Общие сведения об оледенении Эльбруса
Количественные данные
Количественные данные по оледенению Эльбруса, приводимые до сих пор, либо очень устарели, либо носят случайный характер. Основной источник их получения — картометрические работы. Точность последних зависит от точности топографической карты, по которой проводятся измерения, а также от методики проведения измерений и их обработки.
В 1887 г. была издана карта, послужившая исходным материалом для ряда картометрических работ. По измерениям, выполненным К. И. Подозерским (1911), общая площадь оледенения Эльбруса составляла по этой карте 127,81 кв. верст, или 145,7 км2. Измерения П. А. Иванькова (1960) по новой карте, составленной в 1949 г. по материалам аэросъемки 1946 т., дали общую площадь оледенения Эльбруса 144,5 км2; эта цифра включает и площади всех не покрытых снегом и льдом участков в пределах фирнового поля, которые составляют около 6 км2. Уменьшение площади оледенения на 7,2 км2 следует считать приближенным, так как, во-первых, в границы оледенения на карте 1949 г. в ряде случаев включены участки, покрытые снегом, но не имеющие непосредственного отношения к площадям ледников и фирновых полей, и, во-вторых, карты 1887 и 1949 гг. не вполне сопоставимы, поскольку получены разными методами съемки и на различной геодезической основе.
В результате работ Эльбрусской экспедиции МГУ по программе МГГ на район Эльбруса по материалам фото теодолитной съемки была составлена новая карта в значительно более крупном масштабе, чем имевшиеся прежде. В лаборатории аэрофотометодов МГУ на основе этой карты были произведены новые измерения площади оледенения Эльбруса и получены некоторые другие характеристики. При составлении карты были использованы материалы полевого дешифрирования снимков и производилось полевое редактирование составленных планшетов. При нанесении на карту контуров ледников использовался метод стереоскопического нахождения границ движущегося и неподвижного льда (при наличии материалов повторных съемок). Материалы съемок разных лет (1956—1960) были приведены к одной дате — 1957 г. Поэтому измерения по новой карте свободны от основной погрешности в определении площадей оледенения П. А. Иваньковым, связанной с неправильным отражением границ оледенения на карте 1949 г.
Рис 19. Схема оледенения Эльбруса: 1) границы ледников: а) в зоне абляции, б) в зоне аккумуляции; 2 — ледоразделы между ледниками; 3 — границы высотных зон (через 200 м); 4 — номер высотной зоны; 5 — граница группы зон «вершины Эльбруса»
Описание ледников южного склона
Ледник Большой Азау занимает самое западное положение (рис. 20). Площадь ледника 19,20 км2, длина 9,98 км, соотношение площадей льда и снега равно 49,5 и 50,5%. Ледник начинается из-под скал отрога Кюкюртлю; его западной границей служит скальный гребень так называемого цирка Хотютау. От вершины Кюкюртлю гребень идет к перевалу Хотютау, а затем — к вершине Уллукамбаши и вершине Азаубаши. Этот гребень имеет почти меридиональное направление, и только южнее Уллукамбаши он образует плавную дугу, замыкающую бассейн питания ледника Большой Азау.
Западный (наветренный) склон гребня не имеет большого оледенения. В обширных цирках, врезанных в этот склон, лежат лишь небольшие ледники и снежники. На восточном (подветренном) склоне до самого гребня располагаются снежные поля, занимающие почти всю западную половину бассейна питания ледника Большой Азау. Таким образом, бассейн питания ледника находится в подветренной тени водораздельного гребня; значительную долю питания ледник получает за счет ветровой аккумуляции. Верхняя часть бассейна питания лежит на высотах порядка 5000 м в рекристаллизационно-инфильтрационной зоне. Здесь чередуются участки скальных стенок с прислоненными шлейфами фирновых скоплений.
Восточная граница бассейна питания ледника Большой Азау, являющаяся ледоразделом с ледником Малый Азау, проходит почти в меридиональном направлении по гряде голоценовых андезито-дацитов. Этот ледораздел сравнительно недавно (после 1820 г.) вышел из-под покрывавших его льдов, ибо еще сохранились раздробленные и заторможенные ледяные потоки, когда-то перетекавшие через ледораздел и питавшие ледник Большой Азау. Сейчас внутри общей области питания когда-то единого ледника Большой и Малый Азау существуют небольшие реликтовые ледники, служащие причиной неправильного проведения границ между ледниками. Верхняя часть ледораздела, идущая от западной вершины Эльбруса, еще покрыта мощным льдом, который на крутом лавовом уступе сильно раздроблен, в результате чего здесь образовался своеобразный ледяной язык среди сплошного поля льда и фирна. Дальнейшее вытаивание лавовой гряды должно привести к полному обособлению бассейна питания ледника Большой Азау.
