanjona Garabashi, ki globoko zareže levo stran doline Azau. Z desno stranjo se naslanja na moreno ledenika Bolšoj Azau 1820-1850. Trenutno je pokrit z borovim gozdom. Struge recentnih blatnih tokov ga delijo na tri dele, ki imajo trikotno obliko. Zgornji desni trikotnik, ki meji na jaso Azau, je pokrit z zrelim borovim gozdom, med katerim so posamezni izumrli jeziki blatnih tokov. Srednji trikotnik, pokrit z zrelim borovim gozdom, ni prizadet zaradi sodobnih blatnih tokov. Tretji trikotnik je prekrit s stisnjenim mladim borovim gozdom s številnimi strugami blata. Ta konveksni trikotnik s tavajočimi kanali blatnega toka je očitno nastal leta 1947, ko je iz ustja reke. Ledeniški blatni tok je zajel Garabashi.
Degradacijo sodobne poledenitve spremlja kopičenje morenskih plasti, ki s povečanim taljenjem služijo kot vir ledeniških blatnih tokov. Če v soteski Garabashi zaradi drsenja morene nastanejo začasni jezovi, se lahko takšni blatni tokovi ponovijo. Nastanejo lahko tudi zaradi širjenja regresivne erozije, ki ustvarja globoke razvejane vreze, ki porušijo stabilnost morenskih plasti in jih sprožijo.
Prve informacije o ledeniku Garabashi je objavil N. Ya. Dinnik (1884), ki je zapisal, da se ledenik začne na velikem strmem snežnem polju, ki se nahaja na jugovzhodnem pobočju Elbrusa. Na začetku je razmeroma širok, nato pa se močno zoži na 105-130 m Zanimivo je Dinnikovo sklicevanje na lokalnega prebivalca Ismaila Urusbieva, ki je leta 1884 povedal, da se je pred 30-35 leti ledenik Garabashi spustil precej nižje. V. Ya. Altberg (1928) ugotavlja ogromne morene, ki so nastale ob robovih tega ledenika, in govori o jezeru, ki je zdaj ločeno od ledenika z obalno moreno.
Primerjava zemljevidov iz let 1887 in 1957 nam omogoča sklepati, da se je ledenik skrčil do leta 882 m; V tem času je dolg ozek jezik, jasno viden leta 1887, izginil, na njegovem mestu pa je ostala ozka soteska, polna naplavin in visokih obalnih moren, ki se dvigajo 100-120 metrov nad rečno strugo. m. Površje visoke morene je terasasto; Tu opazimo tri terase, ki ustrezajo različnim položajem ledene površine. Tok lave, ki se je izlil v holocenu, je zajezil spodnji del soteske Garabashi in napredoval v 50. XIX V. ledenik je bil v zajezenem stanju. Prav to lahko pojasni tako visok položaj površine izginulega ledu.
V letih 1956 in 1957 Izvedene so bile ponovne fotogrametrične raziskave ledenika Garabashi. Izkazalo se je, da se sprednji del spodnjega roba ledenika umika po 5- 6 m na leto, na nekaterih območjih pa po 10-12 m(Tabela 7).
Tabela 7
Nihanja na koncu ledenika Garabashi
leto |
Višina dokončanje ledeniški jezik, m |
Znesek umika za obdobje, m |
Letni umik m |
|
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957 |
zemljevid Poggenpohl N.V. Poggenpohl N.V. Orešnikova E. I. topografski zemljevid posnetki iz zraka fototeodolitska raziskava |
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) piše, da ima ledenik Garabashi jasno izraženo stopničasto prečko, sestavljeno iz srednjekvartarnih lav. Tri spodnje stopnice so trenutno brez ledu in na njih je lepo vidno ledeniško brušenje. Četrta stopnja je le delno brez ledu. Na zgornji ploščadi brez ledu pred koncem ledenika je V.N. Kostousov namestil kovinsko oznako:
IGY
KL -106 m
A3-230°
1958-27-VIII,
kar pomeni: oznaka 10, ki jo je ustanovila ekspedicija Elbrus mednarodnega geofizičnega leta Moskovske državne univerze leta 106 m od konca ledenika pri azimutu 230° 27. avgusta 1958. Oznaka je zacementirana v temeljne izdanke vulkanskih kamnin grebena na levi strani glavnega, desnega konca ledenika Garabashi.
