Coordonnées géographiques du glacier Azau dans le Caucase. Coquille de glace d'Elbrouz

Le matériel a été trouvé et préparé pour publication par Grigory Luchansky

La source:Glaciation d'Elbrouz.Sous la direction du docteur en sciences géographiques, le professeur G.K. Touchinski.Presse universitaire de Moscou, 1968

Informations générales sur la glaciation d'Elbrus

données quantitatives

Les données quantitatives sur la glaciation d'Elbrus, citées jusqu'à présent, sont soit très obsolètes, soit de nature aléatoire. La principale source de leur recette est le travail cartométrique. La précision de ces derniers dépend de la précision de la carte topographique sur laquelle les mesures sont effectuées, ainsi que de la technique de mesure et de leur traitement.

En 1887, une carte a été publiée, qui a servi de matériau de base à un certain nombre d'ouvrages cartographiques. Selon les mesures effectuées par K. I. Podozersky (1911), la superficie totale de la glaciation d'Elbrus était de 127,81 m². verstes, soit 145,7 km 2. Les mesures de P. A. Ivankov (1960) sur une nouvelle carte compilée en 1949 sur la base de données de relevés aériens de 1946 tonnes ont donné une superficie totale de la glaciation d'Elbrus de 144,5 km 2; ce chiffre comprend également les superficies de toutes les zones non couvertes de neige et de glace dans le champ de névé, qui sont d'environ 6 km 2. Diminution de la zone de glaciation de 7,2 km 2 doit être considérée comme approximative, car, d'une part, les limites de glaciation sur la carte de 1949 incluent dans certains cas des zones couvertes de neige, mais non directement liées aux zones de glaciers et de champs de névés, et, d'autre part, les cartes de 1887 et 1949 gg. ne sont pas tout à fait comparables, puisque différentes méthodes levés et sur diverses bases géodésiques.

À la suite des travaux de l'expédition Elbrus de l'Université d'État de Moscou dans le cadre du programme IGY pour la région d'Elbrus, une nouvelle carte a été compilée sur la base d'un levé photographique au théodolite à une échelle beaucoup plus grande que celle disponible auparavant. Sur la base de cette carte, de nouvelles mesures de la zone de glaciation d'Elbrus ont été effectuées dans le laboratoire de photométhodes aériennes de l'Université d'État de Moscou et d'autres caractéristiques ont été obtenues. Lors de la compilation de la carte, des matériaux provenant de l'interprétation sur le terrain des images ont été utilisés et une édition sur le terrain des tablettes compilées a été effectuée. Lors de la cartographie des contours des glaciers, la méthode de détermination stéréoscopique des limites de la glace mobile et stationnaire a été utilisée (si des matériaux de ré-arpentage étaient disponibles). Les matériaux d'enquête de différentes années (1956-1960) ont été ramenés à la même date - 1957. Par conséquent, les mesures sur la nouvelle carte sont exemptes de l'erreur principale dans la détermination des zones de glaciation par P. A. Ivankov, associée à une réflexion incorrecte des limites de glaciation sur la carte de 1949.

Fig 19. Schéma de la glaciation d'Elbrus : 1) frontières des glaciers : un) dans la zone d'ablation, b) dans la zone d'accumulation ; 2 - la glace se divise entre les glaciers ; 3 - limites des zones d'altitude (après 200 m); 4- numéro de zone d'altitude ; 5 - la frontière du groupe de zones "Top of Elbrus"

Description des glaciers du versant sud

Glacier Grand Azau occupe la position la plus à l'ouest (Fig. 20). Zone glaciaire 19.20 km 2, longueur 9.98 kilomètres, le rapport des zones de glace et de neige est de 49,5 et 50,5 %. Le glacier commence sous les rochers de l'éperon Kyukurtlu ; sa frontière ouest est la crête rocheuse du soi-disant cirque Hotyutau. Du sommet de Kyukyurtlyu, la crête va au col de Khotutau, puis au sommet d'Ullukambashi et au sommet d'Azaubashi. Cette crête a une direction presque méridienne, et ce n'est qu'au sud d'Ullukambashi qu'elle forme un arc lisse qui ferme le bassin d'alimentation du glacier Bolchoï Azau.

Le versant ouest (au vent) de la crête n'a pas beaucoup de glaciation. Dans les vastes cirques taillés dans cette pente, il n'y a que de petits glaciers et névés. Sur le versant est (sous le vent), jusqu'à la crête, il y a des champs de neige qui occupent presque toute la moitié ouest du bassin d'alimentation du glacier Bolchoï Azau. Ainsi, le bassin d'alimentation du glacier est à l'ombre sous le vent de la crête du bassin versant ; Le glacier reçoit une partie importante de sa nutrition de l'accumulation de vent. La partie supérieure du bassin alimentaire se situe à des altitudes d'environ 5000 m dans la zone de recristallisation-infiltration. Ici, des sections de parois rocheuses alternent avec des traînées penchées d'accumulations de névés.

La limite orientale du bassin d'alimentation du glacier Bolchoï Azau, qui est une fracture glaciaire avec le glacier Maly Azau, s'étend presque dans la direction méridienne le long de la crête d'andésite-dacites de l'Holocène. Cette fracture de glace est apparue relativement récemment (après 1820) sous la glace qui la recouvrait, car les courants de glace fragmentés et stagnants qui traversaient autrefois la fracture de glace et alimentaient le glacier Bolshoy Azau sont toujours préservés. Maintenant, dans la zone d'alimentation commune des glaciers Big et Small Azau autrefois unis, il existe de petits glaciers reliques qui provoquent un tracé incorrect des frontières entre les glaciers. La partie supérieure de la fracture glaciaire, partant du sommet ouest d'Elbrus, est encore couverte glace puissante, qui est fortement fragmenté sur un rebord de lave escarpé, à la suite de quoi une sorte de langue de glace s'est formée ici parmi un champ continu de glace et de névé. La poursuite du dégel de la crête de lave devrait conduire à l'isolement complet du bassin d'alimentation du glacier Bolchoï Azau.

Contrairement à la partie ouest du bassin alimentée par le glacier qui est alimentée par les tempêtes de neige, sa partie est est alimentée par des glaces provenant de la zone de recristallisation-infiltration. En raison de l'arrêt du ruissellement de glace dans cette direction depuis la zone d'accumulation du glacier Maly Azau, la nutrition de la partie orientale du glacier Bolchoï Azau est actuellement insuffisante. La partie médiane de ce glacier se trouve dans une vaste dépression à environ 3500 m; ici la glace est exposée à la surface, non recouverte par la couche de névé. C'est la ceinture de glace la plus basse d'Elbrus. Même après de fortes chutes de neige (12 août 1958), aucune neige ne restait à sa surface.

La langue du glacier Bolshoy Azau est située dans une gorge étroite, ce qui contribue à son jaillissement, ce qui a causé XVIII-XIX des siècles enfouissement de la fracture glaciaire entre les glaciers Bolchoï et Maly Azau. Il y a une chute de glace abrupte sur la langue du glacier, coïncidant avec la ligne de chutes de glace des glaciers Maly Azau, Garabashi et Terskol. Au-dessous de la cascade de glace, la langue du glacier pénètre dans une gorge profonde et relativement étroite, qui présente un rétrécissement prononcé dans la partie inférieure. C'est à cet endroit qu'un énorme barrage de toute la langue glaciaire a surgi, dont une augmentation de la puissance a provoqué le mouvement rapide de la langue dans la vallée, comme ce fut le cas au milieu XIXe dans. La hauteur du comblement de la vallée par le glacier dans le passé est bien restituée par de hautes moraines latérales.

La langue moderne du glacier Bolchoï Azau est asymétrique : sa surface est plus basse le long du côté gauche. La raison en est l'alimentation supplémentaire de la partie droite du glacier par les tempêtes de neige. Sous l'extrémité moderne du glacier, le fond de la vallée est rempli de glace morte, qui n'est actuellement conservée que sous le versant de l'exposition nord.

On peut supposer que la nouvelle croissance de la glaciation d'Elbrus ne commencera pas par une augmentation de la calotte glaciaire et un déplacement vers les vallées des extrémités des glaciers. Au fond des vallées, à la suite de l'accumulation de neige d'avalanche, les cônes d'avalanche fusionneront en corps allongés linéairement, donnant naissance aux glaciers de vallée. Contrairement aux glaciers, les avalanches réagissent immédiatement aux fortes chutes de neige ; par conséquent, les glaciers alimentés par les avalanches dans la gorge du Bolchoï Azau peuvent apparaître plus rapidement que les langues descendent des pentes d'Elbrus. La preuve de cette hypothèse est le fait qu'actuellement sur le versant sud du Caucase occidental, dans les vallées des affluents du Chkhalta (Olugar), il y a des glaciers alimentés par les avalanches couchés au fond des vallées longitudinales au pied de les pentes abruptes, tandis que sous la crête de la chaîne principale du Caucase, située à une hauteur relative de 2 kilomètres, il n'y a pas de glaciers.

Le premier chercheur qui, en 1849, découvrit le glacier Bolshoy Azau au stade de sa plus grande avancée dans la vallée, fut G. Abikh. Il écrit que le glacier a créé une moraine de pression recouverte de pins centenaires. Le glacier, selon Abich, est descendu dans ces années aussi bas qu'il n'était jamais descendu auparavant : il a atteint la zone forêts de pins(Abih, 1871). Dirigé par nous en 1956 et 1957. un examen du lit du glacier en train de reculer nous convainc qu'en 1849, le glacier était à l'état de ressort et que son extrémité, créant une énorme pression, a été expulsée à travers une étroite gorge rocheuse, à cause de laquelle, au-dessus de la gorge , l'épaisseur de la glace a fortement augmenté, atteignant 200-300 m(Fig. 21).