В отличие от западной части бассейна питании ледника, питаемой метелевым снегом, восточная его часть снабжается льдом, поступающим из рекристаллизационно-инфильтрационной зоны. Из-за прекращения стока льда в эту сторону из области аккумуляции ледника Малый Азау питание восточной части ледника Большой Азау в настоящее время недостаточно. Средняя часть этого ледника лежит в обширном понижении на отметках около 3500 м; здесь на поверхности обнажается лед, не прикрытый фирновой толщей. Это самый низкий пояс льдов на Эльбрусе. Даже после обильных снегопадов (12 августа 1958 г.) на его поверхности снег не сохранился.
Язык ледника Большой Азау располагается в узком ущелье, что способствует его подпруживанию, вызвавшему в XVIII—XIX вв. погребение ледораздела между ледниками Большой и Малый Азау. На языке ледника имеется крутой ледопад, совпадающий с линией ледопадов ледников Малый Азау, Гарабаши и Терскол. Ниже ледопада язык ледника входит в глубокое и сравнительно узкое ущелье, в нижней части имеющее резкое сужение. Именно в этом месте возникало огромное подпруживание всего ледникового языка, увеличение мощности которого вызывало быстрое продвижение языка вниз по долине, как это и имело место в середине XIX в. Высота заполнения долины ледником в прошлом хорошо восстанавливается по высоким боковым моренам.
Современный язык ледника Большой Азау асимметричен: вдоль левого борта поверхность его ниже. Причина заключается в дополнительном питании правой части ледника метелевым снегом. Ниже современного конца ледника дно долины заполнено мертвым льдом, в настоящее время сохранившимся лишь под склоном северной экспозиции.
Можно предполагать, что новое разрастание оледенения Эльбруса начнется не с увеличения ледяной шапки и продвижения вниз к долинам концов ледников. Скорее на днищах долин в результате аккумуляции лавинного снега лавинные конусы сольются в линейно вытянутые тела, дав начало долинным ледникам. В отличие от ледников, лавины на большую снежность реагируют немедленно; поэтому ледники лавинного питания в теснине Большой Азау могут возникнуть быстрее, чем спустятся языки со склонов Эльбруса. Доказательством такого предположения служит тот факт, что в настоящее время на южном склоне Западного Кавказа, в долинах притоков Чхалты (Олугара), существуют ледники лавинного питания, лежащие на дне продольных долин у подошвы крутых склонов, в то время как под гребнем Главного Кавказского хребта, находящимся на относительной высоте 2 км, никаких ледников нет.
Первым исследователем, заставшим в 1849 г. ледник Большой Азау в стадии его наибольшего продвижения вниз по долине, был Г. Абих. Он писал о том, что ледник создал напорную морену, покрытую столетними соснами. Ледник, по свидетельству Абиха, спустился в те годы так низко, как никогда до этого не спускался: он достиг зоны сосновых лесов (Абих, 1871). Проведенный нами в 1956 и 1957 гг. осмотр ложа отступившего ныне ледника убеждает в том, что ледник в 1849 г. находился в подпруженном состоянии, и его конец, создавая огромный напор, выдавливался через узкую скальную теснину, благодаря чему выше теснины мощность льда резко возрастала, достигая 200-300 м (рис. 21).
В июле 1881 г. ледник был осмотрен Н. Я. Динником (1884), который отметил, что нижняя часть ледника оканчивается крутым склоном, пересеченным трещинами. Интересно указание Динника на то, что правая часть языка прилегает к почти отвесным скалам, а левая окаймлена рядом параллельных морен, достигающих 63 м высоты. Исследования Динника позволяют сделать вывод, что уже в 1881 г. было четко выражено отступание ледника, вдоль левого его края было заметно развитие термокарстовых явлений и образовалось подпрудное озеро. По свидетельству Н. Я. Динника, конечная морена ледника невелика. Эта особенность характерна для всех эльбрусских ледников, так как моренного материала внутри них и на поверхности немного, а значительных размеров достигают лишь боковые морены вследствие гравитационных процессов (осыпей и лавин).
