На кой континент се намира големият ледник Азау. Ледниците Голям и Малък Азау

Голям и Малък, два ледника в Кавказ. Те произлизат от обикновено фирново поле на южния склон на Елбрус. A. Big (Baksansky) - долинен ледник с дължина 2,1 км,около 250 широк м.Покрити с морена. Завършва на 2500 м,захранва извора на река Баксан. A. Малък - висящ ледник, спуска се в ивица (до 1 км) по склона до височина 3140 м,има много пукнатини по повърхността. Той е източник на река Мали Азау (приток на река Баксан).

• - планински връх в Главната Кавказка верига; от него до Елбрус има шпора. Надморска височина - 3695м. В първата част на оронима лежат балкарските аз - "малък", аю - "вървя". "Непосетен връх"...
• - планински връх в североизточния отклон на Майн Кавказки хребет, в междуречието на Азау и Донгуз-Орун. От Балкар: azau - "зъб" ...

  Топонимичен речник на Кавказ

• - планински проход през Главната кавказка верига, от горното течение на дефилето Азау до горното течение на Ненскра. Името отразява началото и крайната точка на пътуването през този проход - от дефилето Азау до село Чубери на река Ингури...

  Топонимичен речник на Кавказ

• - планински връх в Главната Кавказка верига, в горното течение на река Азау. Височина - 3862 метра. Името на върха идва от прохода...

  Топонимичен речник на Кавказ

• - ледник, виж Баксан,...

  Географска енциклопедия

• - Голям и Малък, два ледника в Кавказ. Те произлизат от обикновено фирново поле на южния склон на Елбрус. А. Болшой - долинен ледник дълъг 2,1 км, широк около 250 м. Покрит с морена ...

  Голям Съветска енциклопедия

• - два ледника на Б. Кавказ, на Елбрус: Азау Болшой, долинен ледник; Azau Малък висящ ледник. Алпинизъм...

  Голям енциклопедичен речник

Големият ледник Азау е най-големият ледник в района на Елбрус. Намираше се в горното течение на река Азау, в дълбока клисура, близо до скалите на отклоненията на Кюкюртлу. Западната граница на ледника минава от гребена на цирка Хотютау до върховете Улукамбаши и Азаубаши. Площта на заледяването е 23 km2, дължината е 9,28 km. В средата на 19 век този ледник се спуска по долината до зоната борови гори. В момента езикът му започва на 2493 m надморска височина. Повърхността на долната част на ледника е покрита с 2-3 см слой чакъл и малки отломки от камъни. Всяка година ледникът се оттегля средно с 31 м, оставяйки огромни маси от "мъртъв" лед. Общото му отстъпление през периода на наблюдение е 2184 м. Ако имате със себе си катерачна екипировка, можете да се изкачите по скалите по сипея и морената до ледника. Но трябва да се помни, че под тънък слой камъни и глина има лед. Такова пътуване може да бъде много опасно поради постоянни скални и ледопада. Все още се водят много спорове относно произхода на думата и името Azau. Един превод от Балкар е място, където няма хора. Професорът от KBSU Джемалдин Коков, който се занимава с топонимията на Кавказ, съпоставя това име с името на избягал тук от кръвна вражда воин на име Азов. Хусеин Залиханов, местен жител и алпинист, разлага топонима на две думи аз – рядко и ау (ауш) – преминавам, преминавам, т.е. място, където рядко пресичат планините. Има и трети превод: проходът на азовците (аси), за които се твърди, че са живели тук през ранното средновековие.

Най-убедителната версия на името е дадена от местен балкарски старец, който разказа много правдоподобна история. Съседни племена, преминавайки по билото, дразнеха местните, крадяха добитък, ловуваха за обиколки. Тогава баксаните помолили своя покровител, собственик на тази земя, княз Атажукин, да им осигури защита. Принцът изпрати известен войн на име Азао, който успя да спре тези набези. Но обичаят на кръвната вражда принуди победените да дебнат Азао и да се справят с него. Погребан е на поляна, която баксаните наричат ​​Азау. Тази история е известна на много стари хора. Azau може да се преведе от кабардински като 1ezu (azu) - умело и zaue (zao) - да се биеш, да се биеш, тоест да се биеш умело.

Площта на заледяване на Малкия Азау е 8,49 кв. км, дължината е 7,58 км, дебелината на ледената черупка е до 100 м. от седловината на Елбрус до "Заслона на единадесетте" и "Заслона на деветте". ". В горното течение на малкия ледник Азау зейнат ледопадни пукнатини.

Общата площ на заледяването на района на Елбрус е 132,9 km2, от които са регистрирани 156 ледника. Що се отнася до самия връх Елбрус, площта на заледяването е 124 km2 (съответно по-голямата част от цялото заледяване се намира на Елбрус). Ако вземем целия Голям Кавказ като цяло, тогава броят на регистрираните ледници достига 1400 ледника.

Всички ледници са свързани с речните басейни: Кубан (на западния склон), Малка (северен склон), Баксан (южен и източен склон), а басейнът на последната река представлява почти 51% от цялата ледникова площ на Елбрус. Освен това само 7 ледника вече представляват повече от 53%, а всички останали 149 ледника, разположени тук, представляват 80% от общата площ.

Ледниците в Кавказ сами по себе си са доста важен фактор за формирането на всички ландшафти в Централен Кавказ. Под тяхно влияние се формира не само самият ландшафт, но и климатът като цяло, растителната покривка. Системата от ледници Елбрус се състои от 25 ледника, които имат една повърхност, едни условия на съществуване, един закон на промяната, обща връзка с околната среда.

Ледниците вземат своите източници и храна от западните и източните върхове. На височини от 5200 метра до 4200 метра действително възниква зоната на ледопада. В южния сектор на заледяването на надморска височина до 4 километра има фирнова линия, а в източния - половин километър по-ниско. Ледниците на Елбрус образуват върхове под формата на конуси.

Ледниците на Елбрус имат средна скорост на движение, тоест около 15 сантиметра на ден и съответно около 30 метра годишно. Най-бързият ледник на Елбрус е Ирик, чиято скорост се колебае около 100 сантиметра на ден.

Материалът е намерен и подготвен за публикуване от Григорий Лучански

Източник:Заледяване на Елбрус.Под редакцията на доктора на географските науки проф. Г.К. Тушински.Издателство на Московския университет, 1968 г

Обща информация за заледяването на Елбрус

количествени данни

Цитираните дотук количествени данни за заледяването на Елбрус са или много остарели, или са произволни. Основният източник за тяхното получаване е картометричната работа. Точността на последните зависи от точността на топографската карта, върху която се извършват измерванията, както и от техниката на измерване и тяхната обработка.

През 1887 г. е публикувана карта, която служи като изходен материал за редица картометрични произведения. Според измерванията, направени от K.I. Podozersky (1911), общата площ на заледяването на Елбрус е 127,81 кв. км. версти, или 145,7 км 2.Измерванията на П. А. Иванков (1960) на нова карта, съставена през 1949 г. въз основа на данни от въздушни изследвания от 1946 тона, дават обща площ на заледяването на Елбрус от 144,5 км 2;тази цифра включва и площите на всички области, които не са покрити със сняг и лед в рамките на фирновото поле, които са около 6 км 2.Намалена площ на заледяване със 7.2 км 2трябва да се счита за приблизителен, тъй като, първо, границите на заледяването на картата от 1949 г. в някои случаи включват области, покрити със сняг, но не са пряко свързани с областите на ледници и фирнови полета, и, второ, картите от 1887 и 1949 г. не са съвсем съпоставими, тъй като са получени чрез различни геодезически методи и на различни геодезически основи.

В резултат на работата на експедицията на Елбрус на Московския държавен университет по програмата IGY за района на Елбрус беше съставена нова карта на базата на фототеодолитно проучване в много по-голям мащаб от досегашния. Въз основа на тази карта в лабораторията по въздушни фотометоди на Московския държавен университет бяха направени нови измервания на зоната на заледяване на Елбрус и бяха получени някои други характеристики. При съставянето на картата са използвани материали от полево интерпретиране на изображения и е извършено полево редактиране на съставените таблетки. При картографиране на контурите на ледниците е използван методът за стереоскопично определяне на границите на движещия се и неподвижния лед (ако са налични материали за повторно проучване). Проучвателните материали от различни години (1956-1960) са донесени до една и съща дата - 1957 г. Следователно измерванията на новата карта са освободени от основната грешка при определяне на областите на заледяване от П. А. Иванков, свързана с неправилно отразяване на границите на заледяване на картата от 1949 г.

Фиг.19. Схема на заледяването на Елбрус: 1) граници на ледниците: а)в зоната на аблация, б) в зоната на натрупване; 2 - ледът се разделя между ледниците; 3 - граници на зони с голяма надморска височина (след 200 m); четири- номер на височинната зона; 5 - границата на групата зони "Върхът на Елбрус"

Описание на ледниците на южния склон

Ледник Биг Азау заема най-западната позиция (фиг. 20). Зона на ледника 19.20 км 2,дължина 9,98 км,съотношението на ледените и снежните площи е 49,5 и 50,5%. Ледникът започва изпод скалите на отклонението Кюкуртлу; западната му граница е скалистото било на т. нар. Хотютауски цирк. От връх Кюкюртлю билото отива към прохода Хотутау, а след това към връх Улукамбаши и връх Азаубаши. Този хребет има почти меридионална посока и само на юг от Улукамбаши образува гладка дъга, която затваря захранващия басейн на ледника Болшой Азау.

Западният (наветрен) склон на билото няма много заледяване. В огромните циркове, врязани в този склон, има само малки ледници и снежни полета. На източния (подветрен) склон, до гребена, има снежни полета, които заемат почти цялата западна половина на захранващия басейн на ледника Болшой Азау. Така захранващият басейн на ледника е в подветрената сянка на вододелния хребет; Ледникът получава значителна част от храненето си от натрупването на вятъра. Горната част на хранителния басейн се намира на надморска височина от около 5000 мв зоната на рекристализация-инфилтрация. Тук участъци от скалисти стени се редуват с наклонени пътеки от фирнови натрупвания.

Източната граница на захранващия басейн на ледника Болшой Азау, който е ледораздел с ледника Мали Азау, минава почти в меридионална посока по билото на холоценските андезит-дацити. Този леден водораздел сравнително наскоро (след 1820 г.) се появи изпод леда, който го покрива, тъй като все още са запазени фрагментирани и застояли ледени потоци, които някога са течали през ледниковия канал и са захранвали ледника Болшой Азау. Сега вътре обща площИма малки реликтни ледници, които служат като причина за неправилното очертаване на границите между ледниците. Горната част на ледниковия водораздел, минаваща от западния връх на Елбрус, все още е покрита с дебел лед, който е силно раздробен върху стръмен лава, в резултат на което тук сред непрекъснато поле се е образувал своеобразен леден език от лед и фирн. По-нататъшното размразяване на билото на лавата трябва да доведе до пълна изолация на захранващия басейн на ледника Болшой Азау.