Ledenik Terskolima površino 7,56 km 2, dolžina 7.02 km in razmerje med površino ledu in snegom 45,5 in 54,5 %. 18. avgusta 1957 smo skoraj na višini severovzhodnega kraterja Elbrusa prečkali območje hranjenja ledenika Terskol, kar nam je omogočilo, da smo si predstavljali pogoje hranjenja ledenikov Elbrus. V tem obdobju na nadmorski višini 4000-4100 m Obstajajo tako območja čistega modrega ledu kot velika snežna polja, na površini katerih se pojavi celo sneg "pokornikov". Pri hranjenju ledenika Terskol veliko mesto zaseda snežni metež, ki vstopa v depresije reliefa in v zavetrni del grebenov lave, ki se spuščajo z vzhodnega vrha Elbrusa. Zaradi prevladujočega vetrnega prenosa snega od jugozahoda proti severovzhodu je površina ledenika Terskol asimetrična: njegov desni del je višji od levega. Pozimi prevladujoči zahodni in jugozahodni vetrovi dosežejo veliko moč in pihajo neprekinjeno več dni. Vrhovi Elbrusa in višinski pas okoli 4300-5000 m v tem času so brez snega. Iz vdolbine med ledeno bazo in čelom ledene ločnice ledenikov Garabashi in Terskol se sneg prenaša na površje ledenika Terskol, kot iz vetrovnika, zaradi česar se na nadmorski višini okoli 3900 m Pojavijo se velike kopice snega.
Vzhodni vrh Elbrusa je pozimi bolj brez snega kot poleti, saj pozimi snežijo z močnimi vetrovi, ki odnašajo sneg z vrha. Spomladi in poleti je zaradi sneženja, ki nastane ob razmeroma nizkih hitrostih vetra, prekrito s snegom. Pas znotraj nadmorske višine 4200-5000 m ostane brez snega skoraj vso zimo. Ledeniki se napajajo s kopičenjem snega v pasu okoli 4000 m.
Zahodna meja napajalnega bazena ledenika Terskol se začne izpod skal vzhodnega vrha in poteka vzhodno od Pastuhovega zavetišča. Tu je to zelo jasno izraženo, saj je led ob nadaljevanju podledeniškega grebena močno razpokan. Pod skalami Zavetišča devetih je zahodna meja potegnjena vzdolž sistema globokih razpok, ki ločujejo napajalni bazen ledenikov Garabashi in Terskol. Vzhodna meja sledi razpokam, ki so jasno vidne na fotografijah iz zraka, ter grebenu lave, ki leži med ledenikoma Terskol in Irik. Površina tega grebena je postala ravna pod vplivom procesov permafrosta. Ledena površina glede na greben je močno asimetrična; pobočje grebena proti ledeniku Terskol je golo, površina ledenika pa je na 30 m nižje od roba grebena. Hkrati je pobočje, ki gleda na ledenik Irik, popolnoma zakopano v led in sneg. Razlog za asimetrijo je v transportu in izpostavljenosti snežnemu metežu: pobočje ledenika Terskol je obrnjeno proti vetru in proti jugu, pobočje ledenika Irik pa je severno in zavetrno (slika 23). V sredini XIX V. S tega grebena je še vedno tekel led tako proti ledeniku Terskol kot proti ledeniku Irik; istočasno se je jezik razmahanega ledenika spustil v dolino Terskol. Njegove obrise je mogoče jasno zaslediti vzdolž obalnih obal. Nekaj časa je jezik tega ledenika obstajal samostojno, kar potrjuje gred končne morene, ki leži ob vznožju strme police. Ostanki ledenika so danes ohranjeni le na pobočju severne ekspozicije v obliki tankega ledu, ki bo v naslednjih letih izginil.
Ledeniški napajalni bazen je prekrit z globokimi razpokami. V njegovem zgornjem delu je debelina ledu precejšnja. Celotna desna stran ledenika Terskol se nahaja v zavetrnem delu grebena lave. Zaradi tega je prekrit z debelo plastjo firna, medtem ko v srednjem in levem delu led pride na površje do konca poletja.
Trenutno jezik ledenika Terskol visi na strmi prečki, s katere občasno padajo ledeni bloki. Površje ledenika pred robom prečnice je nekoliko znižano, gorvodno pa je velika ledena zabuhlost, ki jo lomi sistem globokih prečnih razpok. Po hitrem izginotju ledenika naj bi se na tem mestu pojavila skalnata vzpetina. Na končnem delu je ledenik raztrgan z razpokami vse do struge. Sodobni jezik je pritisnjen na levo skalnato stran.