Н. Я. Динник упомянул, что ледник Большой Азау возник из четырех ледяных потоков, два из которых начинаются с Эльбруса, а два с отрога Хотютау. К 1884 г. произошло полное разделение этих четырех ветвей (Михайловский, 1894). В последующие годы ледник быстро разрушался; судя по карте 1887 г., ледники, спускавшиеся с Главного Кавказского хребта, оказались отчлененными от ледника Большой Азау.
Контур ледника Большой Азау 50-х годов ныне обрисовывает невысокая 5-метровая конечная морена, переходящая в четкие гребни боковой левой морены. Сейчас на ней растет молодой сосновый лес. Выше этой морены на дне долины прослеживается 5 невысоких конечноморенных валов высотой до 3 м, фиксирующих положение ледника с 1850 по 1930 г. В 1896 г. В. О. Новицкий (1903) писал о том, что мощность льда нижнего конца ледника равна 21 м. Эта величина соответствует высоте современной левой боковой морены ниже теснины Большой Азау. В 1900 г. А. А. Долгушин застал конец ледника в виде крутого ледяною обрыва, близко залегающего от соснового леса. Он обратил внимание на то, что высота морен достигает 16,8 .и. В. М. Сысоев (1899) указывал на энергичное таяние левой части ледника, т. е. на отступание ледника от склона южной экспозиции.
К 1907 г. ледник Большой Азау кончался в скальной теснине (Буш, 1914), а в 1909 г. воды, стекающие с ледника Малый Азау, обрушивались водопадом на поверхность ледника. В 1925 г. конец ледника отошел от водопада вверх по теснине на 20 м (Альтберг, 1928). Около устья этого водопада сейчас отчетливо заметна конечная морена, датируемая 1925 г. (рис.22).
На дне и склонах теснины ледника Большой Азау настоящей донной морены почти нет. Отложения, напоминающие донные, создаются в результате оползания террас, оседания и лавинной деятельности, заметной на всем протяжении долины. Так, у верхнего конца теснины ледника Большой Азау существует конус выноса Крупной лавины, сходящей довольно регулярно. Когда в теснине лежало тело ледника, лавинные выбросы состояли из достаточно чистого снега, но, когда ледник исчез, нижняя часть канала лавины оказалась врезанной в обломочный материал правой береговой морены ледника. В настоящее время лавина сносит со склона эту морену.
Нижнюю часть ледника Большой Азау следует разделить на участок мертвого льда — от конца теснины до современного языка, и участок этого языка до ледопада. Мертвый лед правого склона хорошо сохранился благодаря благоприятной для этого экспозиции, а также метелевого и лавинного скоплений снега. Эти льды фиксируют положение поверхности ледника в 1920—1925 гг. Мертвый лед левой стороны отступил далеко от склона и представляет сплошную полосу термокарста.
Поверхность мертвого льда правого склона покрыта светло-серым обломочным материалом, состоящим из серых биотитовых гранитов докембрия, а поверхность мертвого льда левого склона закрыта темно-серыми, черными и красно-коричневыми обломками андезито-дацитов.
Темный цвет этого плаща на склонах южной экспозиции значительно усиливает таяние.
Современный ледник Большой Азау оканчивается заостренным узким языком на высоте 2493 м. На поверхности нижней части ледника лежит тонкий слой (2—3 см) моренного материала, состоящею из гравия и мелких обломков. Трещин в нижней части ледника нет. Поверхность чистого льда состоит из небольших ледяных сот и мелких ледяных стаканчиков. Поверхностная морена ничтожна, и скопления моренного материала ниже современного языка ледника происходят за счет солифлюкционного сползания рыхлых толщ и обвалов со склонов долины.
По наблюдениям 1956—1958 гг. обнаружено, что кроме нижнего километрового участка льда в настоящее время намечается отмирание конца ледника Большой Азау вплоть до ледопада. При отступании языка происходит омертвение его конца на расстоянии от 600 до 1000 м с последующим развитием термокарстовых процессов.
23 июля 1956 г. у конца ледника Большой Азау на большом гранитном обломке была поставлена метка — красной эмалевой краской написано: КЛ-МГУ-23/7-56. В 1957 г. с помощью повторной фотограмметрической съемки были определены следующие величины: а) конец ледника отступил за год на 25 м; б) ширина языка около метки уменьшилась на 15 м; в) 330 м от нижнего конца ледника мощность льда уменьшилась на 4 м, в 750 м от нижнего конца ледника уменьшение мощности составило 3,5 м, а в 1100 м от конца (под ледопадом) —3 м. Сведения об изменениях конца ледника Большой Азау за последнее столетие приведены в табл. 5. Общее отступание конца ледника составило 2184 м, или 31 м в год.