За разлика от западната част на басейна, захранвана от ледника, която се захранва от снежни бури, източната му част е снабдена с лед, идващ от зоната на рекристализация-инфилтрация. Поради спирането на ледения поток в тази посока от зоната на натрупване на ледника Мали Азау, храненето на източната част на ледника Болшой Азау в момента е недостатъчно. Средната част на този ледник се намира в обширна депресия на около 3500 m;тук ледът е изложен на повърхността, не е покрит от фирновия слой. Това е най-ниският леден пояс на Елбрус. Дори след обилни снеговалежи (12 август 1958 г.) на повърхността му не остана сняг.

Езикът на ледника Болшой Азау се намира в тесен пролом, което допринася за извирването му, което е причинило XVIII - XIX векове погребване на ледената преграда между ледниците Болшой и Мали Азау. На езика на ледника има стръмен ледопад, който съвпада с линията на ледниците на ледниците Мали Азау, Гарабаши и Терскол. Под ледопада езикът на ледника навлиза в дълбоко и относително тясно дефиле, което има рязко стесняване в долната част. Именно на това място възникна огромно преграда на целия ледников език, чието увеличаване на мощността предизвика бързо движение на езика надолу по долината, какъвто беше случаят в средата XIX в Височината на запълване на долината от ледника в миналото е добре възстановена от високи странични морени.

Съвременният език на ледника Болшой Азау е асиметричен: повърхността му е по-ниска от лявата страна. Причината е допълнителното подхранване на дясната част на ледника от снежни бури. Под съвременния край на ледника дъното на долината е изпълнено с мъртъв лед, който в момента е запазен само под склона на северното изложение.

Може да се предположи, че новият растеж на заледяването на Елбрус няма да започне с увеличаване на ледената шапка и преминаване надолу към долините на краищата на ледниците. По-скоро на дъното на долините, в резултат на натрупването на лавинен сняг, лавинните конуси ще се слеят в линейно удължени тела, което ще доведе до долинни ледници. За разлика от ледниците, лавините реагират незабавно на обилен снеговалеж; следователно, лавинно захранваните ледници в дефилето Болшой Азау могат да се появят по-бързо, отколкото езиците да слизат от склоновете на Елбрус. Доказателството за това предположение е фактът, че в момента на южния склон на Западен Кавказ, в долините на притоците на Чхалта (Олугар), има лавинно захранвани ледници, лежащи на дъното на надлъжните долини в подножието от стръмните склонове, докато е под гребена на Главната кавказка верига, разположена на относителна височина 2 км,няма ледници.

Първият изследовател, който през 1849 г. открива ледника Болшой Азау на етапа на най-голямото му напредване надолу по долината, е Г. Абих. Той пише, че ледникът създава напорна морена, покрита с вековни борове. Ледникът, според Абич, се е спуснал през онези години толкова ниско, колкото никога преди: достига до зоната на борови гори (Абих, 1871). Проведено от нас през 1956 и 1957 г. преглед на леглото на сега оттеглящия се ледник ни убеждава, че през 1849 г. ледникът е бил в пружинирано състояние и краят му, създавайки огромен натиск, е бил изтласкан през тесен скалист пролом, поради което над дерето , дебелината на леда рязко се увеличи, достигайки 200-300 м(фиг. 21).

През юли 1881 г. ледникът е изследван от Н. Я. Динник (1884), който отбелязва, че долната част на ледника завършва със стръмен склон, пресечен от пукнатини. Интересно е указанието на Диник, че дясната част на езика е в непосредствена близост до почти отвесни скали, а лявата граничи с редица успоредни морени, достигащи до 63 мвисочина. Проучванията на Диник ни позволяват да заключим, че още през 1881 г. отстъплението на ледника е ясно изразено, по левия му край се забелязва развитието на термокарстови явления и се образува язовирно езеро. Според Н. Я. Динник крайната морена на ледника е малка. Тази особеност е характерна за всички ледници на Елбрус, тъй като вътре в тях и на повърхността има малко моренен материал и само страничните морени достигат значителни размери поради гравитационни процеси (талус и лавини).

Н. Я. Динник спомена, че ледникът Болшой Азау е възникнал от четири ледени потока, два от които започват от Елбрус, а два от отклонението на Хотютау. До 1884 г. има пълно разделяне на тези четири клона (Михайловски, 1894). През следващите години ледникът беше бързо унищожен; съдейки по картата от 1887 г., ледниците, спускащи се от Главната кавказка верига, се оказаха отделени от ледника Болшой Азау.

Контурът на ледника Болшой Азау от 50-те години сега е очертан от ниска 5-метрова крайна морена, преминаваща в ясни хребети на страничната лява морена. Сега върху него расте млада борова гора. Над тази морена в дъното на долината има 5 ниски крайни морени до 3 м,фиксиране на позицията на ледника от 1850 до 1930 г. През 1896 г. V. O. Novitsky (1903) пише, че дебелината на леда в долния край на ледника е 21 м.Тази стойност съответства на височината на съвременната лява странична морена под дефилето Болшой Азау. През 1900 г. А. А. Долгушин открива края на ледника под формата на стръмна ледена скала, близо до боровата гора. Той обърна внимание на факта, че височината на морените достига 16,8 и. В. М. Сисоев (1899) посочи бурното топене на лявата част на ледника, т.е. отстъплението на ледника от склона на южното изложение.

До 1907 г. ледникът Болшой Азау завършва в скалист пролом (Буш, 1914 г.), а през 1909 г. водите, стичащи се от ледника Малий Азау, паднаха като водопад върху повърхността на ледника. През 1925 г. краят на ледника се отдалечава от водопада нагоре по дефилето с 20 м(Алтберг, 1928 г.). Близо до устието на този водопад вече ясно се вижда окончателната морена, датирана от 1925 г. (фиг. 22).

По дъното и склоновете на ждрелото на ледника Болшой Азау почти няма истинска дънна морена. Отлагания, наподобяващи дънни отлагания, се образуват в резултат на свлачища на тераси, потъване и лавинна дейност, която се забелязва в цялата долина. И така, в горния край на дефилето на ледника Болшой Азау има голям лавинен вентилатор, който се спуска доста редовно. Когато тялото на ледника лежеше в клисурата, лавинното изхвърляне се състоеше от сравнително чист сняг, но когато ледникът изчезна, долната част на лавинния канал се оказа изсечена в детритния материал на дясната крайбрежна морена на ледника. В момента лавина отвява тази морена от склона.

Долната част на ледника Болшой Азау трябва да бъде разделена на участък от мъртъв лед - от края на дефилето до съвременния език и участък от този език до ледопада. Мъртвият лед на десния склон е добре запазен поради благоприятна експозиция, както и снежни бури и лавинни натрупвания на сняг. Тези ледове фиксират позицията на повърхността на ледника през 1920-1925 г. Мъртвият лед от лявата страна се е отдръпнал далеч от склона и представлява непрекъсната ивица от термокарст.

Повърхността на мъртвия лед на десния склон е покрита със светлосив детритен материал, състоящ се от сиви докамбрийски биотитови гранити, а повърхността на мъртвия лед на левия склон е покрита с тъмносив, черен и червеникаво-кафяв андезит-дацит фрагменти.

Тъмният цвят на това наметало по склоновете на южното изложение значително засилва топенето.

Съвременният ледник Болшой Азау завършва със заострен тесен език на надморска височина 2493 м.На повърхността на долната част на ледника лежи тънък слой (2-3 см)моренен материал, състоящ се от чакъл и малки фрагменти. В долната част на ледника няма пукнатини. Повърхността на чистия лед се състои от малки ледени пити и малки ледени чаши. Повърхностната морена е незначителна, а натрупванията на моренен материал под съвременния език на ледника възникват поради солифлукционното плъзгане на насипни пластове и свлачища от склоновете на долината.

По наблюдения 1956-1958г. беше установено, че в допълнение към долния километров участък от леда, краят на ледника Болшой Азау в момента отмира до ледопада. Когато езикът се отдръпне, краят му става мъртъв на разстояние от 600 до 1000 мс последващото развитие на термокарстови процеси.

На 23 юли 1956 г. в края на ледника Болшой Азау е поставен знак върху голям гранитен фрагмент - с червена емайлирана боя е изписано: KL-MGU-23 / 7-56. През 1957 г. с помощта на повторно фотограметрично изследване бяха определени следните стойности: а) краят на ледника се отдръпна с 25 m;б) ширината на езика близо до знака е намаляла с 15 m;в) 330 мот долния край на ледника дебелината на леда намаля с 4 м,на 750 мот долния край на ледника, намалението на мощността е 3,5 м,и в 1100 мот края (под ледопада) -3 м.Информация за промените в края на ледника Болшой Азау през миналия век е дадена в табл. 5. Общото отстъпление на края на ледника е 2184 м,или 31 мпрез годината.

Ледник Малък Азау. Зона на ледника 8.49 км 2,дължина 7,58 км,съотношението на заледените и снежните площи е 38,3 и 61,7%. Хранителният басейн има почти правоъгълна форма, издължена в меридионална посока. Северната му граница съвпада с южната частседловината на Елбрус, под която има много дълбоки зейнали пукнатини и ледопади. Очевидно тук има стръмен скален перваз. Мощността на леда е около 100 м.Релефът на ледената повърхност добре отразява подледния релеф.

Западната граница на басейна за хранене на ледника съвпада с лавовия хребет, минаващ в меридионална посока от западния връх на Елбрус до скалистия нос, който сега разделя зоните на аблация на ледниците Болшой и Мали Азау. Този мощен андезито-дацитов хребет в района от западния връх до географската ширина на Приют Единадесет е покрит с дебелина на леда до 70-80 м.От този хребет ледът навлиза както в басейна на Големия Азау, така и в басейна на Малък Азау. Преди сто години, когато дебелината на леда беше много по-голяма и релефът на леглото имаше по-малко влияние върху посоката на ледения поток, ледът от басейна на ледника Мали Азау проникна в басейна на ледника Болшой Азау. Намаляването на дебелината на леда доведе до по-ясно разделяне на захранващите басейни на тези ледници. Скоро ледникът Мали Азау ще получи целия лед, който се намира в зоната на басейна, ограничена от запад от лавов хребет, тъй като изтъняването на леда все повече води до изолиране на водоснабдителните басейни и невъзможността за лед, който тече от един басейн в друг. В това отношение ледникът Малък Азау може да е в по-добри условия на хранене от ледника Големия Азау.