En juillet 1881, le glacier est examiné par N. Ya. Dinnik (1884), qui note que la partie inférieure du glacier se termine par une pente abrupte traversée de fissures. Intéressant est l'indication de Dinnik que la partie droite de la langue est adjacente à des falaises presque abruptes, et la gauche est bordée par un certain nombre de moraines parallèles, atteignant 63 m la taille. Les études de Dinnik nous permettent de conclure que déjà en 1881 le recul du glacier était clairement exprimé, le développement de phénomènes thermokarstiques était perceptible le long de son bord gauche et un lac de barrage s'est formé. Selon N. Ya. Dinnik, la moraine terminale du glacier est petite. Cette caractéristique est caractéristique de tous les glaciers d'Elbrus, car il y a peu de matériel morainique à l'intérieur et à la surface, et seules les moraines latérales atteignent des tailles importantes en raison des processus gravitationnels (talus et avalanches).

N. Ya. Dinnik a mentionné que le glacier Bolshoi Azau est né de quatre courants de glace, dont deux partent d'Elbrus et deux de l'éperon Hotyutau. En 1884, il y avait une séparation complète de ces quatre branches (Mikhailovsky, 1894). Au cours des années suivantes, le glacier a été rapidement détruit; à en juger par la carte de 1887, les glaciers descendant de la chaîne principale du Caucase se sont avérés détachés du glacier Bolshoy Azau.

Le contour du glacier Bolchoï Azau des années 50 est maintenant délimité par une moraine terminale basse de 5 mètres, se transformant en crêtes claires de la moraine latérale gauche. Maintenant, une jeune forêt de pins y pousse. Au-dessus de cette moraine au fond de la vallée, il y a 5 crêtes morainiques basses et finies jusqu'à 3 moi, fixant la position du glacier de 1850 à 1930. En 1896, V. O. Novitsky (1903) a écrit que l'épaisseur de glace de l'extrémité inférieure du glacier est de 21 M. Cette valeur correspond à la hauteur de la moraine latérale gauche moderne sous la gorge Bolshoy Azau. En 1900, A. A. Dolgushin a trouvé la fin du glacier sous la forme d'une falaise de glace abrupte, à proximité de la forêt de pins. Il a attiré l'attention sur le fait que la hauteur des moraines atteint 16,8 et. V. M. Sysoev (1899) a souligné la fonte vigoureuse de la partie gauche du glacier, c'est-à-dire le retrait du glacier de la pente de l'exposition sud.

En 1907, le glacier Bolchoï Azau se terminait par une gorge rocheuse (Bush, 1914) et en 1909, les eaux qui descendaient du glacier Malyi Azau tombaient comme une cascade à la surface du glacier. En 1925, la fin du glacier s'est éloignée de la cascade en amont de la gorge de 20 m(Alberg, 1928). Près de l'embouchure de cette chute, la dernière moraine est maintenant bien visible, datant de 1925 (Fig. 22).

Il n'y a presque pas de véritable moraine de fond sur le fond et les pentes de la gorge du glacier Bolchoï Azau. Des dépôts ressemblant à des dépôts de fond sont créés à la suite de glissements de terrain de terrasses, d'affaissements et d'avalanches, perceptibles dans toute la vallée. Ainsi, à l'extrémité supérieure de la gorge du glacier Bolshoy Azau, un grand éventail d'avalanches descend assez régulièrement. Lorsque le corps du glacier reposait dans la gorge, les éjectas d'avalanche étaient constitués de neige assez pure, mais lorsque le glacier a disparu, la partie inférieure du canal d'avalanche s'est avérée être taillée dans le matériau détritique de la moraine côtière droite du glacier. Une avalanche emporte actuellement cette moraine hors de la pente.

La partie inférieure du glacier Bolchoï Azau devrait être divisée en une section de glace morte - de la fin de la gorge à langue moderne, et une section de cette langue avant la chute de glace. La glace morte sur le versant droit est bien préservée en raison d'une exposition favorable, ainsi que des accumulations de neige de tempête et d'avalanche. Ces glaces fixent la position de la surface du glacier en 1920-1925. La glace morte sur le côté gauche a reculé loin de la pente et représente une bande continue de thermokarst.

La surface de la glace morte sur le versant droit est recouverte de matériaux détritiques gris clair constitués de granites précambriens à biotite gris, et la surface de la glace morte sur le versant gauche est recouverte d'andésite-dacite gris foncé, noire et brun rougeâtre fragments.

La couleur sombre de ce manteau sur les coteaux d'exposition sud accentue grandement le fondu.

Le glacier moderne Bolchoï Azau se termine par une langue étroite pointue à une altitude de 2493 M. A la surface de la partie inférieure du glacier se trouve une fine couche (2-3 cm) matériel morainique, composé de gravier et de petits fragments. Il n'y a pas de fissures dans la partie inférieure du glacier. Surface glace pure se compose de petits nids d'abeilles de glace et de petites coupes de glace. La moraine de surface est négligeable et des accumulations de matériau morainique sous la langue moderne du glacier se produisent en raison du glissement par solifluxion des strates lâches et des glissements de terrain des pentes de la vallée.

D'après les observations 1956-1958. il a été constaté qu'en plus de la section inférieure du kilomètre de glace, la fin du glacier Bolchoï Azau est actuellement en train de mourir jusqu'à la cascade de glace. Lorsque la langue recule, son extrémité devient morte à une distance de 600 à 1000 m avec le développement ultérieur des processus thermokarstiques.

Le 23 juillet 1956, à la fin du glacier Bolshoy Azau, une marque a été placée sur un grand fragment de granit - elle était écrite en peinture émail rouge : KL-MGU-23 / 7-56. En 1957, à l'aide d'un relevé photogrammétrique répété, les valeurs suivantes ont été déterminées: a) la fin du glacier a reculé de 25 m; b) la largeur de la langue près de la marque a diminué de 15 m; c) 330 mà partir de l'extrémité inférieure du glacier, l'épaisseur de la glace a diminué de 4 moi,à 750 mà partir de l'extrémité inférieure du glacier, la diminution de puissance était de 3,5 moi, et à 1100 m de la fin (sous la cascade de glace) -3 M. Des informations sur les changements de la fin du glacier Bolshoy Azau au cours du siècle dernier sont données dans le tableau. 5. Le recul total de la fin du glacier était de 2184 moi, ou 31 m dans l'année.

Glacier Petit Azau. Superficie des glaciers 8,49 km 2, longueur 7.58 kilomètres, le rapport des zones de glace et de neige est de 38,3 et 61,7%. Le bassin d'alimentation a une forme presque rectangulaire, allongée dans le sens méridien. Sa frontière nord coïncide avec la partie sud selle d'Elbrus, en dessous de laquelle se trouvent de nombreuses fissures béantes profondes et des cascades de glace. Apparemment, il y a un rebord rocheux escarpé ici. La puissance de la glace est d'environ 100 M. Le relief de la surface de la glace reflète bien le relief sous-glaciaire.

La limite ouest du bassin d'alimentation du glacier coïncide avec la crête de lave s'étendant dans la direction méridionale du pic ouest d'Elbrus au cap rocheux qui sépare maintenant les zones d'ablation des glaciers Bolchoï et Maly Azau. Cette puissante crête andésite-dacitique dans la zone allant du pic ouest à la latitude de Priyut Eleven est recouverte d'une épaisseur de glace allant jusqu'à 70-80 M. De cette crête, la glace pénètre à la fois dans le bassin du Grand Azau et dans le bassin du Petit Azau. Il y a cent ans, alors que l'épaisseur de la glace était beaucoup plus importante et que le relief du lit avait moins d'influence sur la direction de l'écoulement glaciaire, la glace du bassin du glacier Maly Azau pénétrait dans le bassin du glacier Bolchoï Azau. La diminution de l'épaisseur de la glace a conduit à une séparation plus nette des bassins d'alimentation de ces glaciers. Bientôt, le glacier Maly Azau recevra toute la glace qui se trouve dans la zone du bassin, délimitée à l'ouest par une crête de lave, car l'amincissement de la glace conduit de plus en plus à l'isolement des bassins d'approvisionnement et à l'impossibilité de glace coulant d'un bassin à l'autre. À cet égard, le glacier Small Azau peut être dans de meilleures conditions d'alimentation que le glacier Big Azau.

Tableau 5

Oscillations de la fin du glacier Bolshoy Azau

An		Hauteur l'obtention du diplôme langue glaciale, m	Montant de la retraite pour la période, m	an battre en retraite, m
1849 1873 1880 1881 1887 1894 1896 1898 1911 1927 1928 1929 1930 1932 1933 1933 1933 1933 1938 1940 1947 1947 1957	Abic G. Abic G. Novitsky V. F. Dinnik N. Ya. carte Rossikov K.I. Novitsky V. F. Pogtenpol N.V. Burmeister G. Altberg V. Ya. Altberg V. Ya. Frolov Ya. I. Soloviev S.P. Soloviev S.P. Oreshnikova E. I. Oreshnikova E. I. Mikhalev V.I. Oreshnikova E. I. Kovalev P. V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Kovalev P.V. Relevé photothéodolite	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

Dans la partie inférieure de la fracture glaciaire occidentale, S. M. Myagkov a noté des langues glaciaires indépendantes encadrées par une bordure rocheuse. Ils sont apparus à la suite du dégel du bassin versant rocheux: en même temps, les grands et les petits processus de la langue du Petit Azau se distinguent. Probablement, bientôt la langue de ce glacier se séparera le long de la ligne de la partie inférieure de la fracture glaciaire. Les vents dominants du sud-ouest et de l'ouest transportent la poussière de la crête de lave à la surface du glacier Maly Azau et intensifient sa fonte.