V 50. letih prejšnjega stoletja se je ledenik Terskol končal s koničastim jezikom, uokvirjenim z jasno vidno končno moreno, sestavljeno predvsem iz svetlo sivih granitov in dioritov. Ledeniški jezik takrat ni prišel v stik z desno stranjo doline, ampak je ustvaril le tlačno moreno. Od prečnice se je spustila le z levim delom, zato so leve končne morene najbolje izražene. Levi del ledenika je vedno prejemal več lokalne hrane iz visokega brega Terskolak, desni del, ki meji na greben lave Terskol, pa so napajali le majhni snežni plazovi.
Med levim pobočjem doline in levo obalno moreno izginulega ledenika je globok jarek, po katerem teče staljena voda. Tudi desna končna morena je jasno izražena in izstopa s svetlo sivim tonom. Ni bilo mogoče ugotoviti števila stadijskih moren, ki odražajo stopnje umika ledenika po letu 1850. To je mogoče pojasniti z dejstvom, da je konec umikajočega se ledenika ležal na visoki skalnati polici, s katere so običajno padali ledeni bloki, zaradi česar ni mogel nastati sistem koncentričnih stadijskih lokov.
V letih 1907-1913. Ledenik Terskol je s svojim jezikom dosegel dno doline Terskol. N. A. Bush (1914) je zapisal, da je ledenik pred seboj premikal novo končno moreno. Ob tem je Bush opozoril, da le levi del ledenika napreduje, medtem ko se bo desni, ki visi na strmi steni, vedno zlomil s pobočja. Ta majhen greben, ki ga je nakazal Bush, smo našli na dnu doline; dobro se je ohranila do danes. Da bi ga prepoznali na fototeodolitskih fotografijah na velikem balvanu črne lave z rdečimi žilami (velikost 1,2X1,5 m) Z belo emajl barvo je bil narisan trikotnik s konico navzdol in vpisana številka 11 (to je številka, ki označuje 1911). Oznake, ki je bila postavljena med 2. IPY, ni bilo mogoče najti, vendar smo glede na obstoječi opis rekonstruirali možno lego konca ledenika leta 1932 na podlagi morfoloških značilnosti z belo emajlirano barvo na merah granodiorita 2,0x2,0x1,5 m narisan je trikotnik z vrhom v dolino in postavljena številka 32 (označuje 1932).
Ya. I. Frolov (1934) poroča, da se je leta 1929 levi del ledenika še spustil na dno doline. S. P. Solovyov (1933) je pričal, da konec ledenika Terskol visi na skoraj navpični polici. Poleg tega je Solovjov opozoril na popolno ločitev spodnjega levega ledeniškega pritoka, ki teče od velikega cirka.
Primerjava sodobnega položaja konca levega prsta ledenika, pridobljenega iz materialov fototeodolita, z našo oznako, ki obnavlja položaj ledeniškega jezika leta 1911, daje umik jezika za obdobje od 1911 do 1956 pri 390°. m. Primerjava z možnim položajem ledenika med 2. IPY daje umik od 1932 do 1956 280 m(Tabela 8).
Sodobni konec jezika ledenika Terskol leži v obliki štiriprstne šape na strmi granodioritni prečki (slika 24). Višina prstov (od desne proti levi) je (v metrih):
Prst št. |
2 | |||
Višina prstov, m |
3367 |
3242 |
3203 |
3160 |
Iz primerjave fototeodolitskih raziskav iz let 1956 in 1957. sledi, da se je levi prst v enem letu umaknil za 37 m, drugi pa ob 8-10 m. Hkrati se je ledena površina nad ledenikom dvignila za 1,5-2 m, očitno se v telesu ledenika Terskol premika poplavni val. Ko bo dosegla prečko, bodo žledni plazovi pogostejši. V sodobnih razmerah se konec komaj začne približevati - prečka, na kateri sloni ledenik, je prestrma.