Таблица 5

Трептения на края на ледника Болшой Азау

Година		Височина абитуриентски ледников език, м	Сума за отстъпление за периода, м	година отстъпление, м
1849 1873 1880 1881 1887 1894 1896 1898 1911 1927 1928 1929 1930 1932 1933 1933 1933 1933 1938 1940 1947 1947 1957	Абич Г. Абич Г. Новицки В.Ф. Динник Н. Я. карта Росиков К.И. Новицки В.Ф. Погтенпол Н.В. Бурмайстор Г. Алтберг В. Я. Алтберг В. Я. Фролов Я. И. Соловьов С.П. Соловьов С.П. Орешникова Е. И. Орешникова Е. И. Михалев В.И. Орешникова Е. И. Ковалев П. В. Ковалев П.В. Ковалев П.В. Ковалев П.В. Фототеодолитно проучване	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

В долната част на западния ледораздел С. М. Мягков отбелязва самостоятелни ледникови езици, оградени от скалист бордюр. Те се появиха в резултат на размразяването на скалистия вододел: в същото време големи и малки израстъци на езика на Малкия Азау се отделят. Вероятно скоро езикът на този ледник ще се отдели по линията на долната част на ледения раздел. Преобладаващите югозападни и западни ветрове пренасят прах от лавовия хребет към повърхността на ледника Мали Азау и засилват топенето му.

Източният ледораздел на ледника Мали Азау минава в меридионална посока от източния връх към скалите на Заслона девет, които са външния хребет на холоценския андезит-дацитов поток, проследен на юг от Заслона 11 под формата на двоен скалист миди. В района между заслон Единадесет и първите излази на този хребет на повърхността, скалистото било е покрито с дебел слой лед, който в миналото идвал от басейна на ледника Гарабаши. В момента няма леден поток през този подледников лед - реликтният леден език съответства на по-високо ниво на лед.

Хранителният басейн на ледника Малък Азау може да се счита за цялата площ от седловината Елбрус до географската ширина на горните части на лавовите хребети, Заслона единадесет и Заслона девет. Повърхността тук е пълна с ледопади и дълбоки ледникови пукнатини, извити в план. Езикът на самия ледник започва малко под хребета на Заслона 11 и има формата на лапа в план, чиято дясната част пълзи върху ледената преграда между Малкия и Големия ледник Азау, а лявата част (южно изложение) приляга холоценския андезит-дацитов поток, който блокира морената на историческия етап на ледника Гарабаши.

Към средата на XIX в стърчащият край на ледника Малък Азау, свързан с ледника Големия Азау. Следи от разширяването на ледника Мали Азау в историческата сцена са открити от лявата страна на долината под формата на хребети, опрени на морените на ледника Гарабаши. През 1881 г. десният език на ледника се влива в ледника Болшой Азау (Динник, 1884 г.). На една верста карта от 1887 г. знакът на края на ледника е 2278 м,а самият край вече не достига до ледника Болшой Азау. От 1887 до 1957 г. ледникът Мали Азау намалява с 483 м(Таблица б). Морените, регистрирали максимален напредък на ледника през 50-те години на миналия век, достигат височина от 50 м.Понастоящем ледникът завършва с език с два ледени издатини; точно на височина 3050 м,а лявата е на височина 3150л.

Таблица 6

Трептения на десния край на ледника Мали Азау

Година		Височина абитуриентски ледников език, м	Сума за отстъпление за периода, м	годишно отстъпление, м
1887 1898 1933 1949 1957 1957	карта Мушкетов И.В. Орешникова Е.И. топографска карта въздушни снимки фототеодолитно проучване	2878 3 000 3040	4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957)

Ледник Гарабаши. Площ на ледника 2,74 км 2,дължина 4.09 км,съотношението на заледените и снежните площи е 46,9 и 53,1%. Басейнът за хранене на ледника е ограничен на запад от лавовия хребет Подслон на Деветте и неговото подледниково продължение, което след това се превръща в лавови хребети. Басейнът може да бъде очертан според модела на пукнатини. Той е сравнително малък и, изглежда, когато напредва, ледник с толкова малка площ на хранене не може да има голяма дебелина. В действителност това не е така. Факт е, че в долната част, на изхода към долината Азау, по пътя на ледения език има дълбок каньон, който причинява избухване на леда и рязко увеличаване на дебелината на езика.

Ледникът Гарабаши завършва с широка лапа с изпъкнал долен ръб. В момента ледникът лежи на ръба на напречната греда. Тъй като долната част на скалния приемник на езика на ледника Гарабаши има крушовидна форма, завършваща в тесен пролом, крайбрежните морени на средния етап XIX в оформени сцени, зад които възникват езерни басейни; по целия външен ръб на дясната крайбрежна морена се простира верига от котловини, някога заети от езера. Пробивът на тези езерни басейни е причина за ледниковите кални потоци, излизащи от дефилето Гарабаши. Калните отлагания на ледника Гарабаши се намират в района на долината Болшой Азау от огромния кален конус на реката. Гарабаши и се намират малко под устието на реката. Терскол, тоест в рамките на гъсто застроената котловина. Някои изследователи приемат калните потоци за морени и преувеличават размера на заледяването в планините.

Ледникът Гарабаши има добре запазени морени от историческия етап на заледяване, върху които е имало изливане на холоценски андезито-дацитни лави. От своя страна морените на средното заледяване се опират на тези лави. XIX в Именно тези взаимоотношения между морените и лавите позволяват да се определи възрастта на последното изливане на Елбрус към времето между II век пр.н.е. д. и XV - XVI век. и. д.

Крайбрежните и крайните морени на историческия етап са особено изразени в дясното крайбрежие на ледника Гарабаши. При последното изливане на Елбрус върху тях се стичаха потоци от лава, които са продължение на лавовите хребети на Заслон Единадесет и Заслон Девет. Повърхността на хребетите се състои от вертикални или наклонени лавови обелиски с конхоидни счупвания, те не показват признаци на движещ се лед. Заледяването на историческия етап беше малко повече от заледяването на средата XIX ин., а следователно и морените на ср XIX в те не покриваха морените на историческия етап и холоценските андези-дацити, а само се облягаха на тях.

Дъната на бившите езерни котловини постепенно се запълват с дребна трева; в горния басейн този процес се наблюдава и сега. Разтопеният сняг и ледниковите води, както и солифлукционният поток на материала, причиняват образуването на плоски струи, лежащи върху замръзнали хоризонти. Дебелината на морената, покриваща дъното и склоновете на дефилето Гарабаши, е в изключително нестабилно положение. При голям воден поток става подвижен. При най-малкото движение на камъни в каналите на малки потоци веднага започват да плуват участъци от пясък, които увличат по-големи фрагменти в песъчинката. Моренният материал е напълно незакръглен. Алувиалното ветрило на Гарабаши се състои от „валуни“, тъй като по време на калните потоци андезито-дацитните фрагменти са закръглени, в резултат на което отлаганията стават подобни на „истинска“ морена.

Голям конус на калния поток се намира в устието на каньона Гарабаши, който се врязва дълбоко в лявата страна на долината Азау. С десния си борд той е облегнат на морената на ледника Болшой Азау 1820-1850. В момента е покрита с борова гора. Каналите на наскоро действащи кални потоци го разделят на три части с триъгълна форма. Горният десен триъгълник, граничещ с поляната Азау, е покрит със зряла борова гора, сред която има отделни изчезнали езици на кал. Средният триъгълник, покрит със зряла борова гора, не е засегнат от съвременните кални потоци. Третият триъгълник е покрит с потисната млада борова гора с множество кални канали. Този изпъкнал триъгълник с блуждаещи кални канали, очевидно, възниква през 1947 г., когато от устието на реката. Гарабаши помете ледниковия кал.

Деградацията на съвременното заледяване е придружена от натрупване на моренни пластове, които при повишено топене служат като източник на ледникови кални потоци. В случай, че в дефилето Гарабаши се появят временни язовири поради пълзене на морената, е възможно повторение на подобни кални потоци. Те могат да възникнат и поради разпространението на регресивна ерозия, създавайки дълбоки разклонени разрези, които причиняват стабилността на морените слоеве и ги привеждат в движение.

Първата информация за ледника Гарабаши е публикувана от Н. Я. Динник (1884), който пише, че ледникът започва от обширно стръмно снежно поле, разположено на югоизточния склон на Елбрус. В началото е сравнително широк, а след това силно се стеснява до 105-130 мЛюбопитна е препратката на Диник към местен жител Исмаил Урусбиев, който през 1884 г. казва, че преди 30-35 години ледникът Гарабаши се е спуснал много по-ниско. В. Я. Алтберг (1928) отбелязва колосалните морени, възникнали по ръбовете на този ледник, и говори за езеро, което сега е отделено от ледника с крайбрежна морена.

Сравнение на карти от 1887 и 1957 г ни позволява да заключим, че ледникът се е свил с 882 г m;през това време изчезнал дълъг тесен език, ясно видим през 1887 г., а на негово място останал тесен пролом, изпълнен с кластичен материал и високи крайбрежни морени, издигащи се на 100-120 м над коритото на реката. м.Повърхността на високата морена е терасовидна; тук се наблюдават три тераси, съответстващи на различни позиции на ледената повърхност. Потокът от лава, излят през холоцена, прегради долната част на дефилето Гарабаши и напредва през 50-те години XIX в ледникът беше в язовирно състояние. Това може да обясни толкова високо положение на повърхността на изчезналия лед.

През 1956 и 1957 г бяха направени многократни фотограметрични проучвания на ледника Гарабаши. Оказа се, че предната част на долния ръб на ледника се оттегля 5- 6 мгодишно, а в някои области - 10-12 м(Таблица 7).

Таблица 7

Трептения на края на ледника Гарабаши

Година		Височина абитуриентски ледников език, м	Размерът на отстъплението за периода, м	годишно отстъпление, м
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957	карта Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Орешникова Е. И. топографска карта въздушни снимки фототеодолитно проучване	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

В. Н. Костоусов (1959) пише, че ледникът Гарабаши има ясно изразена напречна греда със стъпаловидна форма, съставена от среднокватернерни лави. Трите долни стъпала в момента са без лед и върху тях ясно се вижда полиране на лед. Четвъртият етап е само частично освободен от лед. На горната платформа без лед пред края на ледника В. Н. Костоусов монтира метален печат:

IGY

KL-106 м

A3-230°

1958-27-VIII,

което означава: марка 10, създадена от експедицията на Елбрус на Международната геофизична година на Московския държавен университет през 106 г. мот края на ледника в азимут 230° 27 август 1958 г. Марката е циментирана в скални разкрития на вулканични скали на напречната греда от лявата страна на главния, десен край на ледника Гарабаши.

Ледник Терсколе с площ 7,56 км 2,дължина 7.02 кми съотношението на ледените и снежните площи от 45,5 и 54,5%. На 18 август 1957 г. прекосихме зоната на хранене на ледника Терскол почти на височината на североизточния кратер на Елбрус, което ни позволи да си представим условията на хранене на ледниците Елбрус. През този период на надморска височина 4000-4100 мсе наблюдават както петна от чист син лед, така и обширни снежни полета, на чиято повърхност се появяват дори снеговете на „разкаялите се”. В захранването на ледника Терскол голямо място заема снежният виелица, навлизаща в котловините на релефа и в подветрената част на лавовите хребети, спускащи се от източния връх на Елбрус. Поради преобладаващия вятърен транспорт на сняг от югозапад на североизток, повърхността на ледника Терскол е асиметрична: дясната му страна е по-висока от лявата. През зимата преобладаващите западни и югозападни ветрове достигат голяма сила и духат непрекъснато в продължение на много дни. Върховете на Елбрус и поясът на височини от порядъка на 4300-5000 мпо това време са голи от сняг. От вдлъбнатината между ледената основа и челото на ледниковия раздел на ледниците Гарабаши и Терскол, сняг се изнася на повърхността на ледника Терскол, сякаш от аеродинамичен тунел, поради което на височина около 3900 мима големи купчини сняг.