La fracture de glace orientale du glacier Malyi Azau s'étend dans la direction méridionale du pic oriental vers les roches de l'abri neuf, qui sont la crête externe de la coulée andésite-dacitique holocène, tracée au sud de l'abri onze sous la forme d'un double coquille Saint-Jacques. Dans la zone située entre Shelter Eleven et les premiers affleurements de cette crête à la surface, la crête rocheuse est recouverte d'une épaisse couche de glace, qui provenait autrefois du bassin du glacier Garabashi. Actuellement, il n'y a pas d'écoulement de glace à travers cette division de glace sous-glaciaire - la langue de glace relique correspond à un niveau de glace plus élevé.

Le bassin d'alimentation du petit glacier d'Azau peut être considéré comme l'ensemble de la zone allant de la selle d'Elbrus à la latitude des parties supérieures des crêtes de lave, Shelter onze et Shelter nine. La surface ici est remplie de cascades de glace et de profondes fissures glaciaires incurvées en plan. La langue du glacier lui-même commence un peu en dessous de la crête du Shelter onze et a la forme d'une patte en plan, dont la partie droite se glisse sur la fracture de glace entre les glaciers Small et Big Azau, et la partie gauche (exposition sud) jouxte la coulée andésite-dacitique holocène qui a bloqué la moraine de l'étage historique du glacier Garabashi.

Vers le milieu du XIX dans. l'extrémité saillante du glacier Small Azau reliée au glacier Big Azau. Des traces de l'expansion du glacier Maly Azau au stade historique ont été trouvées sur le côté gauche de la vallée sous la forme de crêtes appuyées contre les moraines du glacier Garabashi. En 1881, la langue droite du glacier se jette dans le glacier Bolchoï Azau (Dinnik, 1884). Sur une carte à une verste de 1887, la marque de la fin du glacier est 2278 moi, et la fin elle-même n'atteignit plus le glacier Bolchoï Azau. De 1887 à 1957 le glacier Maly Azau a diminué de 483 m(tableau b). Les moraines, qui ont enregistré l'avancée maximale du glacier dans les années 50 du siècle dernier, atteignent une hauteur de 50 M. Actuellement, le glacier se termine par une langue à deux corniches de glace ; juste à hauteur 3050 moi, et celui de gauche est à une altitude de 3150 l.

Tableau 6

Oscillations de l'extrémité droite du glacier Maly Azau

An		Hauteur l'obtention du diplôme langue glaciale, m	Montant de la retraite pour la période, m	retraite annuelle, m
1887 1898 1933 1949 1957 1957	carte Mushketov I.V. Oreshnikova E.I. Carte topographique photographies aériennes relevé photothéodolite	2878 3 000 3040	4 (1897-1898) 7(1932-1933) 483(1887- 1957)

Glacier de Garabashi. Superficie des glaciers 2,74 km 2, longueur 4.09 kilomètres, le rapport des zones de glace et de neige est de 46,9 et 53,1 %. Le bassin d'alimentation du glacier est limité à l'ouest par la dorsale de lave de l'Abri des Neuf et son prolongement sous-glaciaire, qui se transforme ensuite en dorsale de lave. La piscine peut être profilée selon le motif des fissures. Il est relativement petit et, semble-t-il, en avançant, un glacier avec une si petite zone d'alimentation ne peut pas avoir une grande épaisseur. En réalité, ce n'est pas le cas. Le fait est que dans la partie inférieure, à la sortie de la vallée d'Azau, sur le chemin de la langue de glace, se trouve un profond canyon, ce qui provoque la remontée de la glace et une forte augmentation de l'épaisseur de la langue.

Le glacier Garabashi se termine par une large patte avec un bord inférieur festonné. Actuellement, le glacier se trouve en bordure de la barre transversale. Comme la partie inférieure du réceptacle rocheux de la langue du glacier Garabashi a une forme en forme de poire se terminant par une gorge étroite, les moraines côtières de l'étage intermédiaire XIXe dans. scènes formées derrière lesquelles des bassins lacustres ont surgi; sur tout le bord extérieur de la moraine côtière droite, s'étend une chaîne de bassins autrefois occupés par des lacs. La percée de ces bassins lacustres a été à l'origine de coulées de boue glaciaires sortant des gorges de Garabashi. Les dépôts de coulée de boue du glacier Garabashi sont situés dans la région de la vallée de Bolshoy Azau à partir de l'énorme cône de coulée de boue de la rivière. Garabashi et se trouvent légèrement en dessous de l'embouchure de la rivière. Terskol, c'est-à-dire dans la vallée densément bâtie. Certains chercheurs prennent les dépôts de coulées de boue pour les moraines et exagèrent la taille de la glaciation dans les montagnes.

Le glacier Garabashi possède des moraines bien conservées du stade historique de la glaciation, sur lesquelles il y a eu un épanchement de laves andésite-dacitiques holocènes. Tour à tour, les moraines de la moyenne glaciation viennent s'adosser à ces laves. XIXe dans. Ce sont ces relations entre moraines et laves qui permettent de déterminer l'âge de la dernière effusion d'Elbrouz par le temps entre II siècle av. e. et XV - XVI siècles. et. e.

Les moraines côtières et terminales de l'étage historique sont particulièrement prononcées dans la partie rive droite du glacier Garabashi. Lors de la dernière effusion d'Elbrus, des coulées de lave se sont déversées sur eux, qui sont une continuation des crêtes de lave de Shelter Eleven et Shelter Nine. La surface des crêtes est constituée d'obélisques de lave verticaux ou inclinés avec des fractures conchoïdales, elles ne montrent pas de signes de glace en mouvement. La glaciation de l'étape historique n'était guère plus que la glaciation du milieu XIXe in., et donc les moraines du milieu XIXe dans. ils ne recouvraient pas les moraines de l'étage historique et les andésite-dacites holocènes, mais s'appuyaient seulement contre eux.

Les fonds des anciens bassins lacustres se remplissent progressivement de grumes ; dans le bassin supérieur, ce processus s'observe encore aujourd'hui. La fonte des neiges et des eaux glaciaires, ainsi que les flux de solifluxion de matière, provoquent la formation de panaches plats reposant sur des horizons gelés. L'épaisseur morainique recouvrant le fond et les pentes de la gorge de Garabashi est dans une position extrêmement instable. Avec un grand débit d'eau, il devient mobile. Au moindre mouvement de pierres dans les canaux de petits ruisseaux, des sections de gravier commencent immédiatement à nager, ce qui entraîne des fragments plus gros dans le gravier. Le matériau morainique est complètement non arrondi. L'éventail alluvial de Garabashi est constitué de «rochers», car lors des coulées de boue, les fragments d'andésite-dacitique sont arrondis, à la suite de quoi les dépôts deviennent similaires à une «vraie» moraine.

Un grand cône de coulée de boue est situé à l'embouchure du canyon de Garabashi, qui s'enfonce profondément dans le côté gauche de la vallée d'Azau. De son côté tribord, il est adossé à la moraine du glacier Bolchoï Azau 1820-1850. Il est actuellement recouvert d'une forêt de pins. Les canaux des coulées de boue récemment exploitées le divisent en trois parties ayant une forme triangulaire. Le triangle supérieur droit attenant à la clairière d'Azau est recouvert d'une forêt de pins matures, parmi laquelle se trouvent des langues de coulée de boue éteintes. Le triangle du milieu, couvert d'une pinède mature, n'est pas affecté par les coulées de boue modernes. Le troisième triangle est couvert d'une jeune pinède opprimée avec de nombreux canaux de coulées de boue. Ce triangle convexe avec des canaux de coulée de boue errants, apparemment, est né en 1947, à l'embouchure de la rivière. Garabashi a balayé la coulée de boue glaciaire.

La dégradation de la glaciation moderne s'accompagne de l'accumulation de strates morainiques qui, avec l'augmentation de la fonte, servent de source de coulées de boue glaciaire. Dans le cas où des barrages temporaires apparaissent dans la gorge de Garabashi en raison du fluage de la moraine, une répétition de telles coulées de boue est possible. Ils peuvent également survenir en raison de la propagation de l'érosion régressive, créant de profondes incisions ramifiées qui provoquent la stabilité des strates morainiques et les mettent en mouvement.

Les premières informations sur le glacier Garabashi ont été publiées par N. Ya. Dinnik (1884), qui a écrit que le glacier commence à un vaste champ de neige escarpé situé sur le versant sud-est d'Elbrus. Au début, il est relativement large, puis se rétrécit fortement à 105-130 m La référence de Dinnik à un résident local, Ismail Urusbiev, est curieuse, qui en 1884 a déclaré qu'il y a 30 à 35 ans, le glacier Garabashi était descendu beaucoup plus bas. V. Ya. Altberg (1928) note les moraines colossales qui se sont formées le long des bords de ce glacier, et parle d'un lac qui est maintenant séparé du glacier par une moraine côtière.

Comparaison des cartes de 1887 et 1957 permet de conclure que le glacier a rétréci de 882 m; pendant ce temps, une longue langue étroite, clairement visible en 1887, a disparu, et à sa place est restée une gorge étroite remplie de matériaux clastiques et de hautes moraines côtières s'élevant à 100-120 m au-dessus du lit de la rivière. M. La surface de la haute moraine est en terrasses ; trois terrasses sont observées ici, correspondant à différentes positions de la surface de la glace. La coulée de lave qui s'est déversée à l'Holocène a endigué la partie inférieure des gorges de Garabashi, et s'avançant dans les années 50 XIXe dans. le glacier était dans un état de barrage. Cela peut expliquer une position aussi élevée de la surface de la glace disparue.