Ледник Малый Азау. Площадь ледника 8,49 км2, длина 7,58 км, соотношение площадей льда и снега составляет 38,3 и 61,7%. Бассейн питания имеет почти прямоугольную форму, вытянутую в меридиональном направлении. Его северная граница совпадает с южной частью седловины Эльбруса, ниже которой встречается много глубоких зияющих трещин и ледопадов. По-видимому, здесь располагается крутой уступ коренных пород. Мощность льда составляет около 100 м. Рельеф поверхности льда хорошо отражает подледный рельеф.
Западная граница бассейна питания ледника совпадает с лавовой грядой, идущей в меридиональном направлении от западной вершины Эльбруса к скальному мысу, разделяющему ныне области абляции ледников Большой и Малый Азау. Этот мощный андезито-дацитовый гребень на участке от западной вершины до широты Приюта одиннадцати перекрыт толщей льда до 70- 80 м. С этого гребня лед поступает как в бассейн питания Большого Азау, так и в бассейн питания Малого Азау. Сто лет назад, когда толща льда была значительно больше и рельеф ложа оказывал меньшее влияние па направление потока льдов, в бассейн питания ледника Большой Азау проникали льды из бассейна питания ледника Малый Азау. Уменьшение мощности льда привело к более четкому обособлению бассейнов питания этих ледников. В скором времени ледник Малый Азау будет получать весь тот лед, который находится в пределах площади бассейна, ограниченного с запада лавовой грядой, ибо утоньшение льдов все больше приводит к обособлению бассейнов питания и к невозможности перетекания льда из одного бассейна в другой. В связи с этим ледник Малый Азау может оказаться в лучших условиях питания, чем ледник Большой Азау.
Таблица 5
Колебания конца ледника Большого Азау
|
Год
|
Автор или источник
|
Высота
окончания
ледникового языка, м
|
Величина отступания
за период, м
|
Годовое отступание, м
|
|
1849
1873
1880
1881
1887
1894
1896
1898
1911
1927
1928
1929
1930
1932
1933
1933
1933
1933
1938
1940
1947
1947
1957
|
Абих Г.
Абих Г.
Новицкий В. Ф.
Динник Н. Я.
карта
Россиков К. И.
Новицкий В. Ф.
Погтенполь Н. В.
Бурмейстер Г.
Альтберг В. Я.
Альтберг В. Я.
Фролов Я. И.
Соловьев С. П.
Соловьев 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.
Фототеодолитная съемка
|
2243
2317
2326
2330
2402
2493
|
2
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
18
21
9—13
15
16
8
6
4
5
14
10
12
11
17
12
35
14
25
|
В нижней части западного ледораздела С. М. Мягков отметил самостоятельные ледниковые языки, обрамленные скальным бордюром. Они появились в результате протаивания скального водораздела: при этом обособляются крупные и мелкие отростки языка Малого Азау. Вероятно, скоро язык этого ледника обособится по линии нижней части ледораздела. Господствующие юго-западные и западные ветры несут с лавовой гряды на поверхность ледника Малый Азау пыль и усиливают его таяние.
Восточный ледораздел ледника Малый Азау проходит в меридиональном направлении от восточной вершины по направлению к скалам Приюта девяти, которые являются внешней грядой голоценового андезито-дацитового потока, прослеживающегося южнее Приюта одиннадцати в виде двойного скального гребешка. На участке между Приютом одиннадцати и первыми выходами этого гребешка на поверхность скальный гребень перекрыт мощным слоем льда, который в прошлом поступал из бассейна ледника Гарабаши. В настоящее время перетекания льда через этот подледный ледораздел не происходит — реликтовый ледяной язык соответствует более высокому уровню льда.
Бассейном питания ледника Малый Азау можно считать всю площадь от седловины Эльбруса до широты верхних частей лавовых гряд, Приюта одиннадцати и Приюта девяти. Поверхность здесь изобилует ледопадами и глубокими изогнутыми в плане ледниковыми трещинами. Язык ледника собственно начинается несколько ниже гряды Приюта одиннадцати и имеет в плане форму лапы, правая часть которой наползает на ледораздел между ледниками Малый и Большой Азау, а левая часть (южной экспозиции) примыкает к голоценовому андезито-дацитовому потоку, перекрывшему морену исторической стадии ледника Гарабаши.