Източният връх на Елбрус е по-безснежен през зимата, отколкото през лятото, тъй като зимните снеговалежи се случват със силни ветрове, които духат сняг от върха. През пролетта и лятото, поради снеговалежи, възникващи при относително ниска скорост на вятъра, той е покрит със сняг. Колан във височини 4200-5000 мпочти цяла зима остава без сняг. Ледниците се захранват от натрупването на сняг в пояса около 4000 м.

Западната граница на захранващия басейн на ледника Терскол започва от под скалите на източния връх и минава на изток от заслон Пастухов. Тук тя е изразена много ясно, тъй като ледът в продължението на подледния хребет е силно напукан. Под скалите на Заслона девет западната граница е очертана по система от дълбоки пукнатини, които разделят захранващия басейн на ледниците Гарабаши и Терскол. Източната граница минава по цепнатини, ясно видими на въздушни снимки, както и по лавов хребет, разположен между ледниците Терскол и Ирик. Повърхността на този хребет стана плоска под въздействието на процесите на вечна замръзване. Ледената повърхност е рязко асиметрична спрямо гребена; наклонът на билото към ледника Терскол е гол и повърхността на ледника е 30 мпо-ниско от ръба на билото. В същото време склонът към ледника Ирик е напълно затрупан от лед и сняг. Причината за асиметрията се крие в транспортирането и експозицията на виелиците: склонът към ледника Терскол е обърнат към вятъра и на юг, докато склонът към ледника Ирик е северен и подветрен (фиг. 23). По средата XIX в от това било все още е имало отток на лед както към ледника Терскол, така и към ледника Ирик; в същото време езикът на преходния ледник се спусна в долината на Терскол. Неговите контури са ясно очертани по крайбрежието на морето. Известно време езикът на този ледник съществува самостоятелно, което се потвърждава от шахтата на крайната морена, лежаща в подножието на стръмния перваз. Останките от ледника сега са запазени само по склона на северното изложение под формата на тънка ледена ивица, която ще изчезне през следващите години.

Хранителният басейн на ледника е покрит с дълбоки пукнатини. В горната му част дебелината на леда е значителна. всичко Правилната странаЛедникът Терскол се намира в подветрената част на лавовия хребет. Поради това той е покрит с дебел слой фирн, а ледът излиза на повърхността в средната и лявата част до края на лятото.

В момента езикът на ледника Терскол виси на стръмна греда, от която от време на време падат блокове лед. Повърхността на ледника пред перваза на напречната греда е леко понижена, а нагоре по течението има голяма ледена подутина, начупена от система от дълбоки напречни пукнатини. След бързото изчезване на ледника на това място трябва да се очаква появата на скално възвишение. В края на ледника е разкъсан от пукнатини до самото легло. Съвременният език е притиснат към лявата скалиста страна.

През 50-те години на миналия век ледникът Терскол завършва със заострен език, ограден от ясно видима крайна морена, състояща се предимно от светлосиви гранити и диорити. По това време езикът на ледника не влиза в контакт с дясната страна на долината, а създава само натискна морена. От напречната греда се спуска само с лявата си част, така че най-добре са изразени левите крайни морени. Лявата част на ледника винаги е получавала повече местна храна от високия разклон на Терсколак, а дясната част, прилежаща към Терсколското лавово било, се е захранвала само от малки лавини.

Между левия склон на долината и лявата крайбрежна морена на изчезналия ледник има дълбок ров, през който се стича топена вода. Дясната крайна морена също е ясно изразена и се откроява със светлосивия си тон. Не беше възможно да се установи броят на стадиалните морени, отразяващи етапите на отстъпление на ледника след 1850 г. Това може да се обясни с факта, че краят на отдръпващия се ледник лежеше върху висок скален перваз, от който обикновено падаха ледени блокове, в резултат на което не можеше да възникне система от концентрични стадиални дъги.

През 1907-1913г. ледникът Терскол достига с езика си дъното на Терсколската котловина. Н. А. Буш (1914) пише, че ледникът движи нова крайна морена пред себе си. В същото време Буш отбеляза, че само лявата част на ледника напредва, докато дясната част, окачена на отвесна стена, винаги ще се откъсва от склона. Този малък хребет, посочен от Буш, беше намерен от нас в дъното на долината; добре е запазена и до днес. За да се идентифицира на фототеодолитни изображения върху голям камък от черна лава с червени вени (размер 1,2X1,5 м)с бяла емайлирана боя е нарисуван триъгълник с върха му надолу по долината и е поставено числото 11 (тоест числото, показващо 1911 г.). Тагът, зададен по време на 2-ри IPY, не можа да бъде намерен, но според наличното описание възстановихме морфологични особеностивъзможно положение на края на ледника през 1932 г. Бяла емайлирана боя върху блок от гранодиорит с размери 2,0x2,0x1,5 мначертава се триъгълник, чийто връх сочи надолу към долината и се поставя числото 32 (означаващо 1932).

Я. И. Фролов (1934) съобщава, че през 1929 г. лявата част на ледника все още се е спускала към дъното на долината. С. П. Соловьов (1933) свидетелства, че краят на ледника Терскол виси на почти отвесен перваз. Освен това Соловьов посочи пълното отделяне на левия долен приток ледник, изтичащ от голям цирк.

Сравнението на сегашното положение на края на левия пръст на ледника, получено от фототеодолитни материали, с нашия знак, който възстановява позицията на ледниковия език през 1911 г., дава отстъплението на езика за периода от 1911 до 1956 г. при 390 м.Сравнението с възможното положение на ледника през 2-ри МПГ дава отстъпление от 1932 до 1956 г. на 280 м(Таблица 8).

Съвременният край на езика на Терсколския ледник лежи под формата на четирипръста лапа върху стръмна гранодиоритова греда (фиг. 24). Височината на пръстите (от дясно наляво) е както следва (в метри):

номер на пръста		2
Височина на пръста, m	3367	3242	3203	3160

От сравнение на фототеодолитни проучвания през 1956 и 1957 г. от това следва, че левият пръст се е отдръпнал за една година с 37 м,и други на 8-10 м.В същото време повърхността на леда над ледопада се повиши с 1,5-2 м. Очевидно в тялото на ледника Терскол се движи наводнена вълна. Когато достигне напречната греда, срутването на лед ще зачести. Малко вероятно е при сегашните условия началото на края да започне - напречната греда, върху която лежи ледникът, е твърде стръмна.

Таблица 8

Флуктуации в края на ледника Терскол

Година		Височина абитуриентски ледников език, м	м	годишно отстъпление, м
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957	карта Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Буш Н.А. Буш Н.А. Орешникова Е. И. топографска карта Михалев В.И. фототеодолитно проучване	2624 2920 2943	120 (1894-1897) 4 (1897-1898) ледникът напредваше 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957)	31,5

През 1958 г., преди края на ледника, В. Н. Костоусов установява марка. Марката е циментирана на дълбочина 7 смв блок от гранит с размери 5X5 мот страната на главния десен край на ледника. Този блок е разположен сред моренен материал, лежащ върху кристална напречна греда. Над маркировката, разкритията на кристални скали на напречната греда са покрити с черна морена. Вдясно е скала от лава. Вляво, на нивото на маркировката, краят на ледника Терскол. Подходът към блока с маркировката от десния наклон е доста труден. Започва от разширяващия се гребен на дясната крайбрежна морена, след това следва стръмния склон на морената до изхода на кристалните скали на напречната греда. Разстоянието от това излагане на кристални скали до морената и мъртвия лед е 80 м.Маркирайте метал, кръгъл, с диаметър на външната повърхност 4 см,щифтът му има два метални пръстена. Релефно върху печата:

IGY

KL-33 м

AZ-44°

1958-26-VIII

Във формата на дъното на Терсколската котловина са запазени много малко особености на ледниковия релеф. Следи от историческия етап на заледяване в долината не могат да бъдат открити. В дъното на долината е открит остатък от флувиогляциални слоеве, от които е лесно да се възстанови дълбочината на разреза, появила се, очевидно, във фазата на влага след сухия период. 5-ти - 13-ти век н. д.

В долината на реката Терскол открива много следи от кална дейност. Моренните тераси в много случаи са покрити от големи алувиални ветрила, състоящи се от моренен материал, пренесен от кални потоци от циркове, разположени високо по склоновете на долината. Произходът на тези конуси е свързан с енергична ерозия по левия склон на долината (южно изложение), което доведе до факта, че дълбоките ерозионни разрези достигат дъното на малки карове. Калните потоци носят моренни отлагания на малки ледници, изчезнали след 1850 г. от обширни денудационни фунии Комбинация от интензивна ерозия и огромни запаси от детрит. материал създава предпоставки за повишена опасност от кал.

Горната част на басейна е покрита с дебел слой фирн и относително малко пукнатини. Напротив, долната част на басейна е пълна с голям брой дълбоки пукнатини. Езикът на ледника през тясна шийка, образувана от разклоненията на хребетите Терсколак и Ирикчаткара, навлиза в дълбоката долина на Ирик. В тясна шийка има подледников скален перваз, към който е датиран ледопад. Разположен в долина с почти ширина на простирания, езикът е в ясна зависимосто t експозиция на наклон. Южните склонове са почти безснежни, северните са запазили останки от малки циркови ледници. Този склон е осеян с линейно удължени бразди, по които падат лавини; останките от лавини под формата на лавинни снежни полета покриват дясната част на ледниковия език.

В лявата част (южно изложение) ледникът се е отдръпнал от склона и се топи интензивно. Над него крайбрежните морени са опрени на скалистия склон, чиято относителна височина бързо нараства надолу по долината. Краят на езика е тесен, частично покрит с морена и лежи сред високи странични морени (фиг. 25). Средната част на езика е много по-ниска от крайните му части, покрити с морена.

Ледникът Ирик е лесно достъпен и е посещаван от много изследователи, които са оставили подробни описания на края му (Таблица 9). Въпреки това е трудно да се определи средната скорост на отстъпление на ледника, тъй като по време на свиването си той премина през етапа на мъртъв лед. Освен това през първите периоди на отстъпление езикът на ледника беше много дебел, а след това стана много по-тънък, което затруднява изчисляването на промените в масата на ледника.