En 1956 et 1957 Des relevés photogrammétriques répétés du glacier Garabashi ont été effectués. Il s'est avéré que le front du bord inférieur du glacier recule 5- 6 mètres par an, et dans certaines régions - 10-12 m(Tableau 7).

Tableau 7

Oscillations de la fin du glacier Garabashi

An		Hauteur l'obtention du diplôme glacial Langue, m	Le montant de la retraite pour la période, m	retraite annuelle, m
1887 1898 1901 1933 1949 1957 1957	carte Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Oreshnikova E. I. Carte topographique photographies aériennes relevé photothéodolite	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) écrit que le glacier Garabashi a une barre transversale clairement exprimée en forme d'escalier, composée de laves du Quaternaire moyen. Les trois marches inférieures sont actuellement libres de glace et le polissage glaciaire y est clairement visible. Le quatrième étage n'est que partiellement libre de glace. Sur la plate-forme supérieure libre de glace devant l'extrémité du glacier, V.N. Kostousov a installé un tampon métallique :

AGI

KL-106 m

A3-230°

1958-27-VIII,

ce qui signifie: timbre 10, établi par l'expédition Elbrus de l'Année géophysique internationale de l'Université d'État de Moscou en 106 m de la fin du glacier en azimut 230° le 27 août 1958. La marque a été cimentée dans les affleurements rocheux de roches volcaniques de la barre transversale sur le côté gauche de l'extrémité droite principale du glacier Garabashi.

Glacier Terskola une superficie de 7,56 km 2, longueur 7.02 kilomètres et le rapport des zones de glace et de neige de 45,5 et 54,5 %. Le 18 août 1957, nous avons traversé la zone d'alimentation du glacier Terskol presque à la hauteur du cratère nord-est d'Elbrus, ce qui a permis d'imaginer les conditions d'alimentation des glaciers d'Elbrus. Pendant cette période, à une altitude de 4000-4100 m observés comme des zones de pur glace bleue, et de vastes champs de neige, à la surface desquels apparaissent même les neiges des « pénitents ». Dans le régime du glacier Terskol bel endroit Il est occupé par la neige du blizzard entrant dans les dépressions de relief et dans la partie sous le vent des crêtes de lave descendant du pic oriental d'Elbrus. En raison du transport éolien dominant de la neige du sud-ouest au nord-est, la surface du glacier de Terskol est asymétrique : son côté droit est plus haut que le gauche. En hiver, les vents dominants de l'ouest et du sud-ouest atteignent une grande force et soufflent en continu pendant plusieurs jours. Les pics d'Elbrouz et la ceinture des hauteurs de l'ordre de 4300-5000 mà ce moment, ils sont dénudés de neige. De la dépression entre la base de glace et le front de la fracture glaciaire des glaciers Garabashi et Terskol, la neige est amenée à la surface du glacier Terskol, comme si elle provenait d'une soufflerie, grâce à laquelle, à une altitude d'environ 3900 m il y a de gros tas de neige.

Le sommet oriental d'Elbrus est plus déneigé en hiver qu'en été, car les chutes de neige hivernales se produisent avec des vents forts qui soufflent la neige du sommet. Au printemps et en été, en raison des chutes de neige se produisant à des vitesses de vent relativement faibles, il est recouvert de neige. Ceinture dans les hauteurs 4200-5000 m presque tout l'hiver reste sans neige. Les glaciers sont alimentés par l'accumulation de neige dans la ceinture d'environ 4000 M.

La limite ouest du bassin d'alimentation du glacier Terskol commence sous les rochers du pic oriental et s'étend à l'est de l'abri Pastukhov. Ici, cela s'exprime très clairement, car la glace dans le prolongement de la crête sous-glaciaire est fortement fracturée. Sous les falaises de Shelter Nine, la limite ouest est tracée le long d'un système de fissures profondes qui séparent le bassin d'alimentation des glaciers Garabashi et Terskol. La limite orientale longe des fissures, clairement visibles sur les photographies aériennes, ainsi que le long d'une crête de lave située entre les glaciers Terskol et Irik. La surface de cette crête est devenue plate sous l'influence des processus du pergélisol. La surface de la glace est fortement asymétrique par rapport à la crête ; la pente de la crête face au glacier Terskol est nue et la surface du glacier est de 30 m plus bas que le bord de la crête. Dans le même temps, la pente faisant face au glacier Irik est complètement ensevelie par la glace et la neige. La raison de l'asymétrie réside dans le transport et l'exposition du blizzard : la pente vers le glacier Terskol fait face au vent et au sud, tandis que la pente vers le glacier Irik est au nord et sous le vent (Fig. 23). Au milieu XIXe dans. de cette crête il y avait encore un ruissellement de glace à la fois vers le glacier Terskol et vers le glacier Irik ; en même temps, la langue du glacier de transition est descendue dans la vallée de Terskol. Ses contours sont clairement tracés le long de la mer côtière. Pendant un certain temps, la langue de ce glacier a existé indépendamment, ce que confirme le puits de la moraine terminale situé au pied de la corniche escarpée. Les vestiges du glacier ne sont désormais conservés que sur le versant de l'exposition nord sous la forme d'une fine bande de glace, qui disparaîtra dans les années à venir.

Le bassin d'alimentation du glacier est couvert de fissures profondes. Dans sa partie supérieure, l'épaisseur de la glace est importante. Tout le côté droit du glacier Terskol est situé dans la partie sous le vent de la crête de lave. Pour cette raison, il est recouvert d'une épaisse couche de névé, tandis que la glace remonte à la surface dans les parties centrale et gauche à la fin de l'été.

À l'heure actuelle, la langue du glacier Terskol est suspendue à une barre transversale abrupte, d'où tombent de temps en temps des blocs de glace. La surface du glacier devant le rebord de la barre transversale est quelque peu abaissée, et en amont il y a un grand gonflement de glace, brisé par un système de fissures transversales profondes. Après la disparition rapide du glacier à cet endroit, il faut s'attendre à l'apparition d'une élévation rocheuse. A la fin du glacier est déchiré par des fissures jusqu'au lit même. La langue moderne est appuyée contre le côté rocheux gauche.

Dans les années 50 du siècle dernier, le glacier de Terskol se terminait par une langue pointue, encadrée par une moraine terminale bien visible, constituée principalement de granites et de diorites gris clair. A cette époque, la langue du glacier n'entrait pas en contact avec le versant droit de la vallée, mais ne créait qu'une moraine de pression. Il est descendu de la barre transversale uniquement avec sa partie gauche, de sorte que les moraines terminales gauches sont mieux exprimées. La partie gauche du glacier a toujours reçu plus de nourriture locale du haut éperon de Terskolak, et la partie droite, adjacente à la crête de lave de Terskol, n'a été alimentée que par de petites avalanches.

Entre le versant gauche de la vallée et la moraine côtière gauche du glacier disparu, il y a un fossé profond, à travers lequel s'écoule l'eau de fonte. La moraine terminale droite s'exprime également clairement et se distingue par son ton gris clair. Il n'a pas été possible d'établir le nombre de moraines stadiales reflétant les étapes de retrait des glaciers après 1850. Cela peut s'expliquer par le fait que la fin du glacier en retrait reposait sur une haute corniche rocheuse, d'où tombaient généralement des blocs de glace, à la suite de quoi un système d'arcs stadiaux concentriques ne pouvait pas se former.

En 1907-1913. le glacier Terskol a atteint le fond de la vallée de Terskol avec sa langue. N. A. Bush (1914) a écrit que le glacier déplaçait une nouvelle moraine terminale devant lui. Dans le même temps, Bush note que seule la partie gauche du glacier avance, tandis que la partie droite, accrochée à un mur à pic, rompra toujours la pente. Cette petite crête indiquée par Bush a été retrouvée par nous au fond de la vallée ; il a été bien conservé à ce jour. Afin de l'identifier sur des images de photothéodolite sur un gros bloc de laves noires avec des veines rouges (taille 1.2X1.5 m) un triangle a été dessiné avec de la peinture émail blanche, avec son sommet dans la vallée, et le numéro 11 (c'est-à-dire le numéro indiquant 1911) a été mis. La balise définie lors de la 2ème API n'a pas pu être trouvée, mais, selon la description disponible, nous avons restauré la caractéristiques morphologiques position possible de la fin du glacier en 1932. Peinture émail blanche sur un bloc de granodiorite mesurant 2.0x2.0x1.5 m un triangle est dessiné, avec son sommet pointant vers le bas de la vallée, et le nombre 32 est mis (indiquant 1932).

Ya. I. Frolov (1934) rapporte qu'en 1929 la partie gauche du glacier descendait encore vers le fond de la vallée. S. P. Solovyov (1933) a témoigné que la fin du glacier Terskol est suspendue à un rebord presque abrupt. De plus, Solovyov a souligné la séparation complète du glacier affluent inférieur gauche, s'écoulant d'un grand cirque.

La comparaison de la position actuelle de l'extrémité du doigt gauche du glacier, obtenue à partir de matériaux photothéodolites, avec notre repère, qui restitue la position de la langue glaciaire en 1911, donne le recul de la langue pour la période de 1911 à 1956 à 390 M. Correspondant à poste envisageable glacier lors de la 2ème API donne un recul de 1932 à 1956 de 280 m(Tableau 8).