К середине XIX в. выдвинувшийся конец ледника Малый Азау соединился с ледником Большой Азау. Следы разрастания ледника Малый Азау в историческую стадию обнаружены на левом борту долины в виде гряд, прислоненных к моренам ледника Гарабаши. В 1881 г, правый язык ледника впадал в ледник Большой Азау (Динник, 1884). На одноверстной карте 1887 г. отметка конца ледника составляет 2278 м, а сам конец уже не достигал ледника Большой Азау. С 1887 но 1957 г. ледник Малый Азау сократился на 483 м (табл. б). Морены, фиксирующие максимальное продвижение ледника в 50-х годах прошлого столетия, достигают в высоту 50 м. В настоящее время ледник оканчивается языком с двумя ледяными выступами; правый на высоте 3050 м, а левый — на высоте 3150 л.
Таблица 6
Колебания правого конца ледника Малый Азау
|
Год
|
Автор или источник
|
Высота
окончания
ледникового языка, м
|
Величина отступания
за период, м
|
Годовое отступание, м
|
|
1887
1898
1933
1949
1957
1957
|
карта
Мушкетов И.В.
Орешникова Е.И.
Карта топографическая
аэроснимки
фототеодолитная съемка
|
2878
3000
3040
|
4 (1897—1898) 7(1932—1933)
483(1887— 1957)
|
4
7
7
|
Ледник Гарабаши. Площадь ледника 2,74 км2, длима 4,09 км, соотношение площадей льда и снега составляет 46,9 и 53,1%. Бассейн питания ледника на западе ограничен лавовой грядой Приюта девяти и ее подледным продолжением, переходящим затем в лавовые гряды. Бассейн можно оконтурить по рисунку трещин. Он сравнительно невелик и, казалось бы, при наступании ледник, имеющий столь малую площадь питания, не может иметь большой мощности. В действительности это не так. Дело в том, что в нижней части, при выходе в долину Азау, на пути ледяного языка находится глубокий каньон, который вызывает подпруживание льда и резкое увеличение мощности языка.
Ледник Гарабаши оканчивается широкой лапой, имеющей фестончатый нижний край. В настоящее время ледник лежит на краю ригеля. Поскольку нижняя часть скального вместилища языка ледника Гарабаши имеет грушевидную форму, оканчивающуюся узким ущельем, то береговые морены стадии середины XIX в. образовали кулисы, за которыми возникали озерные бассейны; вдоль всего внешнего края правой береговой морены протянулась цепочка котловин, некогда занятых озерами. Прорыв этих озерных котловин был причиной гляциальных селей, выходивших из теснины Гарабаши. Селевые отложения ледника Гарабаши располагаются на участке долины Большого Азау от огромного селевого конуса р. Гарабаши и обнаруживаются несколько ниже устья р. Терскола, т. е. в пределах густо застроенной долины. Некоторые исследователи принимают селевые отложения за морены и преувеличивают размеры оледенения в горах.
Ледник Гарабаши имеет хорошо сохранившиеся морены исторической стадии оледенения, на которые произошло излияние голоценовых андезито-дацитовых лав. В свою очередь, к этим лавам прислонены морены оледенения середины XIX в. Именно эти взаимоотношения между моренами и лавами позволяют определить возраст последнего излияния Эльбруса временем между II столетием до н. э. и XV—XVI вв. и. э.
Береговые и конечные морены исторической стадии особенно четко выражены в правобережной части ледника Гарабаши. Во время последнего излияния Эльбруса на них вытекли потоки лав, являющихся продолжением лавовых гряд Приюта одиннадцати и Приюта девяти. Поверхность гряд состоит из вертикальных или наклонных лавовых обелисков с раковистыми изломами, на них нет следов воздействия движущеюся льда. Оледенение исторической стадии было немногим больше, чем оледенение середины XIX в., и поэтому морены середины XIX в. не перекрыли морен исторической стадии и голоценовых андезито-дацитов, а лишь прислонены к ним.
Днища бывших озерных котловин постепенно заполняются дресвой; в верхней котловине этот процесс наблюдается и сейчас. Талые снеговые и ледниковые воды, а также солифлюкционное течение материала вызывают возникновение плоских шлейфов, лежащих па мерзлых горизонтах. Толща морены, покрывающая дно и склоны ущелья Гарабаши, находится в чрезвычайно неустойчивом положении. При большом поступании воды она становится подвижной. При малейшей подвижке камней в руслах маленьких ручейков сразу начинают оплывать участки дресвы, которые увлекают более крупные обломки, находящиеся в дресве. Материал морены совершенно не окатан. Конус выноса Гарабаши состоит из «валунов», потому что при селевых выносах андезито-дацитовые обломки округляются, в результате чего отложения становятся похожими на «на-стоящую» морену.