Tabela 8
Nihanja na koncu ledenika Terskol
leto |
Višina matura ledeniški jezik, m |
m |
Letni umik m |
|
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957 |
zemljevid Poggenpohl N.V. Poggenpohl N.V. Bush N.A. Bush N.A. Orešnikova E. I. topografski zemljevid Mikhalev V. I. fototeodolitska raziskava |
2624 2920 2943 |
120 (1894-1897) 4 (1897-1898) ledenik je napredoval 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957) |
31,5 |
Leta 1958, pred koncem ledenika, je V.N. Kostousov postavil oznako. Znamka je zacementirana do globine 7 cm v bloku granita 5X5 m od glavnega desnega konca ledenika. Ta blok se nahaja med morenskim materialom, ki leži na kristalni prečki. Nad oznako so izrastki kristalastih grebenskih skal prekriti s črno moreno. Na desni je pečina lave. Na levi, v višini oznake, je konec ledenika Terskol. Pristop do bloka z oznako z desnega pobočja je precej težaven. Začne se od razširjajočega se grebena desne obalne morene, nato sledi strmemu pobočju morene do izdanka kristalinskih grebenskih kamnin. Razdalja od tega izdanka kristalnih kamnin do oznake ob moreni in mrtvem ledu je 80 m. Kovinska štampiljka, okrogla, s premerom zunanje površine 4 cm, njegov zatič ima dva kovinska obročka. Vtisnjeno na znamki:
IGY
KL-33 m
AZ-44°
1958-26-VIII
V videzu dna doline Terskol je ohranjenih zelo malo ledeniških reliefnih značilnosti. V dolini ni mogoče najti sledi zgodovinske faze poledenitve. Na dnu doline je bil odkrit ostanek fluvioglacialnih plasti, iz katerega je enostavno rekonstruirati globino vreza, ki je očitno nastal v mokri fazi po sušnem obdobju. V - XIII stoletja n. e.
V dolini reke Terskol je našel veliko sledi delovanja blatnega toka. Morenske terase so v mnogih primerih prekrite z velikimi aluvialnimi pahljačami, sestavljenimi iz morenskega materiala, ki ga prenašajo blatni tokovi iz cirkov, ki ležijo visoko na pobočjih doline. Izvor teh stožcev je povezan z močno erozijo na levem pobočju doline (južna ekspozicija), ki je povzročila globoke erozijske vreze, ki so segali do dna manjših cirkov. Iz obsežnih denudacijskih kraterjev blatni tokovi prenašajo morenske nanose majhnih ledenikov, ki so izginili po letu 1850. Kombinacija intenzivne erozije in ogromnih zalog drobirja. material ustvarja predpogoje za povečanje nevarnosti blatnih tokov.
Zgornji del kotline je prekrit z debelo plastjo firna in ima relativno malo razpok. Nasprotno, spodnji del bazena je poln velikega števila globokih razpok. Jezik ledenika skozi ozek vrat, ki ga tvorijo ostrogi grebenov Terskolak in Irikchatkara, vstopi v globoko dolino Irika. V ozkem vratu je podledeniška skalna polica, ki je povezana z ledenim slapom. Nahaja se v dolini skoraj zemljepisne širine, jezik je očitno odvisen o t izpostavljenost pobočja. Južna pobočja so skoraj brez snega, na severnih pobočjih so ostanki majhnih cirkalnih ledenikov. To pobočje je posejano s črtasto podolgovatimi brazdami, po katerih padajo snežni plazovi; ostanki snežnih plazov v obliki lavinskih snežišč prekrivajo desno stran ledeniškega jezika.
Na levi strani (južna ekspozicija) se je ledenik umaknil s pobočja in se hitro tali. Nad njim se na skalnato pobočje naslanjajo obalne morene, katerih relativna višina se po dolini hitro povečuje. Konec jezika je ozek, delno prekrit z moreno in leži med visokimi stranskimi morenami (slika 25). Srednji del jezika se nahaja precej pod robnimi deli, ki jih pokriva morena.
Ledenik Irik je lahko dostopen in so ga obiskali številni raziskovalci, ki so pustili podrobne opise njegovega konca (Tabela 9). Kljub temu je težko določiti povprečno hitrost umika ledenika, saj je med krčenjem prešel skozi fazo mrtvega ledu. Poleg tega je bil v prvih obdobjih umika ledeniški jezik zelo debel, nato pa se je močno stanjšal, zaradi česar je bilo težko izračunati spremembe v masi ledenika.
N.A. Bush (1914) je zapisal, da ima spodnji del videz zelo visoke in strme ledene stene, S. P. Soloviev pa je leta 1931 ugotovil, da je kot naklona jezika 35 °, v njegovem srednjem delu pa je jezik nekoliko potonil; zato ima v prečnem profilu nekoliko konkavno obliko. Po ugotovitvah Ya. I. Frolova (1934) se od leta 1931 srednji del jezika opazno umiri. Frolov poroča, da se je leta 1948 ledenik močno sesul, tu se je začela nekroza spodnjega dela in razvoj termokrasa. Prav tako je povsem upravičeno izrazil dvom o izjavi Solovjova, da je ledenik Irik v letih 1913-1914. bi lahko bil na istem mestu, kjer je bil ob izdelavi enoverstne karte območja (1887).