L'extrémité moderne de la langue du glacier de Terskol se présente sous la forme d'une patte à quatre doigts sur une barre transversale abrupte en granodiorite (Fig. 24). La hauteur des doigts (de droite à gauche) est la suivante (en mètres) :

nombre de doigts		2
Hauteur des doigts, m	3367	3242	3203	3160

À partir d'une comparaison des relevés au photothéodolite en 1956 et 1957. il s'ensuit que le doigt gauche a reculé pendant un an de 37 moi, et d'autres à 8-10 M. Dans le même temps, la surface de la glace au-dessus de la cascade de glace a augmenté de 1,5 à 2 m.Apparemment, une onde de crue se déplace dans le corps du glacier Terskol. Lorsqu'il atteindra la barre transversale, les effondrements de glace deviendront plus fréquents. Il est peu probable que dans les conditions actuelles le début de la fin puisse commencer - la barre transversale sur laquelle repose le glacier est trop raide.

Tableau 8

Fluctuations à la fin du glacier Terskol

An		Hauteur l'obtention du diplôme glacial Langue, m	m	retraite annuelle, m
1887 1897 1898 1911 1914 1933 1949 1956 1957	carte Poggenpol N.V. Poggenpol N.V. Bush N.A. Bush N.A. Oreshnikova E. I. Carte topographique Mikhalev V.I. relevé photothéodolite	2624 2920 2943	120 (1894-1897) 4 (1897-1898) le glacier avançait 96 (1914-1926) 31,5(1932-1933) 280(1932-1956) 37(1956-1957)	31,5

En 1958, avant la fin du glacier, V.N. Kostousov a établi une marque. La marque est cimentée à une profondeur de 7 cm dans un bloc de granit mesurant 5X5 m du côté de l'extrémité droite principale du glacier. Ce bloc est situé parmi les matériaux morainiques reposant sur une traverse cristalline. Au-dessus de la marque, les affleurements de roches cristallines de la barre transversale sont recouverts de moraine noire. Sur la droite se trouve une falaise de lave. A gauche, au niveau de la marque, la fin du glacier de Terskol. L'approche du bloc avec la marque de la pente droite est assez difficile. Il part de la crête en expansion de la moraine côtière droite, puis suit la pente raide de la moraine jusqu'à l'affleurement des roches cristallines de la barre transversale. La distance entre cet affleurement de roches cristallines et la marque morainique et glace morte - 80 M. Marque métallique, ronde, avec un diamètre de la surface extérieure 4 cm, sa broche a deux anneaux métalliques. En relief sur le timbre :

AGI

KL-33 m

AZ-44°

1958-26-VIII

Dans la forme du fond de la vallée de Terskol, très peu de reliefs glaciaires ont été conservés. Les traces de l'étape historique de la glaciation dans la vallée ne peuvent pas être trouvées. Au fond de la vallée, un vestige de strates fluvioglaciaires a été trouvé, à partir duquel il est facile de restituer la profondeur de l'incision, qui est apparue, apparemment, dans la phase d'humidité après la période sèche. Ve - XIIIe siècles n.m. e.

Dans la vallée de la rivière Terskol a découvert de nombreuses traces d'activité de coulée de boue. Les terrasses morainiques sont dans de nombreux cas recouvertes de grands cônes alluvionnaires, constitués de matériaux morainiques transportés par les coulées de boue des cirques situés en hauteur sur les pentes de la vallée. L'origine de ces cônes est associée à une érosion vigoureuse sur le versant gauche de la vallée (exposition sud), ce qui a fait que des incisions d'érosion profondes ont atteint les fonds de petits kars. Les coulées de boue entraînent des dépôts morainiques de petits glaciers qui ont disparu après 1850 à partir de vastes entonnoirs de dénudation.Une combinaison d'érosion intense et d'énormes réserves détritiques. matériau crée les conditions préalables à un risque accru de coulée de boue.

La partie supérieure du bassin est recouverte d'une épaisse couche de névé et relativement peu fracturée. Au contraire, la partie inférieure du bassin est remplie d'un grand nombre de fissures profondes. La langue du glacier à travers un col étroit formé par les éperons des crêtes de Terskolak et d'Irikchatkara pénètre dans la profonde vallée d'Irik. Dans un col étroit, il y a un rebord rocheux sous-glaciaire, auquel une cascade de glace est datée. Située dans une vallée d'allure presque latitudinale, la langue est en nette dépendance o t exposition à la pente. Les versants sud sont quasiment déneigés, les versants nord ont conservé les vestiges de petits cirques glaciaires. Ce versant est parsemé de sillons linéairement allongés, le long desquels tombent les avalanches ; les restes d'avalanches sous forme de champs de neige d'avalanche recouvrent la partie droite de la langue glaciaire.

Dans la partie gauche (exposition sud), le glacier a reculé de la pente et fond intensément. Au-dessus, des moraines côtières s'adossent à la pente rocheuse dont la hauteur relative augmente rapidement dans la vallée. L'extrémité de la langue est étroite, partiellement recouverte d'une moraine, et se trouve parmi de hautes moraines latérales (Fig. 25). La partie médiane de la langue est beaucoup plus basse que ses parties marginales recouvertes de moraine.

Le glacier d'Irik est facilement accessible et a été visité par de nombreux chercheurs qui ont laissé des descriptions détaillées de sa fin (tableau 9). Malgré cela, il est difficile de déterminer le taux moyen de recul du glacier, car lors de sa contraction il est passé par le stade de glace morte. De plus, pendant les premières périodes de recul, la langue du glacier était très épaisse, puis elle s'est beaucoup amincie, ce qui rend difficile le calcul de l'évolution de la masse du glacier.

SUR LE. Bush (1914) a écrit que l'extrémité inférieure ressemble à un mur de glace très haut et escarpé, et S.P. Soloviev en 1931 a remarqué que l'angle d'inclinaison de la langue est de 35 ° et que, dans sa partie médiane, la langue s'est un peu enfoncée; donc, dans le profil transversal, il a une forme quelque peu concave. Selon les observations de Ya. I. Frolov (1934), à partir de 1931, la partie médiane de la langue s'affaisse sensiblement. Frolov rapporte qu'en 1948, le glacier a été gravement détruit, la nécrose de la partie inférieure et le développement du thermokarst ont commencé ici. Il a également exprimé à juste titre des doutes dans la déclaration de Soloviev selon laquelle le glacier Irik en 1913-1914. pourrait se trouver au même endroit où il se trouvait au moment de la compilation d'une carte d'une verste de la région (1887).

Tableau 9

Fluctuations à la fin du glacier Irik

An		Hauteur fin glaciaire Langue, m	Le montant de la retraite pour la période, m	retraite annuelle, m
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926 1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957	Abich G. carte Mushketov I.V. Bush N.A. Gerasimov A.P. Altberg V. Ya. Frolov Ya. I. Frolov Ya. I. Soloviev S.P. Soloviev S.P. Soloviev S P. Soliviev S P. Soloviev S.P. Gaybrock W. Frolov Ya. I. Touchinsky G.K. Mikhalev V.I.	2530 2541 2550 2548 2584 2616	320(1849-1887) 38 (pendant 2 ans) 162 (pendant 12 ans) 35 (pour 2 ans) 1553(1887-1956)	17,5 17,5 11,5 15,7 10,4

L'avancée du glacier de l'Irik dans la vallée dans les années 1950 est enregistrée par une moraine terminale basse adossée à la terrasse fluvioglaciaire. À l'extrémité du glacier disparu, les processus modernes modifient rapidement l'apparence originale des strates morainiques de la partie terminale du glacier. Ceci est particulièrement visible sous le versant droit de la vallée, puisqu'un système de canaux descend du cara situé au-dessus de la langue du glacier disparu, le long duquel se déplacent des moraines entraînées dans le courant de solifluxion du cirque. Les moraines acquièrent la forme de langues d'agglomération en plan et, ayant atteint un rebord escarpé, se transforment en un large panache de bandes de solifluxion allongées linéairement descendant vers le bas de la pente et s'appuyant de l'extérieur contre la crête morainique terminale du glacier Irik de le stade intermédiaire. 19ème siècle

Dans la section de la terrasse fluvioglaciaire, on observe une stratification claire, ce qui prouve son origine hydrique. L'incision ou le rebord de la terrasse est apparu, apparemment, à la suite d'une fonte intensive des glaces. Il ressemble étonnamment à une incision dans la vallée de Terskol et à un vestige dans sa partie médiane, qui sont le résultat d'une érosion profonde accrue.

La partie de la vallée de l'Irik, libérée des glaces en 1887-1957, a, avec des formes vraiment glaciaires un grand nombre de reliefs associés aux processus de solifluxion, à l'activité des avalanches, aux glissements de terrain et à l'érosion. Les observations dans cette zone nous convainquent que plus la vallée a été longtemps sans glacier, plus son relief « morainique » est prononcé au fond. À l'approche du glacier, la quantité de moraine inférieure diminue.

Devant la langue du glacier, il y a un champ de gravier avec de gros rochers simples de 2 à 5 tailles. M. Plus bas dans la vallée, on peut voir comment le matériau clastique de la moraine côtière glisse des pentes et se déplace vers la partie médiane de la vallée. Le rôle des avalanches est particulièrement important dans la redistribution des matériaux. En de nombreux endroits durant l'hiver et le printemps 1956/57, des avalanches ont percé la surface du bord des moraines côtières situées à une hauteur de 150 m sur le fond de la vallée, et amené au fond du matériau clastique. En juin, il se dépose à la surface de vastes champs de neige à avalanches qui couvrent toute la largeur de la vallée. À la mi-juillet, ils fondent généralement et, par conséquent, le chercheur ne peut souvent pas comprendre la raison du mouvement du matériau.

La pente et l'exposition de la vallée de l'Irik rappellent quelque peu la vallée de la rivière. Grand Azau. Ici, dans une vallée à faible pente, des zones de glace morte apparaissent inévitablement.