Большой селевой конус располагается в устье каньона Гарабаши, глубоко прорезающего левый борт долины Азау. Своим правым бортом он прислонен к морене ледника Большой Азау 1820—1850 гг. В настоящее время он покрыт сосновым лесом. Русла недавно действовавших селей делят его на три части, имеющие треугольную форму. Верхний правый треугольник, примыкающий к поляне Азау, покрыт взрослым сосняком, среди которого встречаются отдельные угасавшие языки селя. Средний треугольник, покрытый взрослым сосновым лесом, не подвержен действию современных селей. Третий треугольник покрыт угнетенным молодым сосновым лесом с многочисленными руслами селей. Этот выпуклый треугольник с блуждающими руслами селя, по-видимому, возник в 1947 г., когда из устья р. Гарабаши прокатился гляциальный сель.
Деградация современного оледенения сопровождается накоплением моренных толщ, которые при усиленном таянии служат источником гляциальных селей. В случае если в ущелье Гарабаши возникнут временные запруды из-за оползания морены, возможно повторение таких селей. Они могут возникнуть также из-за распространения регрессивной эрозии, создающей глубокие ветвящиеся врезы, которые вызывают нарушение устойчивости моренных толщ и приводя их в движение.
Первые сведения о леднике Гарабаши опубликованы Н. Я. Динником (1884), который писал, что ледник начинается у обширного обрывистого снежного поля, расположенного на юго-восточном склоне Эльбруса. В начале он относительно широк, а затем сильно сужается до 105—130 м Любопытна ссылка Динника на местного жителя Исмаила Урусбиева, который в 1884 г. сказал, что 30—35 лет назад ледник Гарабаши спускался гораздо ниже. В. Я. Альтберг (1928) отмечает колоссальные морены, возникшие по краям этого ледника, и говорит об озере, которое теперь отделено от ледника береговой мореной.
Сопоставление карт 1887 и 1957 гг. позволяет сделать вывод, что ледник сократился на 882 м; за это время исчез длинный узкий язык, хорошо видимый в 1887 г., а на его месте остались узкое ущелье, заполненное обломочным материалом, и высокие береговые морены, поднимающиеся над руслом реки на 100—120 м. Поверхность высокой морены террасирована; здесь наблюдаются три террасы, соответствующие различным положениям поверхности льда. Излившийся в голоцене лавовый ноток запрудил нижнюю часть ущелья Гарабаши, и наступавший в 50-х годах XIX в. ледник оказался в подпруженном состоянии. Именно этим можно объяснить столь высокое положение поверхности исчезнувших льдов.
В 1956 и 1957 гг. были произведены повторные фотограмметрические съемки ледника Гарабаши. Оказалось, что фронт нижнего края ледника отступает по 5—6 м в год, а в отдельных участках — по 10—12 м (табл. 7).
Таблица 7
Колебания конца ледника Гарабаши
|
Год
|
Автор или источник
|
Высота
окончании
ледникового
языка, м
|
Величина отступании за период, м
|
Годовое отступание, м
|
|
1887
1898
1901
1933
1949
1957
1957
|
карта
Поггенполь Н. В.
Поггенполь Н. В.
Орешникова Е. И.
карта топографическая
аэроснимки
фототеодолитная съемка
|
2878
3200
3260
|
5,5 (1897—1898)
40 (1898—1901)
8011 (1887-1933)
882 (1887—1957) 5-6(1956—1957)
|
5,5
13,0
17,0
12,6
5,5
|
В. Н. Костоусов (1959) пишет о том, что ледник Гарабаши имеет четко выраженный ригель ступенчатой формы, сложенный среднечетвертичными лавами. Три нижние ступени в настоящее время свободны ото льда, на них отчетливо видна ледниковая шлифовка. На четвертой ступени лишь частично нет льда. На верхней, свободной ото льда площадке перед концом ледника В. Н. Костоусов установил металлическую марку:
МГГ
10
КЛ-106 м
A3-230°
1958-27-VIII,
что означает: марка 10, установлена Эльбрусской экспедицией Международного Геофизического Года МГУ в 106 м от конца ледника по азимуту 230° 27 августа 1958 г. Марка зацементирована в коренные выходы вулканических пород ригеля с левой стороны основного, правого конца ледника Гарабаши.