Tabela 9
Nihanja na koncu ledenika Irik
leto |
Višina konec ledeniškega jezik, m |
Znesek umika za obdobje, m |
Letni umik m |
|
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957 |
Abih G zemljevid Mušketov I. V. Bush N.A. Gerasimov A. P. Altberg V. Ya. Frolov Ya. Frolov Ya. Solovjev S.P. Solovjev S.P. Solovjev S P. Solivev S P. Solovjev S.P. Gaybrok V. Frolov Ya. Tušinski G.K. Mikhalev V. I. |
2530 2541 2550 2548 2584 2616 |
320(1849-1887) 38 (več kot 2 leti) 162 (več kot 12 let) 35 (več kot 2 leti) 1553(1887-1956) |
17,5 17,5 11,5 15,7 10,4 |
Gibanje ledenika Irik po dolini v 50. letih prejšnjega stoletja beleži nizka končna morena, naslonjena na fluvioglacialno teraso. Znotraj konca izginulega ledenika sodobni procesi hitro spreminjajo prvotni videz morenskih plasti končnega dela ledenika. To je še posebej opazno pod desnim pobočjem doline, saj se iz cirka, ki se nahaja nad jezikom izginulega ledenika, spušča sistem pladnjev, po katerih se premikajo morene, ki jih vleče v soliflukcijski tok v cirku. Morene v tlorisu dobijo obliko sinterskih jezikov in se, ko dosežejo strmo polico, spremenijo v širok niz soliflukcijskih linearno podolgovatih pasov, ki se spuščajo do vznožja pobočja in se na zunanji strani naslanjajo na končni morenski greben Irika. ledenik srednje stopnje XIX stoletje
V odseku fluvioglacialne terase je opazna jasna plastovitost, ki dokazuje njen vodni izvor. Vrez ali izboklina terase se je očitno pojavila kot posledica intenzivnega taljenja ledu. Presenetljivo spominja na vrez v dolini Terskol in ostanek v njenem srednjem delu, ki sta posledica povečane globinske erozije.
Odsek doline Irike, osvobojen ledu v letih 1887-1957, ima poleg resnično ledeniških oblik veliko število reliefnih oblik, povezanih s soliflukcijskimi procesi, plazovi, zemeljskimi plazovi in erozijo. Opazovanja na tem območju nas prepričajo, da dlje kot je bila dolina brez ledenika, boljši je "morenski" relief na dnu. Ko se približujete ledeniku, se količina spodnje morene zmanjšuje.
Tik pred ledeniškim jezikom je grušč s posameznimi velikimi balvani velikosti 2-5 m. Pod dolino se vidi, kako drobni material obalne morene drsi s pobočij in napreduje v srednji del doline. Posebej pomembna je vloga snežnih plazov pri prerazporeditvi materiala. Marsikje so pozimi in spomladi 1956/57 snežni plazovi predrli površino roba obalnih moren, ki ležijo na nadmorski višini 150 m. m nad dnom doline in odnašala ostanke na dno. Junija je ležala na površju obsežnih lavinskih snežišč, ki so prekrila vso širino doline. Do sredine julija se običajno stopijo, zato raziskovalec pogosto ne more razumeti vzroka za gibanje materiala.
Naklon in ekspozicija doline Irika nekoliko spominjata na dolino reke. Veliki Azau. Tu se v dolini z rahlim pobočjem neizogibno pojavijo območja mrtvega ledu.
10. avgusta 1956 smo med raziskovanjem doline našli mesto, kjer je bila nameščena znamka 2. MPG, vendar napisa na kamnu nismo našli, čeprav so ostali sledovi bele barve. Na ta kamen smo z rdečo barvo narisali trikotnik s črkami M-33. Razdalja od tega kamna do sodobnega konca ledenika je 500 m; sledi, da je za 1932-1956. ledenik Irik se je umikal s hitrostjo okoli 20 m/leto. Od leta 1887 do 1957 se je ledenik umaknil do 1553 m, tj. v povprečju v 70 letih je bila tudi stopnja umika približno 20 m.