Le 10 août 1956, en explorant la vallée, nous avons trouvé l'endroit où était apposé le cachet de la 2e API, mais aucune inscription n'a été trouvée sur la pierre, bien que des traces de peinture blanche aient été conservées. Sur cette pierre, nous avons peint un triangle avec les lettres M-33 en peinture rouge. La distance entre cette pierre et l'extrémité moderne du glacier est de 500 m; il s'ensuit donc que pour 1932-1956. le glacier Irik reculait à un rythme d'environ 20 m/an. De 1887 à 1957, le glacier a reculé en 1553 moi, c'est-à-dire qu'en moyenne sur 70 ans, le taux de recul était également d'environ 20 M.

La langue du glacier de l'Irik recule par la formation d'une zone de glace morte de 15 à 20 mètres et l'apparition d'un creux, où les matériaux détritiques tombent, formant des moraines de 2 à 5 mètres de haut. À l'extrémité moderne du glacier sur un bloc de granit gris clair 3X3X3 m marqué. Une croix rouge d'un mètre est dessinée sur le dessus de la pierre. En dessous, en peinture émail rouge, se trouve l'inscription suivante :

CL

AZ-305

32 m

10-9

En juillet 1957, V. I. Mikhalev, à l'aide de ce timbre, détermina la valeur annuelle du recul de la langue à 18 M.

L'épaisseur de la glace le long de la vallée de l'Irik de 1887 à 1956 a diminué de 125 à 150 M. L'extrémité moderne du glacier Irik a la forme d'une large patte de glace, en coupe transversale composée de trois parties : a) celle de droite, recouverte d'une couverture de moraine noire provenant du matériau de la moraine médiane qui se trouve sous la cascade de glace ; b) moyen, non jonché d'une moraine et un peu avancé vers l'avant, avec une pente de 30-40° ; c) celui de gauche, recouvert d'une couche de gruau de 1-2 cm.

Sous le glacier dans le tunnel de glace coule la rivière. Irik. De ce tunnel, des arches de glace subsistent au bout du glacier, qui s'effondrent souvent. La partie inférieure du glacier au-dessus de la langue a un angle d'inclinaison d'environ 15° et n'est perturbée que par une chute de glace, à travers laquelle on peut pénétrer dans le plateau glaciaire supérieur, en adhérant à sa partie droite (orographiquement). Au-dessus de la cascade de glace, la carte de 1887 montre un long affluent sans nom de l'Irik. Actuellement, il n'atteint pas Irik. Ce glacier divisé en 4 petits glaciers suspendus.

En 1958, au bout du glacier, sur le même bloc qu'en 1956, Kostousov appose un cachet :

AGI

KL-66 m

AZ-300 0

1958-8-VII

Le glacier a reculé de 34 au cours de ces deux années. M.

Le glacier Irikchat (Fig. 26) a une superficie de 1,79 km 2 longueur 2.67 kilomètres le rapport des zones de glace et de neige est de 36,9 et 63,1%. Le bassin d'alimentation du glacier est petit, car la majeure partie de la glace pénètre dans le champ de glace de Jikiugankez à travers la barrière sous-glace située entre le pic Liparitov et le pic Kalitsky. Le bassin alimentaire est recouvert d'une couche de neige assez épaisse.

La langue du glacier pénètre dans la vallée de l'Irikchat par un col de 300 m de large. moi, reliant le pic de Liparite à la crête rocheuse de la crête d'Irikchatkara. Apparemment, cette barrière est assez haute et donc très peu de glace provient du réservoir. La preuve de l'existence du pont sont des fissures profondes séparant le glacier Irikchat du champ de glace Elbrus. Un petit écoulement de glace venant d'en haut se traduit par la dégradation rapide du glacier Irikchat sur toute sa superficie.

La partie droite du glacier n'est pas tellement alimentée par Elbrus, mais par le côté de la vallée en raison des avalanches qui tombent. La partie la mieux conservée du glacier est celle de gauche, mais elle est également déchirée par de larges fissures et séparée du versant gauche par une large bande de glace morte. La surface du glacier pour la période de 1887 à 1958 a fortement diminué, comme en témoigne la haute moraine côtière gauche, au cœur de laquelle de la glace morte a été conservée. En 1887, la langue du glacier se terminait à une hauteur de 3109 moi, et en 1958 - à une altitude de 3300 M. Au cours de cette période, le glacier a diminué de 1260 M. Avec la croissance de la glaciation, le glacier est descendu presque au niveau de 2900 M. Au-dessus de cet endroit, sur le versant gauche de la vallée, une inflexion de pente est bien visible, qui fixe le niveau de remplissage de glace de la vallée fluviale. Irikchat.

Sur le versant gauche, des terrasses d'affaissement sont clairement visibles, qui sont apparues sous l'influence de l'effusion de matériaux détritiques à la surface du glacier, et plusieurs marques des niveaux de la surface de la langue glaciaire. Ces terrasses peuvent être tracées haut sur le versant de la vallée jusqu'à la langue moderne, et la terrasse inférieure, s'élevant progressivement le long de la vallée, se confond avec la haute terrasse la plus fraîche, au cœur de laquelle gît de la glace enfouie. Sur la pente droite, tout est soumis à des processus gravitationnels, l'enlèvement de matière des pentes avec la formation de champs de neige à partir de crêtes fusionnantes. Or ce processus est bien accentué par la propagation des névés d'été au pied du versant droit et par le glacier suspendu sous le pic d'Achkeryakolbashitersak (3941 m).

Le glacier Big Azau est le plus grand glacier de la région d'Elbrus. Il était situé dans le cours supérieur de la rivière Azau, dans une gorge profonde, près des rochers des contreforts de Kyukyurtlu. La bordure ouest du glacier s'étend de la crête du cirque Hotyutau aux sommets d'Ullukambashi et d'Azaubashi. La zone de glaciation est de 23 km2, la longueur est de 9,28 km. Au milieu du 19ème siècle, ce glacier est descendu dans la vallée jusqu'à la zone des pinèdes. Actuellement, sa langue commence à une altitude de 2493 m d'altitude. La surface de la partie inférieure du glacier est recouverte d'une couche de 2 à 3 cm de gravier et de petits fragments de pierres. Chaque année, le glacier recule en moyenne de 31 m, laissant d'énormes masses de glace "morte". Son recul total pendant la période d'observation est de 2184 m.Si vous avez du matériel d'escalade avec vous, vous pouvez grimper le long des rochers le long des éboulis et de la moraine jusqu'au glacier. Mais il faut se rappeler qu'il y a de la glace sous une fine couche de pierres et d'argile. Un tel voyage peut être très dangereux en raison des chutes de pierres et des chutes de glace constantes. Beaucoup de disputes sont toujours en cours avec l'origine du mot et du nom Azau. Une traduction de Balkar est un endroit où il n'y a personne. Le professeur du KBSU Dzhemaldin Kokov, engagé dans la toponymie du Caucase, associe ce nom au nom d'un guerrier nommé Azov qui s'est échappé de la vendetta ici. Khusein Zalikhanov, habitant local et grimpeur, décompose le toponyme en deux mots az - rarement et au (aush) - traverser, traverser, c'est-à-dire un endroit où ils traversent rarement les montagnes. Il existe également une troisième traduction: le col des Azov (Ases), qui auraient vécu ici au début du Moyen Âge.

La version la plus convaincante du nom a été donnée par un vieil homme balkar local qui a raconté une histoire très plausible. Tribus voisines, traversant la crête, agacées résidents locaux, vol de bétail, chasse aux rondes. Ensuite, les Baksans ont demandé à leur patron, le propriétaire de cette terre, le prince Atazhukin, de leur assurer une protection. Le prince a envoyé un célèbre guerrier nommé Azao, qui a réussi à arrêter ces raids. Mais la coutume de la vendetta contraint les vaincus à guetter Azao et à s'occuper de lui. Il a été enterré dans une clairière, que les Baksans appelaient Azau. Cette histoire est connue de beaucoup de personnes âgées. Azau peut être traduit du kabarde par 1ezu (azu) - habilement et zaue (zao) - se battre, se battre, c'est-à-dire se battre habilement.

La zone de glaciation du Petit Azau est de 8,49 km², la longueur est de 7,58 km, l'épaisseur de la coquille de glace peut atteindre 100 m de la selle d'Elbrus au "Shelter of Eleven" et "Shelter of Nine ". Dans la partie supérieure du petit glacier d'Azau, des fissures de cascade de glace béantes.

La zone de glaciation totale de la région d'Elbrus est de 132,9 km2, dont 156 glaciers ont été enregistrés. Quant au mont Elbrus lui-même, la zone de glaciation est de 124 km2 (en conséquence, la majeure partie de toute la glaciation est située sur Elbrus). Si nous prenons l'ensemble du Grand Caucase dans son ensemble, le nombre de glaciers enregistrés atteint 1400 glaciers.

Tous les glaciers sont liés aux bassins fluviaux: Kuban (sur le versant ouest), Malka (versant nord), Baksan (versant sud et est) et le bassin du dernier fleuve représente près de 51% de toute la zone de glaciation d'Elbrus. De plus, seuls 7 glaciers représentent déjà plus de 53%, et tous les 149 glaciers restants situés ici 80% de la superficie totale.

Les glaciers du Caucase, à eux seuls, sont un facteur assez important dans la formation de tous les paysages du Caucase central. Sous leur influence, non seulement le paysage lui-même se forme, mais aussi le climat dans son ensemble, la couverture végétale. Le système des glaciers d'Elbrus se compose de 25 glaciers qui ont une surface, des conditions d'existence, des lois de changement, une connexion commune avec l'environnement.

Les glaciers tirent leurs sources et leur nourriture des sommets occidentaux et orientaux. À des altitudes de 5200 mètres à 4200 mètres, la zone des cascades de glace est effectivement apparue. Dans le secteur sud de la glaciation, à des altitudes allant jusqu'à 4 kilomètres, il y a une ligne de névé, et dans le secteur est, un demi-kilomètre plus bas. Les glaciers d'Elbrus forment des pics en forme de cônes.