НА. Буш (1914) пише, че долният край изглежда като много висока и стръмна ледена стена, а С. П. Соловьов през 1931 г. забелязва, че ъгълът на наклон на езика е 35 °, а в средната му част езикът е потънал малко; следователно в напречния профил той има малко вдлъбната форма. Според наблюденията на Я. И. Фролов (1934), започвайки от 1931 г., средната част на езика забележимо намалява. Фролов съобщава, че през 1948 г. ледникът е силно разрушен, тук започва некрозата на долната част и развитието на термокарст. Той също съвсем основателно изрази съмнения в твърдението на Соловьов, че ледникът Ирик през 1913-1914 г. може да се намира на същото място, където е бил по време на съставянето на една верста карта на местността (1887 г.).

Таблица 9

Флуктуации в края на ледника Ирик

Година		Височина края на ледника език, м	Размерът на отстъплението за периода, м	годишно отстъпление, м
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957	Абич Г карта Мушкетов И.В. Буш Н.А. Герасимов А.П. Алтберг В. Я. Фролов Я. И. Фролов Я. И. Соловьов С.П. Соловьов С.П. Соловьов С П. Соливиев С П. Соловьов С.П. Гейброк В. Фролов Я. И. Тушински Г.К. Михалев В.И.	2530 2541 2550 2548 2584 2616	320(1849-1887) 38 (за 2 години) 162 (за 12 години) 35 (за 2 години) 1553(1887-1956)	17,5 17,5 11,5 15,7 10,4

Напредването на ледника Ирик надолу по долината през 50-те години на миналия век е записано от ниска крайна морена, облегнала на флувиоледниковата тераса. В края на изчезналия ледник съвременните процеси бързо променят първоначалния вид на морените на крайната част на ледника. Това е особено забележимо под десния склон на долината, тъй като от карата, разположена над езика на изчезналия ледник, се спуска система от реки, по които се движат морени, привлечени в солифлукционното течение в цирка. Морените придобиват формата на агломерирани езици в план и, достигайки стръмен перваз, се превръщат в широк шлейф от солифлукционни линейно издължени ленти, спускащи се до дъното на склона и опиращи се на навъндо крайното морено било на ледника Ирик от средния етап 19 век

В участъка на флувиогляциалната тераса се наблюдава ясно наслояване, което доказва водния му произход. Разрезът или первазът на терасата се е появил, очевидно, в резултат на интензивно топене на лед. Изненадващо прилича на разрез в Терсколската котловина и остатък в средната й част, които са резултат от повишена дълбока ерозия.

Участъкът от долината Ирик, освободен от лед през 1887-1957 г., има, наред с истински ледникови форми, голям брой релефни форми, свързани с процеси на солифлукция, лавинна активност, свлачища и ерозия. Наблюденията в тази област ни убеждават, че колкото по-дълго долината е била без ледник, толкова по-изразен е нейният „моренен” релеф на дъното. С наближаването на ледника количеството на дънната морена намалява.

Пред езика на ледника има чакълесто поле с единични големи камъни с размери 2-5. м.По-надолу по долината се вижда как кластичният материал на крайбрежната морена се плъзга надолу от склоновете и се придвижва към средната част на долината. Ролята на лавините е особено важна при преразпределението на материала. На много места през зимата и пролетта на 1956/57 г. лавини пробиват повърхността на ръба на крайбрежните морени, разположени на височина 150 мнад дъното на долината и доведен до дъното на кластичния материал. През юни той лежеше върху повърхността на обширни лавинни снежни полета, които покриваха цялата ширина на долината. До средата на юли те обикновено се топят и затова често изследователят не може да разбере причината за движението на материала.

Наклонът и изложението на долината на Ирик донякъде напомнят долината на реката. Голям Азау. Тук, в долина с малък наклон, неизбежно се появяват участъци от мъртъв лед.

На 10 август 1956 г. при проучване на долината открихме мястото, където е поставен печатът на 2-ри МПГ, но върху камъка не са открити надписи, въпреки че са запазени следи от бяла боя. Върху този камък нарисувахме с червена боя триъгълник с буквите М-33. Разстоянието от този камък до съвременния край на ледника е 500 m;оттук следва, че за 1932-1956г. ледникът Ирик се оттегляше със скорост от около 20 м/година. От 1887 до 1957 г. ледникът се оттегля до 1553 г м,т.е. средно за 70 години процентът на оттегляне също е около 20 м.

Езикът на ледника Ирик се отдръпва чрез образуването на 15-20-метрова зона от мъртъв лед и появата на хралупа, където отпадъчният материал пада надолу, образувайки морени с височина 2 5 метра. В съвременния край на ледника върху светлосив гранитен камък 3X3X3 ммаркирани. Върху върха на камъка е нарисуван еднометров червен кръст. По-долу, с червена емайлирана боя, има следния надпис:

CL

AZ-305

32 м

10-9

През юли 1957 г. В. И. Михалев, използвайки този печат, определя годишната стойност на отстъплението на езика на 18 г. м.

Дебелината на леда по долината Ирик от 1887 до 1956 г. намалява със 125-150 м.Съвременният край на ледника Ирик има формата на широка ледена лапа, в напречно сечение се състои от три части: а) дясната, покрита с черна морена от материала на средната морена, която се появява под ледопада; б) среден, не осеян с морена и малко напреднал напред, с наклон от 30-40 °; в) лявата, покрита с 1-2 см слой трева.

Под ледника в ледения тунел тече реката. Ирик. От този тунел в края на ледника остават ледени арки, които често се срутват. Долната част на ледника над езика е с ъгъл на наклон около 15° и се нарушава само от ледопад, през който може да се проникне в горното ледено плато, придържайки се към дясната му (орографски) част. Над ледопада картата от 1887 г. показва дълъг неназован приток на Ирик. В момента не достига до Ирик. Този ледник е разделен на 4 малки висящи ледника.

През 1958 г. в края на ледника, на същия блок като през 1956 г., Костоусов поставя печат:

IGY

KL-66 м

AZ-300 0

1958-8-VII

За тези две години ледникът се оттегли с 34. м.

Ледникът Ирикчат (фиг. 26) е с площ 1,79 км 2дължина 2,67 кмсъотношението на заледените и снежните площи е 36,9 и 63,1%. Захранващият басейн на ледника е малък, тъй като по-голямата част от леда отива в леденото поле Джикиуганкез през подледната преграда, разположена между връх Липаритов и връх Калицки. Хранителният басейн е покрит с доста дебел слой сняг.

Езикът на ледника прониква в долината Ирикчат през шийка с ширина 300 m. м,свързващ връх Липарите със скалното било на билото Ирикчаткара. Очевидно тази бариера е доста висока и затова от резервоара идва много малко лед. Доказателство за съществуването на моста са дълбоки пукнатини, разделящи ледника Ирикчат от леденото поле на Елбрус. Малък поток от лед отгоре се отразява в бързото разграждане на ледника Ирикчат по цялата му площ.

Дясната част на ледника се захранва не толкова от Елбрус, а от страната на долината поради падащи лавини. Най-добре запазената част от ледника е лявата, но също така е разкъсана от широки пукнатини и отделена от левия склон с широка ивица мъртъв лед. Повърхността на ледника за периода от 1887 до 1958 г. силно е намаляла, за което свидетелства лявата висока крайбрежна морена, в чието ядро ​​се е запазил мъртъв лед. През 1887 г. езикът на ледника завършва на височина 3109 м,а през 1958 г. - на 3300 н.в м.През този период ледникът се сви с 1260 г м.С нарастването на заледяването ледникът се спусна почти до нивото от 2900 м.Над това място, на левия склон на долината, ясно се вижда прегъване на склона, което фиксира нивото на запълване с лед на речната долина. Irikchat.

На левия склон ясно се виждат потъващи тераси, възникнали под влиянието на изсипването на детритен материал върху повърхността на ледника и няколко белези от нива по повърхността на ледниковия език. Тези тераси могат да се проследят високо по склона на долината до съвременния език, а долната тераса, постепенно издигаща се по долината, се слива с най-свежата висока тераса, в ядрото на която лежи заровен лед. На десния склон всичко е подложено на гравитационни процеси, отстраняване на материал от склоновете с образуване на снежни полета от сливащи се хребети. Сега този процес е добре подчертан от разпространението на летни снежни полета в подножието на десния склон и от висящия ледник под връх Ачкеряколбашитерсак (3941 г. м).

Онзи ден случайно попаднах на много интересна статия за ледниците на Елбрус. Написана е от Л. Рудаков през далечната 1972г. Публикувана през 1974 г. в книгата "Победени върхове. 1972 г.: Сборник за съветски алпинизъм".
Често виждаме Елбрус на снимки. Много, включително и аз, са били там. Какво знаем за него?
Тази статия ще отговори на много въпроси.
Снимките са мои както винаги.

Изглед към Елбрус от север.

Масивът Елбрус се издига до небесни височини над всички други върхове на Кавказ. Вулканичният му конус е покрит с огромна твърда ледена черупка, която прилича на огромна бяла шапка, счупена на две корони. От основата му дълги езици от ледници се спускат като звезда по долините и вдлъбнатините.

На Елбрус има 16 големи ледника. По южния склон се спускат ледници: Голям Азау, Малък Азау, Гарабаши, Терскол, Ирик и Ирикчат. Северните склонове включват: Ulluchiran, Karachaul, Ullumalgenderku, Ullukol, Mikelchiran, Berdzhalychiran и Chungurchatchiran. Три ледника принадлежат към западните склонове: Butk-Tube, Kyukurtlu и Ullukam.

Най-големият ледник Азау достига най-голямата си дължина. Дължината му е 10 км. Езикът на този ледник се спуска под границата на гората и достига около 2500 m абсолютна височина. В същото време всички ледници на северния склон на Елбрус завършват на надморска височина над 3000 м. Това се дължи на факта, че мощни потоци лава при многократни вулканични изригвания запълваха огромни пространства и издигаха повърхността на платата около Елбрус до по-високо ниво.

Общата площ на физическата повърхност на заледяването на Елбрус е 134,5 квадратни метра. км*.

Доскоро се приемаше, че дебелината ледена обвивкана Елбрус достига няколкостотин метра. Въпреки това, както показват измерванията, направени по различни методи, подобно мнение за дебелината на леда му като цяло е погрешно.

Сега е установено, че истинската дебелина на ледената покривка тук е малка. Съдейки по направените измервания на около 500 точки, никъде не е регистрирана дебелината на фирновия лед над 150 m. Достига по-значителни стойности в относително малки площи в горното течение на долинните ледници на надморска височина 3600-4200 м. Тук дебелината на леда често е 100 m или повече. Както нагоре, така и надолу от тези зони дебелината на ледената покривка намалява. Например, на близките до върха стръмни склонове на вулканичния конус той е предимно 20-40 m, а само на седловината достига 50 m. Значителни пространства от източния сектор на Елбрус имат дебелина на леда под 50 m. 100 м

Изглед към Елбрус от връх Чегет.

Долинните ледници са най-дебели в горното течение. В горната част на такива големи ледници като Големия Азау, Ирик, Улухиран, дебелината на леда достига 130-150 м. Като правило дебелината на долинните ледници намалява постепенно надолу и само рязко спада в крайната им част.