Jezik ledenika Irik se umika z nastankom 15-20-metrske cone mrtvega ledu in pojavom kotanje, v katero padajo naplavine, ki tvorijo morene visoke 2-5 metrov. Na sodobnem koncu ledenika na svetlo sivem granitnem balvanu velikosti 3X3X3 m označeno. Na vrhu kamna je naslikan meter dolg rdeč križ. Spodaj je v rdeči emajlirani barvi naslednji napis:
KL
AZ-305
32 m
10-9
Julija 1957 je V.I. Mikhalev s to oznako določil letno vrednost umika jezika na 18 m.
Debelina ledu v dolini Ireke se je od leta 1887 do 1956 zmanjšala za 125-150 m. Sodobni konec ledenika Irik ima obliko široke ledene šape, ki je v prerezu sestavljena iz treh delov: a) desnega, prekritega s črnim morenskim pokrovom iz materiala srednje morene, ki se pojavi pod ledenim slapom; b) srednji, ne zamašen z moreno in rahlo napreden, z naklonom 30-40 °; c) levo, prekrito z 1-2 cm plastjo drobirja.
Reka teče pod ledenikom v ledenem rovu. Irik. Od tega rova na koncu ledenika ostanejo ledeni oboki, ki se pogosto sesedejo. Spodnji del ledenika nad jezikom ima kot naklona okoli 15° in ga moti le slap, skozi katerega se lahko prebije na zgornjo ledeno ploščo, ki se drži njenega desnega (orografsko) dela. Nad ledenim slapom je na zemljevidu iz leta 1887 prikazan dolg neimenovani pritok Irike. Trenutno ne doseže Irika. Ta ledenik je razdeljen na 4 majhne viseče ledenike.
Leta 1958 je Kostusov na koncu ledenika na istem bloku kot leta 1956 postavil oznako:
IGY
KL-66 m
AZ-300 0
1958-8-VII
V teh dveh letih se je ledenik umaknil za 34 m.
Ledenik Irikchat (slika 26) ima površino 1,79 km 2 dolžina 2,67 km razmerje med površinami ledu in snega je 36,9 in 63,1 %. Napajalni bazen ledenika je majhen, saj večina ledu gre v ledeno polje Jikiugankez skozi podledeni most med vrhoma Liparitov in Kalitsky. Napajalni bazen je prekrit z dokaj debelo plastjo snega.
Jezik ledenika prodira v dolino Irikchata skozi vrat, širok 300 metrov. m, ki povezuje vrh Liparit s skalnatim grebenom grebena Irikchatkara. Očitno je ta jez precej visok in zato iz napajalnega bazena prihaja zelo malo ledu. Dokaz o obstoju mostu so globoke razpoke, ki ločujejo ledenik Irikchat od ledenega polja Elbrus. Majhna zaloga ledu od zgoraj se kaže v hitri degradaciji ledenika Irikchat na celotnem območju.
Desna stran ledenika se ne napaja toliko z Elbrusa kot s strani doline zaradi padajočih plazov. Najbolj ohranjen del ledenika je levi, ki pa je tudi raztrgan s širokimi razpokami in od levega pobočja ločen s širokim pasom mrtvega ledu. Površina ledenika se je v obdobju od 1887 do 1958 močno zmanjšala, kar dokazuje leva visoka obalna morena, v jedru katere je ostal mrtev led. Leta 1887 se je jezik ledenika končal na nadmorski višini 3109 m, in leta 1958 - na nadmorski višini 3300 m. V tem obdobju se je ledenik skrčil do 1260 m. Ko je poledenitev rasla, je ledenik padel na skoraj 2900 m. Nad tem mestom je na levem pobočju doline dobro viden ovinek pobočja, ki kaže na nivo ledu, ki zapolnjuje rečno dolino. Irikchata.
Na levem pobočju so lepo vidne ugrezne terase, ki so nastale pod vplivom odsutja klastičnega materiala na površino ledenika, in več oznak površinskih nivojev ledeniškega jezika. Te terase lahko zasledimo visoko na pobočju doline do sodobnega jezika, spodnja terasa, ki se postopoma dviga v dolini, pa se združi z najnovejšo visoko teraso, v jedru katere leži zakopan led. Na desnem pobočju je vse podvrženo gravitacijskim procesom, odnašanju materiala s pobočij z nastajanjem snežišč iz grebenov, ki se združujejo. Zdaj je ta proces dobro poudarjen s širjenjem poletnih snežišč na dnu desnega pobočja in visečim ledenikom pod vrhom Achkeryakolbashitersak (3941 m).