Les glaciers d'Elbrouz ont vitesse moyenne mouvement, soit environ 15 centimètres par jour et, par conséquent, environ 30 mètres par an. Le glacier le plus rapide d'Elbrouz est Irik, dont la vitesse fluctue autour de 100 centimètres par jour.

L'autre jour, je suis tombé par hasard sur un article très intéressant sur les glaciers d'Elbrouz. Il a été écrit par L. Rudakov en 1972. Publié en 1974 dans le livre "Les pics vaincus. 1972 : Collection d'alpinisme soviétique".
On voit souvent Elbrus sur les photographies. Beaucoup, dont moi, y sont allés. Qu'est-ce que l'ont sait à propos de lui?
Cet article répondra à de nombreuses questions.
Les photos sont de moi comme toujours.

Vue d'Elbrouz depuis le nord.

Le massif d'Elbrus s'élève à des hauteurs vertigineuses au-dessus de tous les autres sommets du Caucase. Son cône volcanique est recouvert d'une vaste coquille de glace solide, qui ressemble à un immense chapeau blanc, brisé en deux couronnes. De sa base, de longues langues de glaciers descendent comme une étoile le long des vallées et des dépressions.

Il y a 16 grands glaciers sur Elbrus. Des glaciers descendent le long du versant sud : Big Azau, Small Azau, Garabashi, Terskol, Irik et Irikchat. Les versants nord comprennent : Ulluchiran, Karachaul, Ullumalgenderku, Ullukol, Mikelchiran, Berdzhalychiran et Chungurchatchiran. Trois glaciers appartiennent aux versants ouest : Butk-Tube, Kyukurtlu et Ullukam.

Le glacier Greatest Azau atteint sa plus grande longueur. Sa longueur est de 10 km. La langue de ce glacier descend sous la lisière de la forêt et atteint environ 2500 m de hauteur absolue. Dans le même temps, tous les glaciers du versant nord d'Elbrus se terminent à des altitudes supérieures à 3000 m.Cela est dû au fait que de puissantes coulées de lave lors d'éruptions volcaniques répétées ont rempli de vastes espaces et élevé la surface des plateaux entourant Elbrus à un niveau supérieur. niveau.

La superficie totale de la surface physique de la glaciation d'Elbrus est de 134,5 mètres carrés. km*.

Jusqu'à récemment, on supposait que l'épaisseur de la coquille de glace sur Elbrus atteignait plusieurs centaines de mètres. Cependant, comme le montrent des mesures faites par diverses méthodes, une telle opinion sur l'épaisseur de sa glace était généralement erronée.

Il est maintenant établi que l'épaisseur réelle de la couverture de glace ici est faible. A en juger par les mesures effectuées à environ 500 points, l'épaisseur de glace de névé de plus de 150 m n'est enregistrée nulle part. Il atteint des valeurs plus importantes dans des zones relativement petites dans la partie supérieure des glaciers de vallée à une altitude de 3600 à 4200 m, ici l'épaisseur de la glace est souvent de 100 m ou plus. Tant en amont qu'en aval de ces zones, l'épaisseur de la couverture de glace diminue. Par exemple, sur les pentes abruptes proches du sommet du cône volcanique, il s'agit principalement de 20 à 40 m, et seulement sur la selle atteint 50 m.Des espaces importants du secteur oriental d'Elbrus ont une épaisseur de glace inférieure à 50 m. 100 mètres

Vue d'Elbrouz depuis le mont Cheget.

Les glaciers de vallée sont les plus épais dans les tronçons supérieurs. Dans la partie supérieure de grands glaciers tels que le Grand Azau, Irik, Ulluchiran, l'épaisseur de la glace atteint 130-150 M. En règle générale, l'épaisseur des glaciers de la vallée diminue progressivement vers le bas et ne diminue fortement que dans leur partie terminale.

Une analyse des données sur l'épaisseur de la glace à divers points de glaciation donne des raisons de supposer que l'épaisseur moyenne de la calotte glaciaire d'Elbrus est d'environ 80 m.

Curieux d'estimer quel est le volume et la masse de glace sur Elbrus ? Le calcul montre que le volume total de glace d'Elbrus est d'environ 10,5 à 11,0 mètres cubes. km et leur masse est de 9 à 10 milliards de tonnes, est-ce beaucoup ou un peu ? Une représentation visuelle des réserves d'humidité conservée accumulées ici pendant des siècles en raison de l'accumulation de flocons de neige légers est donnée par la comparaison suivante. Si toute la glace d'Elbrouz fond, il se formera autant d'eau que la rivière de Moscou peut en produire en trois ans.

À partir de cette photo, vous pouvez imaginer à peu près l'épaisseur de la glace sur Elbrus.

On sait que la glace a des propriétés plastiques et, avec une accumulation importante, elle entre dans un état de mouvement constant, quoique lent. La vitesse de déplacement de la glace dépend de nombreux facteurs. Sur une partie importante de la couverture de glace d'Elbrus, la vitesse de surface du mouvement de la glace en été est de 10 à 15 cm par jour. À la surface des glaciers de la vallée Bolshoy Azau, Terskol et Irik, la glace se déplace à une vitesse allant jusqu'à 30-50 cm par jour, et plus près des sommets, en particulier dans la zone située entre Shelter Eleven (4055 m) et Shelter Pastukhov (4800 m), la glace glisse en une journée de quelques millimètres seulement.

Le lent écoulement descendant de la glace et sa destruction lors de la fonte dans la zone d'ablation entraînent inévitablement le renouvellement constant des glaciers. Sur Elbrus, avec la longueur des plus grandes coulées de glace de 8 à 10 km et la vitesse annuelle moyenne de leur mouvement, par exemple, 10 cm par jour, la glace nouvellement formée du névé atteint la fin des glaciers dans 220 à 280 ans .

Environ pendant une telle période, la majeure partie de la glaciation d'Elbrus est complètement renouvelée. Lorsque la vitesse d'écoulement est faible, ce processus prend un peu plus de temps. L'âge le plus ancien, selon toute vraisemblance, a de la glace immobile, qui se trouve à la base de la couche de glace de névé, qui remplit les cratères d'Elbrouz.

L'évolution de la taille des glaciers, leur recul et leur avance dépendent du budget de la masse glaciaire. Si, sur un certain nombre d'années, plus de précipitations solides se déposent dans la zone de glaciation que la glace ne fond, alors le bilan est positif, et, inversement, lorsque la fonte dépasse la quantité de chutes de neige, le bilan est négatif. Dans le premier cas, les glaciers ont tendance à avancer, et dans le second, ils reculent. Quant à la glaciation des cônes volcaniques, et en particulier de l'Elbrouz, l'évolution de ses glaciers a été influencée non seulement facteurs climatiques, mais l'activité volcanique a également eu un effet significatif dans les époques passées.

Des études récentes ont montré que lors d'éruptions anciennes, une "bataille" inégale entre le feu et la glace s'est produite à plusieurs reprises, ce qui a conduit à la disparition partielle ou totale des glaciers dans cette région du Caucase.

Selon les données géologiques, la dernière activité volcanique d'Elbrus s'est manifestée il y a 1,5 à 2 mille ans. Au cours de cette éruption, le pic oriental s'est finalement formé, après quoi Elbrus a acquis un aspect moderne.

Avec la cessation de la dernière éruption volcanique, la glaciation a non seulement récupéré, mais a également commencé à se développer de manière intensive. À partir des pentes abruptes proches du sommet, la glace a commencé à se répandre dans toutes les directions. longues langues, remplissant les parties supérieures des vallées et des dépressions, entre les coulées de lave gelée.

Des études géomorphologiques indiquent que lors de la croissance de la glaciation, de courtes périodes de recul insignifiant des extrémités des glaciers ont parfois été observées.

Des traces d'une telle réduction en deux ont été trouvées par nous sur les pentes des moraines côtières des glaciers Kyukyurtlyu et Mikelchiran.

La dernière fois que le développement maximal des glaciers a été observé au milieu du siècle dernier. À ce moment-là, leurs extrémités s'étaient déplacées loin le long des vallées et avaient atteint les marques absolues les plus basses.

Un peu plus tard, des changements drastiques ont eu lieu dans la vie des glaciers d'Elbrus. L'état de leur "santé" a commencé à se détériorer sensiblement. Les glaciers ont commencé à raccourcir et à s'amincir. Dans leur partie inférieure, de grandes masses de glace "morte", recouvertes d'un manteau de matière détritique, se sont formées par endroits. Ayant perdu la capacité de se déplacer de manière autonome, la glace "morte" s'est séparée du corps du glacier en recul.

En mémoire de leur ancienne grandeur, les glaciers ont laissé des entailles sous forme de crêtes morainiques terminales et côtières. Ils ont été bien conservés jusqu'à nos jours et, en raison de l'absence de couverture herbeuse sur eux, se détachent nettement sur le fond environnant.

Vue d'Elbrouz depuis le mont Musat-Cheri. Dombay.

Au fond de nombreuses vallées qui ont été libérées de la glace au cours des 100 à 120 dernières années, on trouve souvent des crêtes morainiques terminales inférieures (1 à 3 m de haut). Ils soulignent que dans le contexte de la réduction générale des glaciers à certaines périodes, les glaciers ont montré la capacité d'avancer.

Au 20e siècle, il y a eu deux périodes à court terme où les glaciers d'Elbrus ont avancé. L'un d'eux fait référence à 1911-1914, et l'autre à 1927-1932.