Анализът на данните за дебелината на леда в различни точки на заледяване дава основание да се предположи, че средната дебелина на ледената шапка на Елбрус е приблизително 80 m.

Любопитно е да прецените какъв е обемът и масата на леда на Елбрус? Изчислението показва, че общият обем на леда на Елбрус е приблизително 10,5-11,0 кубически метра. км, а масата им е 9-10 млрд. т. Много или малко? Визуално представяне на запасите от запазена влага, натрупани тук в продължение на векове поради натрупването на леки снежинки, е дадено следното сравнение. Ако целият лед на Елбрус се разтопи, тогава ще се образува толкова вода, колкото река Москва може да произведе за три години.

От тази снимка можете грубо да си представите дебелината на леда на Елбрус.

Известно е, че ледът има пластични свойства и при значително натрупване той влиза в състояние на постоянно, макар и бавно движение. Скоростта на движение на леда зависи от много фактори. На значителна част от ледената покривка на Елбрус повърхностната скорост на движение на леда през лятото е 10-15 см на ден. На повърхността на долинните ледници Болшой Азау, Терскол и Ирик ледът се движи със скорост до 30-50 см на ден и по-близо до върховете, по-специално в района между Заслона Единадесет (4055 м) и заслон Пастухов (4800 м), ледът се плъзга за един ден само с няколко милиметра.

Бавният низходящ поток на леда и неговото разрушаване по време на топенето в зоната на аблация неизбежно водят до постоянно обновяване на ледниците. На Елбрус, с дължината на най-големите ледени потоци от 8-10 км и средната годишна скорост на тяхното движение, например 10 см на ден, новообразуваният лед от фирна достига края на ледниците за 220-280 години .

Приблизително за такъв период от време по-голямата част от заледяването на Елбрус е напълно обновено. Когато скоростта на потока е ниска, този процес отнема малко повече време. Най-древната епоха по всяка вероятност има неподвижен лед, който лежи в основата на фирновия лед, който запълва кратерите на Елбрус.

Промените в размера на ледниците, тяхното отдръпване и напредване зависят от бюджета на ледената маса. Ако в продължение на няколко години в зоната на заледяване се отлагат повече твърди валежи, отколкото топенето на лед, тогава бюджетът е положителен и, обратно, когато топенето надвиши количеството на снеговалежите, бюджетът е отрицателен. В първия случай ледниците са склонни да напредват, а във втория се отдръпват. Що се отнася до заледяването на вулканичните конуси и по-специално на Елбрус, промяната в неговите ледници е повлияна не само от климатични фактори, но също така е повлияна значително в минали епохи. вулканична активност.

Последните проучвания показват, че по време на древни изригвания многократно се е случвала неравна "битка" между огън и лед, което е довело до частично или пълно изчезване на ледниците в този район на Кавказ.

Според геоложките данни последната вулканична дейност на Елбрус се прояви преди 1,5-2 хиляди години. По време на това изригване най-накрая се оформя източният връх, след което Елбрус придоби модерен вид.

С прекратяването на последното избухване на вулканизъм, заледяването не само се възстанови, но и започна да расте интензивно. От стръмните близо до върха склонове ледът започна да се разпространява във всички посоки на дълги езици, запълвайки горните течения на долините и вдлъбнатините между замръзналите потоци лава.

Геоморфологичните изследвания показват, че по време на нарастването на заледяването понякога се наблюдават краткотрайни периоди на незначително отдръпване на краищата на ледниците.

Следи от такова двукратно намаляване бяха открити от нас по склоновете на крайбрежните морени на ледниците Кюкюртлю и Микелчиран.

За последно максималното развитие на ледниците се наблюдава в средата на миналия век. По това време краищата им се бяха преместили далеч по долините и достигнаха най-ниските абсолютни оценки.

Малко по-късно в живота на ледниците Елбрус, драстични промени. Състоянието на тяхното "здраве" започна да се влошава значително. Ледниците започнаха да се скъсяват и изтъняват. В долното им течение на места се образуваха големи маси от „мъртъв“ лед, покрити с наметало от детритен материал. След като загуби способността си да се движи самостоятелно, „мъртвият“ лед се отдели от тялото на отстъпващия ледник.

В памет на предишното си величие ледниците оставиха прорези под формата на крайни и крайбрежни морени хребети. Те са добре запазени до наши дни и поради липсата на тревиста покривка по тях рязко изпъкват на фона наоколо.

Изглед към Елбрус от връх Мусат-Чери. Домбай.

В дъното на много долини, които са били освободени от лед през последните 100-120 години, често се срещат по-ниски (1-3 m високи) крайни морени. Те посочват, че на фона на общото намаляване на ледниците в някои периоди ледниците са показали способност за напредване.

През 20-ти век има два краткосрочни периода, когато ледниците Елбрус напредват. Единият от тях се отнася за 1911-1914 г., а другият за 1927-1932 г.

Скоростта на отдръпване на ледниците през първите десетилетия от тяхното намаляване е сравнително ниска, но след това се увеличава. Например, от 1850 до 1889 г. ледникът Улухиран на северния склон се оттегля със средна скорост от 6,7 m годишно. По-късно, до 1927 г., той намалява годишно с 15,5 m, а през следващите 30 години средната му годишна скорост на оттегляне е 21,7 m.

От най-ниското си положение, датиращо от средата на миналия век, краищата на ледниците на Елбрус се оттеглиха нагоре по долините от 800 до 2000 m или повече. Дебелината на леда им е намаляла с 20-60 м, а обемът им е намалял с около една четвърт.

Ще намалее ли още заледяването на Елбрус, колко време ще продължи намаляването му, ще изчезнат ли изобщо ледниците тук? Отговорът на тези въпроси се предлага от анализа на материали за променливостта на климатичните условия в миналото.

В момента теорията за цикличното развитие на климата на нашата планета става все по-широко приета. Според много признаци е установен вековен - 1800-годишен - климатичен цикъл на Земята. Във всеки цикъл вълната на затопляне се заменя с охлаждане.

Земята в момента преживява период на затопляне. Според много учени във вековния цикъл повратният момент към охлаждането ще настъпи след 2400-2500 години. Това означава, че ледниците ще се свиват още дълго време. Свиването им обаче не става плавно, а под формата на отделни пулсации, т.е. отстъплението на ледниците се прекъсва от кратки закъснения и напредвания. Малкият напредък на ледниците през топлия период на вековния климатичен цикъл се свързва и с ритмичността на климата, която се проявява за повече от кратки цикли. От тях с голяма надеждност са установени 11-годишни и 100-годишни (светски) цикли, свързани с интензификацията и отслабването на слънчевата активност.

Последните върхове от 11-годишния цикъл са през март 1958 и 1969 г., а следващият се очаква през април 1980 г.

Ритмите на слънчевата активност намират отражение в много природни феномени. Интересно е да се отбележи, че по време на зимуването в ледената база на 19 март 1958 г. трябваше да наблюдаваме дълбока „въздишка“ на Елбрус, която се случи точно в периода на максимална слънчева активност от 11-годишния цикъл. Ето какво е записано в моя полеви дневник за това рядко явление:

„Рано сутринта зимниците се събудиха от необичайно силен шум. Появата му сред ненарушената тишина на „бялото мълчание“ изглеждаше странна и неразбираема.

На пръв поглед може да си помисли, че това е звук от самолет. Но времето минаваше, а шумът, ту засилващ се, ту отслабващ, не спираше. След внимателно слушане установихме, че шумът идва от източния връх. Въпреки че беше покрит с облаци, няма съмнение, че Елбрус се усеща.

За това невероятно явлениесъобщихме по радиото с. Терскол и от началника на спасителната служба Н.А. Гусак получи инструкции:

- За всеки случай се подгответе за слизането от зимника.

Трудно е да се каже, за щастие или за съжаление, до обяд шумът постепенно затихна.

Няколко дни по-късно професор Г.К. Тушински, заслужил майстор на спорта по алпинизъм Н.А. Гусак и авторът на тези редове се изкачиха до страничния кратер на източния връх. В кратера са открити следи от „дишането“ на вулкана, изразено под формата на бърз пробив на газове и горещи пари.

По повърхността на снега на места имаше слабо сярно покритие.

Когато Елбрус се „премести“ през март 1958 г., в Азербайджан едновременно бяха отбелязани засилени изригвания на кални вулкани. Това съвпадение едва ли може да се счита за случайно. Най-вероятно Елбрус и калните вулкани на каспийското крайбрежие се „събуждат“ поради една колосална приливна сила, подчинена на космическия ритъм.

Изглед към Елбрус от запад.

ОСОБЕННОСТИ НА ПРИРОДАТА, ГЕОГРАФСКО ПОЗИЦИЯ И РЕЛЕФ.

Елбрус - туристическо наименование на частта Голям Кавказ от западните подстъпи на Елбрус до басейна на река Чегем на изток. Южната му граница минава по протежение на Главната кавказка верига. Това е невероятна земя с величествени върхове, покрити с ледени шапки, живописни клисури, множество водопади, мек планински климат.

Веригата от най-красивите върхове на Главния и Страничните хребети с проходи, водещи към Горна Сванетия, превърна Елбрус в един от основните райони на масов туризъм, алпинизъм и ски. Скалистите кули на красотата Шхелда, мощните и величествени масиви на двурогата Ушба, ледниците и снежните полета, ослепително искрящи на слънце, красота речни долинии клисури, покрити с високи борови гори и цветни килими от субалпийски и алпийски ливади, буйните планински потоци неизменно привличат както алпинисти, така и туристи. Незабравимо впечатлениеоставя зората в планината. При хубаво време, веднага щом тъмнината на нощта се разсее, снежните върхове се боядисват в деликатна гама от цветове от изумрудено зелено и светло лилаво до розово, след това огненочервено и накрая сребристо.

Това е тук, в Страничната верига Върховен планинска веригаГолям Кавказ, неговата перла - Елбрус, което представлява двуглав конус на угаснал вулкан. Планинската му верига е изградена от дълбоки кристални скали - гранити, гнайси, както и скали от вулканичен произход - туфи и диабази. Височината на западния връх е 5642 м, източния е 5621 м. Елбрус е свързан с Главния Кавказки хребет чрез билото Хотутау.

Величественото впечатление оставят другите "петхилядници" и "четирихилядници": Дихтау (5203 м), Ирик-чат (4050 м), Килар (4013 м), Донгуз-Орун (4454 м), Джайли-ксубаши (4424 м), Джан-Туган (4012 м), Адирсубаши (4370 м) , Сулуколбаши (4251 м), Улукара (4302 м).

Повечето от склоновете на Елбрус (до височина 4000 м) са нежни, след което стръмността достига средно 35 градуса. Някои склонове са стръмни и стръмни. В горната част южният склон на Елбрус е сравнително равен, но вече от височина 3800 m и под него става по-разчленен. Южният склон се характеризира с отвесни скалисти участъци с височина до 600-700 m, значителен брой ледопади и пукнатини по множество ледници.