Ледник Терскол имеет площадь 7,56 км2, длину 7,02 км и соотношение площадей льда и снега 45,5 и 54,5%. 18 августа 1957 г. мы пересекли почти на высоте северо-восточного кратера Эльбруса область питания ледника Терскол, что позволило представить себе условия питания ледников Эльбруса. В этот период на высоте 4000— 4100 м наблюдаются как участки чистого голубого льда, так и обширные поля снега, на поверхности которых появляются даже снега «кающихся». В питании ледника Терскол большое место занимает метелевый снег, поступающий в понижения рельефа и в подветренную часть лавовых гребней, спускающихся с восточной вершины Эльбруса. Из-за преобладающего переноса снега ветром с юго-запада на северо-восток поверхность ледника Терскол асимметрична: правая часть его выше левой. Зимой господствующие западные и юго-западные ветры достигают большой силы и непрерывно дуют по многу дней. Вершины Эльбруса и пояс высот порядка 4300—5000 м в это время оголены от снега. Из понижения между Ледовой базой и лбом ледораздела ледников Гарабаши и Терскол снег выносится на поверхность ледника Терскол, как из аэродинамической трубы, благодаря чему на высоте около 3900 м возникают большие снежные скопления.
Восточная вершина Эльбруса зимой более бесснежна, чем летом, так как зимние снегопады происходят при сильном ветре, который сносит снег с вершины. Весной же и летом вследствие снегопадов, проходящих при сравнительно, небольших скоростях ветра, она покрывается снегом. Пояс в пределах высот 4200—5000 м почти всю зиму остается без снега. Питание ледников происходит за счет накопления снега в поясе около 4000 м.
Западная граница бассейна питания ледника Терскол начинается из-под скал восточной вершины и проходит восточнее Приюта Пастухова. Здесь она выражена очень четко, ибо лед на продолжении подледной гряды сильно трещиноват. Ниже скал Приюта девяти западная граница проводится по системе глубоких трещин, которые разделяют бассейн питания ледников Гарабаши и Терскол. Восточная граница проходит по трещинам, ясно видимым на аэроснимках, а также по лавовой гряде, лежащей между ледниками Терскол и Ирик. Поверхность этой гряды стала плоской под влиянием мерзлотных процессов. Поверхность льда относительно гребня резко асимметрична; склон гребня, обращенный к леднику Терскол, оголен и поверхность ледника находится на 30 м ниже, чем бровка гребня. В то же время склон, обращенный к леднику Ирик, полностью погребен льдом и снегом. Причина асимметрии заключается в метелевом переносе и экспозиции: склон к леднику Терскол обращен к ветру и на юг, а склон к леднику Ирик является северным и подветренным (рис. 23). В середине XIX в. с этой гряды еще происходил сток льда как в сторону ледника Терскол, так и в сторону ледника Ирик; при этом язык переметного ледника спускался в долину Терскола. Контуры его отчетливо прослеживаются по береговым морс нам. Некоторое время язык этого ледника существовал самостоятельно, что подтверждается валом конечной морены, лежащим у подошвы крутого уступа. Остатки ледника сейчас сохранились лишь на склоне северной экспозиции в виде тонкой ледяной полосы, которая исчезнет в ближайшие годы.
Бассейн питания ледника покрыт глубокими трещинами. В его верхней части мощность льда значительна. Вся правая сторона ледника Терскол находится в подветренной части лавовой гряды. Благодаря этому она закрыта мощной толщей фирна, в то время как в средней и левой частях к концу лета на поверхность выходит лед.
В настоящее время язык ледника Терскол нависает на крутом ригеле, с которого время от времени низвергаются глыбы льда. Поверхность ледника перед уступом ригеля несколько опущена, а выше по течению имеется большое ледяное вздутие, разбитое системой глубоких поперечных трещин. После скорого исчезновения ледника в этом месте следует ожидать появления скального возвышения. В концевой части ледник разорван трещинами до самого ложа. Современный язык прижат к левому скальному борту.
В 50-х годах прошлого века ледник Терскол оканчивался заостренным языком, обрамленным отчетливо заметной конечной мореной, состоящей преимущественно из светло-серых гранитов и диоритов. В то время язык ледника не соприкасался с правым бортом долины, а создал лишь напорную морену. Он спускался с ригеля лишь своей левой частью, поэтому лучше всего выражены левые конечные морены. Левая часть ледника всегда получала больше местного питания с высокого отрога Терсколак, а правая часть, прилегающая к терскольскому лавовому гребню, питалась лишь небольшими лавинами.