Le taux de recul des glaciers au cours des premières décennies de leur réduction était relativement faible, mais il a ensuite augmenté. Par exemple, de 1850 à 1889, le glacier d'Ulluchiran sur le versant nord a reculé à un rythme moyen de 6,7 m par an. Plus tard, jusqu'en 1927, il a diminué de 15,5 m par an et, au cours des 30 années suivantes, son taux de recul annuel moyen était de 21,7 m.

De leur position la plus basse, datant du milieu du siècle dernier, les extrémités des glaciers de l'Elbrouz ont reculé dans les vallées de 800 à 2000 m ou plus. L'épaisseur de leur glace a diminué de 20 à 60 m et leur volume a diminué d'environ un quart.

La glaciation d'Elbrus sera-t-elle encore réduite, combien de temps durera sa réduction, les glaciers disparaîtront-ils complètement ici ? La réponse à ces questions est suggérée par l'analyse des matériaux sur la variabilité conditions climatiques dans le passé.

À l'heure actuelle, la théorie de l'évolution cyclique du climat de notre planète est de plus en plus largement acceptée. Selon de nombreux signes, un cycle climatique séculaire - 1800 ans - de la Terre s'est établi. A chaque cycle, une vague de réchauffement est remplacée par un refroidissement.

La Terre connaît actuellement une période de réchauffement. Selon de nombreux scientifiques, dans le cycle séculaire, le tournant vers le refroidissement se produira dans 2400-2500 ans. Cela signifie que les glaciers vont rétrécir pendant longtemps. Cependant, leur contraction ne se produit pas en douceur, mais sous la forme de pulsations individuelles, c'est-à-dire le recul des glaciers est interrompu par de brefs retards et avances. Les petites avancées des glaciers pendant la période chaude du cycle climatique séculaire sont également associées à la rythmicité du climat, qui se manifeste pendant plus de cycles courts. Parmi ceux-ci, des cycles de 11 ans et de 100 ans (séculaires) associés à l'intensification et à l'affaiblissement de l'activité solaire ont été établis avec une grande certitude.

Les derniers sommets du cycle de 11 ans ont eu lieu en mars 1958 et 1969, et le prochain est attendu en avril 1980.

Les rythmes de l'activité solaire se reflètent dans de nombreux phénomènes naturels. Il est intéressant de noter que lors de l'hivernage à la base de glace le 19 mars 1958, nous avons dû observer un profond "soupir" d'Elbrouz, qui s'est produit juste pendant la période d'activité solaire maximale du cycle de 11 ans. Voici ce qui est enregistré dans mon journal de terrain à propos de cet événement rare :

« Tôt le matin, les hivernants se sont réveillés d'un bruit inhabituellement fort. Son apparition parmi le silence ininterrompu du "silence blanc" semblait étrange et incompréhensible.

A première vue, on aurait pu croire que c'était le bruit d'un avion. Mais le temps a passé, et le bruit, tantôt s'intensifiant, tantôt s'affaiblissant, ne s'est pas arrêté. Après avoir écouté attentivement, nous avons constaté que le bruit venait du sommet oriental. Bien qu'il ait été couvert de nuages, il ne fait aucun doute qu'Elbrus se fait sentir.

Nous avons signalé ce phénomène étonnant par radio au village de Terskol et par le chef du service de secours N.A. Gusak a reçu des instructions :

- Au cas où, préparez la descente des quartiers d'hiver.

Il est difficile de dire, heureusement ou malheureusement, à midi le bruit s'est progressivement calmé.

Quelques jours plus tard, le professeur G.K. Tushinsky, maître honoraire des sports d'alpinisme N.A. Gusak et l'auteur de ces lignes ont grimpé jusqu'au cratère latéral du sommet oriental. Dans le cratère, des traces de la «respiration» du volcan ont été trouvées, exprimées sous la forme d'une percée rapide de gaz et de vapeurs chaudes.

À la surface de la neige, à certains endroits, il y avait une faible couche de soufre.

Lorsque l'Elbrouz a "bougé" en mars 1958, des éruptions intensifiées de volcans de boue ont été simultanément notées en Azerbaïdjan. Cette coïncidence peut difficilement être considérée comme accidentelle. Très probablement, Elbrus et les volcans de boue de la côte caspienne se "réveillent" en raison d'une force de marée colossale, soumise au rythme cosmique.

Vue d'Elbrouz depuis l'ouest.

Grand et Petit, deux glaciers du Caucase. Ils proviennent d'un champ de névés commun sur le versant sud d'Elbrus. A. Big (Baksansky) - un glacier de vallée long de 2,1 kilomètres, environ 250 de large M. Couvert de moraine. Se termine à 2500 moi, alimente la source de la rivière Baksan. A. Petit - glacier suspendu, descend en bande (jusqu'à 1 kilomètres) le long de la pente jusqu'à une hauteur de 3140 moi, il y a beaucoup de fissures sur la surface. C'est la source de la rivière Maly Azau (un affluent de la rivière Baksan).

• - sommet de montagne dans le Main crête caucasienne; de là à Elbrouz il y a un éperon. Altitude - 3695m. Dans la première partie de l'oronyme se trouvent les Balkar az - "petit", ayu - "marcher". "Pic non visité"...
• - un sommet montagneux dans l'éperon nord-est de la chaîne principale du Caucase, dans l'interfluve de l'Azau et du Donguz-orun. De Balkar : azau - "croc"...

  Dictionnaire toponymique du Caucase

• - un col de montagne à travers la chaîne principale du Caucase, du cours supérieur de la gorge d'Azau au cours supérieur du Nenskra. Le nom reflète le point de départ et d'arrivée du voyage à travers ce col - des gorges d'Azau au village de Chuberi sur la rivière Inguri...

  Dictionnaire toponymique du Caucase

• - un sommet de montagne dans la chaîne principale du Caucase, dans le cours supérieur de la rivière Azau. Hauteur - 3862 mètres. Le nom du pic vient du col...

  Dictionnaire toponymique du Caucase

• - glacier, voir Baksan,...

  Encyclopédie géographique

• - Big et Small, deux glaciers du Caucase. Ils proviennent d'un champ de névés commun sur le versant sud d'Elbrus. A. Bolshoy - un glacier de vallée de 2,1 km de long, environ 250 m de large, recouvert de moraine ...

  Gros Encyclopédie soviétique

• - deux glaciers du B. Caucase, sur l'Elbrouz : Azau Bolchoï, un glacier de vallée ; Azau Petit glacier suspendu. Alpinisme...

  Grand dictionnaire encyclopédique

Le glacier Big Azau est le plus grand glacier de la région d'Elbrus. Il était situé dans le cours supérieur de la rivière Azau, dans une gorge profonde, près des rochers des contreforts de Kyukyurtlu. La bordure ouest du glacier s'étend de la crête du cirque Hotyutau aux sommets d'Ullukambashi et d'Azaubashi. La zone de glaciation est de 23 km2, la longueur est de 9,28 km. Au milieu du 19ème siècle, ce glacier est descendu dans la vallée jusqu'à la zone des pinèdes. Actuellement, sa langue commence à une altitude de 2493 m d'altitude. La surface de la partie inférieure du glacier est recouverte d'une couche de 2 à 3 cm de gravier et de petits fragments de pierres. Chaque année, le glacier recule en moyenne de 31 m, laissant d'énormes masses de glace "morte". Son recul total pendant la période d'observation est de 2184 m.

Si vous avez du matériel d'escalade avec vous, vous pourrez grimper le long des rochers le long des éboulis et de la moraine jusqu'au glacier. Mais il faut se rappeler qu'il y a de la glace sous une fine couche de pierres et d'argile. Un tel voyage peut être très dangereux en raison des chutes de pierres et des chutes de glace constantes.

Beaucoup de controverses sont toujours en cours sur l'origine du mot et du nom Azau. Une version de la traduction de Balkar est un endroit où il n'y a personne. Le professeur du KBSU Dzhemaldin Kokov, engagé dans la toponymie du Caucase, associe ce nom au nom d'un guerrier nommé Azov qui s'est échappé de la vendetta ici. Khusein Zalikhanov, habitant local et grimpeur, décompose le toponyme en deux mots az - rarement et au (aush) - traverser, traverser, c'est-à-dire un endroit où ils traversent rarement les montagnes. Il existe également une troisième traduction: le col des Azov (Ases), qui auraient vécu ici au début du Moyen Âge.

La version la plus convaincante du nom a été donnée par un vieil homme balkar local qui a raconté une histoire très plausible. Les tribus voisines, traversant la crête, ont agacé les habitants, volant du bétail, chassant pour des visites. Ensuite, les Baksans ont demandé à leur patron, le propriétaire de cette terre, le prince Atazhukin, de leur assurer une protection. Le prince a envoyé un célèbre guerrier nommé Azao, qui a réussi à arrêter ces raids. Mais la coutume de la vendetta contraint les vaincus à guetter Azao et à s'occuper de lui. Il a été enterré dans une clairière, que les Baksans appelaient Azau. Cette histoire est connue de beaucoup de personnes âgées. Azau peut être traduit du kabarde par Iezu (azu) - habilement et zaue (zao) - se battre, se battre, c'est-à-dire se battre habilement.

La zone de glaciation du Petit Azau est de 8,49 km², la longueur est de 7,58 km, l'épaisseur de la coquille de glace peut atteindre 100 m de la selle d'Elbrus au "Shelter of Eleven" et "Shelter of Nine ". Dans la partie supérieure du petit glacier d'Azau, des fissures de cascade de glace béantes.

Une cascade se décompose du glacier du Petit Azau en un torrent puissant. Ici, sous le glacier, il y a un petit lac d'où coule un ruisseau, l'air sent le soufre car l'eau du ruisseau est faiblement minéralisée.