Има много пукнатини, стръмни скално-ледени участъци, ледопади и ледникови свлачища също по северните и западните склонове на Елбрус. Източните му склонове са по-равни. Има условия за натрупване на сняг в големи обеми.

Регионът на Елбрус е известен със своите живописни клисури, разположени на надморска височина от 2000 м и повече.. Най-големият от тях - Баксанската долина. От североизток има отворен, постепенно разширяващ се изход. Бързи потоци от планински реки носят голям брой камъни в долината, покривайки заливните участъци на река Баксан и нейните притоци.

Над 3500 m надморска височина, ледниковите форми на релефа са широко разпространени. Повърхностите без ледник са покрити с морени. Ледникови циркуси, морени, езера с изумрудено синя вода - черти на характерарелеф на планините на Елбрус.

На по-ниски нива (3500-2100 м) по склоновете на хребетите има множество каменни насипи с бели петна от топящи се снежни полета. Разпенени водопади падат от стръмни скали.

Регион Елбрус - зона с активна лавинна дейност. Снежните лавини, заедно с огромни маси сняг, отнасят голямо количество каменни отломки от планините и ги пренасят надолу в подножието на склоновете, образувайки огромни алувиални ветрила. От стръмните склонове на долината на река Терскол особено често се спускат различни по вид, големина и мощност лавини, а лавиноустойчиво е и горното течение на долината на Азау, където се натрупва голямо количество сняг. Снежните лавини развиват огромна скорост на плъзгане, въздушна вълна и имат огромна разрушителна сила.

Голям брой движещи се талпи, скални падове, лавиноопасни склонове изискват от всички туристи да спазват стриктно правилата за безопасност при ходене в планината.

СЪВРЕМЕННА GLACATION. Големи площи, започващи от височина 3500-4000 m, са заети от ледници, които образуват основен центърсъвременното заледяване на Кавказ.

77 ледника се отклоняват от ледената шапка на Елбрус. Дебелината на леда на места достига 400 м. Площта на заледяването на Елбрус е 144,5 кв. км. За сравнение трябва да се отбележи, че общата площ на заледяването на Големия Кавказ е 2000 кв. км, или около 1,5% от цялата площ на Големия Кавказ. Общият брой на регистрираните ледници в Големия Кавказ е 1400.

Ледниците са най-важният ландшафтообразуващ фактор в Централен Кавказ. Под прякото им влияние се формират характерни особености на релефа, климата, почвената и растителна покривка. Съвременните ледници са в процес на бавно оттегляне. Така от 1887 г. площите на ледниците са намалели, а езиците са се оттеглили средно с 80-90 m.

Следното е характеристики на най-значимите ледници в района на Елбрус.

Голям Азау. Площ на заледяването - 23 кв. км, дължина - 9,28 км. Започва от скалите на отклоненията на Кюкуртлу. Западната граница на ледника минава от гребена на цирка Хотютау до върховете Улукамбаши и Азаубаши. В средата на 19 век този ледник се спуска по долината в зоната на борови гори. В момента езикът му започва на 2493 m надморска височина. Повърхността на долната част на ледника е покрита с 2-3 см слой чакъл и малки отломки от камъни.

Всяка година ледникът се оттегля средно с 31 m, като общото му отстъпление през периода на наблюдение е 2184 m.

Малък Азау. Площта на заледяване е 8,49 кв. км, дължината е 758 км, дебелината на ледената черупка е до 100 м. Наслон Единадесет и Наслон Девет.

Гарабаши. Площ на заледяването - 5 кв. км, дължина - 4,09 км. Ледникът започва с обширно снежно поле на югоизточния склон на Елбрус.

Терскол. Площ на заледяването - 7,56 кв. км, дължина - 7,02 км. Според наличните данни между 1911 и 1956 г. ледникът се е оттеглил на 390 м. Сега той завършва с четири малки езицина височини от 3160 до 3367 m.

Ирик. Площ на заледяването - 10,19 кв. км, дължина - 9,31 км. Районът на хранене са югоизточните склонове на връх Елбрус. Това е един от най-лесно достъпните ледници. Многократно посещаван от много изследователи и глациолози. Според наличните данни от 1887 до 1956 г. той се оттегля със 125-150 m, а за периода от 1956 до 1958 г., тоест само за две години, отстъплението е 34 m.

Irikchat. Площ на заледяването - 1,79 кв. км, дължина - 2,67 км. И този ледник също е значително намален по обем, отдалечавайки се. От 1887 г. дължината му е намаляла с 1260 м. По повърхността му има много пукнатини.

КЛИМАТ. Образува се под влиянието на височинен рязко разчленен контрастен релеф. Ако в равнините е континентален, то високо в планините цари полярен студ. Ледено-снежната шапка на Елбрус се нарича Малката Антарктида. Дори в средата на лятото има отрицателни температури. Но някои долини, защитени от планини, имат свой собствен микроклимат. Има над 300 слънчеви дни в годината. Зимата е топла и суха.

Колкото по-високи са планините, толкова по-суров е климатът, но дисекцията на релефа предопределя отклонения от общия модел.

Централното положение сред планинските вериги на Големия Кавказ, високите абсолютни надморски височини и големите промени в надморската височина налагат континентални характеристики на климата на региона. Тук влиянието на северозападните и западните ветрове от Черно море, поради защитата на страничните и главните вериги, е значително отслабено, следователно в сравнение със Западен Кавказ районът на Елбрус се характеризира със значително увеличаване на сухотата на климата.

Във връзка с голямата пресеченост на релефа изключително значение при формирането на климата придобиват местните фактори: надморска височина, стръмност на склоновете, релеф и др. В същото време всички климатични показатели: интензитет на радиация, условия на вятъра, температура и влажност на въздуха.

Всяка височинна зона има свои собствени климатични особености. Намалява значително с височината Атмосферно налягане- в горните граници до 25%, съответно тегловното съдържание на кислород намалява, интензивността на слънчевата радиация, по-специално ултравиолетовата, се увеличава. По време на екскурзии за планинско катерене тези обстоятелства трябва да се вземат предвид, за да се избегне прегряване и слънчево изгаряне.

Въздушното налягане на ниво 2000 m, равно на 550-560 mm, не оказва забележим ефект върху човешкото тяло. При изкачване вече на надморска височина от 3000-4000 m или повече, тя започва да засяга, както и разреден въздух, причинявайки признаци на височинна болест.

Климатичните условия в котловините (Азау, Терскол, Чегет) се определят до голяма степен от дълбочината на долината и нейната „изолация“ от общата циркулация, в резултат на което среднодневните колебания на температурите на въздуха са относително големи – 19-22 градуса топли ветрове, духащи от планините към долините. Те задават ясно сухо и топло време през лятото и размразяване - през зимата. Трябва да се отбележи, че опасността от лавини се увеличава по време на размразяване.

През зимата горното течение на долината на река Баксан е едно от най-големите топли местаразположен на надморска височина от 2150 м. По това отношение Терскол е на второ място след Хейрабад, разположен на брега на Каспийско море. По температурен режим Tsey е близо до долината на Баксан и в Централна Азия- Горен Горелник (близо до Алма-Ата). Като цяло районът на Елбрус се отличава с относително високи дневни температури на въздуха.

Относителната влажност е сравнително висока. Средно е 67-70%. Това обаче е малко по-ниско, отколкото в Пятигорск (79%) и приблизително същото като в Сочи (70%). В същото време трябва да се отбележи, че през деня в горното течение на Баксан влажността на въздуха намалява до 47%, средно през деня влажността на въздуха е с 20% по-ниска, отколкото в Пятигорск.

Голямата прозрачност на въздуха и значителният брой слънчеви часове създават отлични климатични условия както през лятото, така и през зимата. Най-много ясни дни са през октомври-ноември (30%), по-малко през април-юни (10%). Лека мъгла, спускаща се от планините към долината към нощта, се разсейва през деня, а при липса на западни въздушни течения през целия ден преобладава хубавото, ясно време. По броя на слънчевите дни районът на Елбрус не отстъпва на курортите като Цей, Домбай, Теберда, Красная поляна.

Средните годишни валежи са 620 мм, въпреки че в някои години могат да се повишат до 945 мм. Гръмотевичните бури са доста чести в началото на лятото.

Снежната покривка се установява през ноември, в долините лежи до средата на април, в алпийската зона - до май-юни. Над нивото от 3000-3500 м дори и в най-топлите летни месецивъзможни са снеговалежи, а при вятър и снежни бури - през всички летни месеци.

През годината на всички височини преобладават западни ветрове. Те допринасят за образуването на снежни корнизи по хребетите на Чегет, Шхелда, Накра, Донгуз-Орун. Освен това в долините са характерни планинско-долинни ветрове под влияние на местни фактори. Тъй като долината на Баксан е удължена в ширина, възникващите в нея планински долинни ветрове и ветровете на високите слоеве на атмосферата се допълват взаимно.

Разликите във вятърната активност в зависимост от височината на терена са много големи. За райони под 3000 m е характерно спокойно време. В Терскол и Азау по правило няма бурни ветрове. С изкачването им вероятността се увеличава.

В Приюта на Единадесет често се наблюдават бурни ветрове (до 15 m/s) и дори ураганна сила. През зимата, когато ниски температурии дълбок снягтова прави изкачването до върха много трудно. Температурата през февруари пада до -40 градуса при вятър от 40 m/s.

Климатичните условия на района на Елбрус до голяма степен допринасят за развитието на туризма, алпинизма и ски. Най-доброто време за каране на ски е края на декември - края на март. За алпинизъм, най-удобните топли и безопасно времегодина, когато има по-малко лавини и камъни, тоест от началото на юни до края на септември и дори началото на октомври. Туристически екскурзии, походи и разходки в района на Елбрус се провеждат от 15 юли до 15 септември.

РЕКИ. В ледниците се раждат множество извори, потоци, реки, които пренасят водите си главната река на района на Елбрус - Баксан. Това е един от най-големите притоци на Терек, който се влива в Каспийско море. Баксан се образува от сливането на реките Голяма и Малка Азау, Терсколак и Донгузорун. Тя и многобройните й притоци са типични планински реки с много бурно и шумно течение. Ъгълът на падане в горното течение е 70 m на 1 km. Както всички планински реки със снежно-ледниково хранене, река Баксан и нейните притоци са особено пълноводни през лятото (през юли-август). Нивото на водата се повишава значително по време на дъжд. Те имат най-ниско ниво през зимата (през декември - януари), тоест през периода на най-малкото топене на ледниците. Въпреки това, поради бурното течение, водата в реките не замръзва дори през зимата.

Страничните долини на притоците на Баксан са много живописни. Природата на всеки от тях е уникална, поразява окото с новостта на пейзажите. Някои долини се развиват от воден поток, други приличат на клисури.

По-долу е кратко характеристики на някои от най-големите притоци на Баксан.

Донгузорун е десният приток на Баксан. Захранва се от ледници от Главната Кавказка верига и изходящите от нея отклонения. Долината на реката е живописна, покрита с борови гори. В горната част на дефилето река Донгузорун и големият поток Медвежий, сливайки се, образуват езерото Донгузорункел (в превод от Балкар - "езерото, където се къпят прасетата"). Говедата пасат по високопланинските ливади.

Юсенги- десния приток на Баксан. Долината Юсенги на изток е свързана с проходи с долините Адилсу и Шхелда. В горното му течение има популярен маршрут през прохода Бечо за Сванети, до долината Долра. На запад и северозапад се намират долините на реките Когутай и Донгузорун. В долината Юсенги се намират най-старите алпийски лагери на страната - "Баксан" и "Северен заслон" Бечо. Ледниците подхранват реката с обща площоколо 7 кв. км, стичащи се от върховете Донгуз-Орунбаши и Юсенгибаши.

Адилсу- десния приток на Баксан. В нейното дефиле растат гъсти гори, предимно бор. В подлеса има много малини. 24 ледника с обща площ от 20 кв. км захранват тази река. Най-големият от тях е Шхелдински. Алпийски лагери "Адилсу", "Шхелда", "Джан-Туган", летни убежища, контролно-спасителни станции са разположени в дефилето на Адилсу. Това е едно от любимите места за туристите.

Адирсу- десния приток на Баксан. Ледниците, които захранват Адирсу - а те са повече от 40 - се стичат от северните склонове на Главната кавказка верига. От

В долината Баксан проломът Адирсу е разделен от 200-метрова скалиста стъпка. Тук реката "прорязва" тесен каньон. Дължината на дефилето от устието до ледника е 14 км. Тук растат гъсти борови гори с примес на твърда дървесина. Подлесът се образува от гъсталаци от берберис, малини, касис, цариградско грозде. От пролома Адирсу можете да направите интересни преходи до Местиа, ждрелото Адилсу, дефилето Безенги и др.

Долината на Адирсу също е често посещавана от туристи, в горното й течение са разположени алпийски лагери "Джайлик" и "Улутау".

Тютюс, също десният приток на Баксан, произхожда от едноименния ледник, стичащ се от северните склонове на рида Адирсу. Един от значимите ледници в басейна на река Тютюсу - Голям Тютю е с дължина около 9 км. В долината на реката растат борови гори, има гъсталаци от малина и берберис. Долината Тютюсу е свързана от Студенческия проход в северния разклон на връх Сулук с долината на река Сабаликсу.

Азаусе влива в Баксан отляво. Зоната на хранене на тази река са ледниците на Страничните и Главните вериги. Най-значимите от тях са Терскол, Гарабаши, Голям и Малък Азау. Горното течение на реката през проходите Чипер и Чиперазау е свързано с долината на Ненскра. На запад долината е ограничена от ледника Болшой Азау. Вдясно, от ледника Чиперазау, река Азау получава единствения си приток.

Ирик- левият приток на Баксан - води началото си от едноименния ледник. Долините на Ирик и левия му приток Ирикчат са разположени между югоизточните и източните разклонения на Елбрус. Те са разделени от отклонението Ачкеряколбаши (3820 m). Висящата долина на Ирик е отделена от долината на Баксан с устиево скално стъпало. Тук реката образува дълбок тесен каньон. Долината Ирик е една от най-красивите в района на Елбрус. Има извори на нарзан. От върха на Ирикчатбаши се разкриват прекрасни гледки към Ушба, Шхелда и други върхове.

Киртик- левия приток на Баксан. Долините на река Киртик и нейния приток Силтранс са разположени между източния отклон на Елбрус и хребета Киртик. Руините от средновековни сгради и укрепления, както и следи от обитаване са открити в живописното дефиле на Киртик. древен човек, пътеки, на места облицовани с каменни плочи. По протежение на река Силтрансу, по планинската пътека, можете да се изкачите до живописното езеро Силтранскьол. Площта му е около 30 хектара. Долината Киртик е една от най-посещаваните от планински туристи.

МИНЕРАЛНИ ИЗВОРИ. Кабардино-Балкария също е богата на минерални води, сред тях има и термални. В района на Елбрус те са съсредоточени главно в горното течение на река Баксан и нейните притоци Ирик и Адилсу, както и в долината на Малка. Местните жители отдавна ги използват за лечение на своите заболявания.

Тук идвали семейства, строили примитивни колиби и навеси, вземали вода и почивали в лоното на природата. Лечението беше много просто. Болният се поставя в домашно приготвена вана с минерална вода, след което се пренася в колиба и се увива в наметала, за да се поти. За храна носеха храна със себе си, караха жив добитък.

Първото научно споменаване на минералните извори на Елбрус се намира в писанията на Купфер през 1829 г. Тогава дълги години никой от учените и изследователите не се занимаваше с проблема за минералните води на Елбрусския регион. И едва с началото на изучаването и развитието на Елбрус, успоредно започва изучаването на горещите извори.

Значителен принос за изучаването и изучаването на минералните води на горния Баксан има известният геолог С. П. Соловьов, който през 1936 г. съставя геоложка карта на района на Елбрус и нанася върху нея разкрития на минерални води.

Най-изучаваните днес минерални изворив района на Адилсу. Сериозното им изследване е извършено през 1931 г. от Държавния балнеологичен институт и радиологичната лаборатория на Пятигорск.

Най-достъпна за масови посещения е групата извори на дясната тераса на река Баксан при с. Тегенекли. Тази поляна с площ от около 3 квадратни километра, заобиколена от борови и брезови гори, е наречена „Поляната на Нарзан“. Освен това има многобройни извори на минерални извори в горното течение на Баксан.

Всички минерални извори в района на Елбрус имат различен химичен състав и следователно могат да се използват за лечение на различни заболявания. Така, Източници на Ирик- въглеродно-желязо, карбонатно, калциево-магнезиево. Адил минерална вода- въглеродно желязо, бикарбонат-хлорид, калидий-натрий. Водите на "Поляната Нарзан"- въглерод-желязо, бикарбонат-хлорид, натрий-калциев.

Проучванията на нарзаните от района на Елбрус показаха, че те не са по-ниски от известните води на Пятигорск, Есентуки, Кисловодск. Следователно в бъдеще запасите от минерална вода на района на Елбрус могат да се използват в лечебни цели. Опазването на природата на тази територия е много важно, тъй като минералните извори на района на Елбрус имат пряка връзка с Кавказките минерални води. Това е областта на произхода на известните нарзани, техния произход.

РАСТИТЕЛНОСТ. Флората на Елбрус е богата и разнообразна. Централното положение в Кавказ, както и изключителното разнообразие на релеф, температура, влага, да не говорим за голямото разнообразие на почвите, допринасят за развитието на голямо разнообразие от ландшафти. Разединеността на отделните клисури и котловини допринася за формирането на ендемични и запазването на реликтни видове.

В допълнение, природата на района на Елбрус се характеризира с комбинация в животинския и растителния свят на видове, типични за степните, средиземноморските райони на Западна Азия.

Вертикалната зоналност на климата определя вертикалната зоналност на растителната покривка.

Силов колан иглолистни горисе заменя с тясна ивица дървесно-храстови гори, които постепенно преминават в пояса на субалпийските, а след това и алпийските ливади. Последните непосредствено граничат със снежните полета и фирновите полета.

Флората на цъфтящи и висши съдови растения на Кабардино-Балкария включва около 3000 вида, което е 50% от видовете, растящи в Кавказ като цяло.

Долините и по-ниските части на склоновете до височина 2600-2700 m са покрити с високи борови гори. Примесът на други видове в тях е незначителен: има бреза, планинска пепел, върба. В подлеса - хвойна, берберис, дива роза, в по-влажни местообитания - гъсталаци от касис.

На местата на лавини са често срещани гори от дребнолистни видове: бреза, планинска пепел, трепетлика, птича череша. Преобладават брезовите гори с рододендрони, понякога чисти рододендрони, образуващи гъсти, непроходими гъсталаци. Рододендронът е реликва от терциерната епоха, храст с кожени вечнозелени листа с височина до 150 см. Особено красив е през периода на цъфтеж – началото на юни. Големи бяло-розови или кремави цветя, събрани в големи съцветия, придават на склона необичайна елегантност и колоритност.

На влажни сенчести места растат в изобилие различни папрати, наблизо, където е малко по-леко, има гъсталаци от липолитична и лечебна валериана, чадърни анемони и кавказки бански костюми. Тук можете да намерите и буйни букети от съцветия от водосборния басейн. По потоците и дренажите са характерни гъсталаци от субалпийски високи треви от бореца, различни видовекръст, големи кавказки камбани с височина до 100-150 см.

По горите и над горския пояс, ярки килими от субалпийски ливади радват окото. Пъстра пръскане на червени, жълти, сини цветя създава незабравима гледка. Видовият състав на тези ливади е изненадващо богат, някои метличини - розови и бели - няколко вида. В началото на пролетта, веднага щом снегът се стопи, размразените участъци на южния склон са изцяло покрити с цъфтящ мердер. Малко по-късно на същите склонове се появява кавказкият лешник с нежни, подобни на лале цветя. В близост до потоците има непрекъснати гъсталаци от иглика, от които има няколко вида.

Алпийските ливади също са добри по свой начин. На фона на зелени острици и треви се открояват цели острови от синя тинтява. Техните камбановидни цветя седят на много къси крака и са толкова близо един до друг, че от разстояние изглеждат плътни лазурни петна. Най-малката от всички иглики също е добра - студена иглика с чадъри от бледолилави цветя. На места можете да намерите и едроцветна виола, чиито сини и жълти цветове много напомнят на нашите градински теменужки.

Много е важно и необходимо това привличащо вниманието многоцветност на алпийските ливади да бъде запазено в оригиналния си вид за тези, които идват тук след нас.

ЖИВОТИНСКИ СВЯТ. Фауната на района на Елбрус също е разнообразна. В горите се срещат мечки, срещат се вълци. Още през 50-те години на миналия век тук се срещат снежни леопарди, диви кавказки котки.

По планинските склонове, по най-високите хребети и сега можете да видите красивите зубри. Обикновено се събират на стада от 20-30 глави. Теглото на кавказкия тур достига 100-150 кг (за мъже) и 60-90 кг (за женски), цветът е светлокафяв, мъжките имат мощни рога. Кавказка обиколка- ендемична фауна на Кавказ.

В боровата гора се срещат катерици. Не е рядкост тук и такива дребни хищници, като борова куница, пор, къртица, землеройка, а в пукнатините сред скалите можете да намерите малки купчини ароматно сено - сеносъбиране.

В горския пояс има много птици. Срещат се черен кълвач, дърдец, синигер, пръчка, снегир, кос, стърчиопашка, плян. Високо в небето се реят хвърчила, хобита, агнета. В гъсталаците на кавказкия рододендрон можете да изплашите кавказкия тетерев, който сега се превърна в рядкост. Очевидно са мигрирали към по-спокойни простори Кавказки резерват. Срещат се кавказки щур с пъстро ярко оперение, алпийски галки, планински овесарки, чинки. В близост до сипеи и сняг могат да се видят снежки (планински пуйки).