Между левым склоном долины и левой береговой мореной исчезнувшего ледника находится глубокий ров, по которому стекают талые воды. Правая конечная морена также ясно выражена и выделяется своим светло-серым тоном. Установить количество стадиальных морен, отражающих этапы отступания ледника после 1850 г., не удалось. Эту можно объяснить тем, что конец отступавшего ледника лежал на высоком скаль ном уступе, с которого обычно сваливались ледяные глыбы, вследствие чего система концентрических стадиальных дуг возникнуть не могла.
В 1907—1913 гг. ледник Терскол достигал своим языком дна долины Терскола. Н. А. Буш (1914) писал о том, что ледник двигал перед собой новую конечную морену. При этом Буш отмечал, что наступает лишь левая часть ледника, тогда как правая, висящая на отвесной стене, будет всегда обрываться со склона. Эта, указанная Бушем, небольшая гряда была найдена нами на дне долины; она хорошо сохранилась до наших дней. С целью опознания ее на фототеодолитных снимках на крупном валуне из черных лав с красными прожилками (размером 1,2X1,5 м) белой эмалевой краской был нарисован треугольник, обращенный вершиной вниз по долине, и поставлена цифра 11 (т. е. цифра, обозначающая 1911 г.). Метки, поставленной во время 2 МПГ, найти не удалось, но, согласно имеющемуся описанию, мы восстановили по морфологическим признакам возможное положение конца ледника в 1932 г. Белой эмалевой краской на глыбе гранодиорита размером 2,0x2,0x1,5 м нарисован треугольник, вершиной обращенный вниз по долине, и поставлена цифра 32 (обозначающая 1932 г.).
Я. И. Фролов (1934) сообщает, что в 1929 г. левая часть ледника еще спускалась до дна долины. С. П. Соловьев (1933) засвидетельствовал, что конец ледника Терскол висит на почти отвесном уступе. Кроме того, Соловьев указал на полное отделение левого нижнего ледника-притока, вытекавшего из большого цирка.
Сопоставление современного положения конца левого пальца ледника, полученное по фототеодолитным материалам, с нашей меткой, восстанавливающей положение ледникового языка в 1911 г., дает отступание языка за период с 1911 по 1956 г. в 390 м. Сопоставление с возможным положением ледника во время 2-го МПГ дает отступание с 1932 по 1956 г. в 280 м (табл. 8).
Современный конец языка ледника Терскол залегает в виде четырехпалой лапы на крутом гранодиоритовом ригеле (рис. 24). Высота пальцев (справа налево) такова (в метрах):
|
№ пальца
|
1
|
2
|
3
|
4
|
|
Высота пальца, м
|
3367
|
3242
|
3203
|
3160
|
Из сопоставления фототеодолитных съемок 1956 и 1957 гг. следует, что левый палец отступил за год на 37 м, а другие на 8—10 м. В то же время поверхность льда выше ледопада поднялась на 1,5—2 м. По-видимому, в теле ледника Терскол двигается паводочная волна. Когда она дойдет до ригеля, ледяные обвалы участятся. Едва ли при современных условиях может начаться наступание конца — слишком крут ригель, на котором залегает ледник.
Таблица 8
Колебания конца ледника Терскол
|
Год
|
Автор или источник
|
Высота
окончания
ледникового
языка, м
|
Величина отступания за период, м
|
Годовое отступание,
м
|
|
1887
1897
1898
1911
1914
1933
1949
1956
1957
|
карта
Поггенполь Н. В.
Поггенполь Н. В.
Буш Н. А.
Буш Н. А.
Орешникова Е. И.
карта топографическая
Михалев В. И.
фототеодолитная съемка
|
2624
2920
2943
|
120 (1894-1897)
4 (1897-1898)
ледник наступал
96 (1914-1926)
31,5(1932—1933)
280(1932—1956)
37(1956-1957)
|
40
4
8
31,5
12
37
|
В 1958 г. перед концом ледника В. Н. Костоусов установил марку. Марка зацементирована на глубину 7 см в глыбе гранита размером 5X5 м со стороны основного правого конца ледника. Эта глыба находится среди моренного материала, лежащего на кристаллическом ригеле. Выше от марки выходы кристаллических пород ригеля покрыты черной мореной. Справа — обрыв лав. Слева, на уровне марки, конец ледника Терскол. Подход к глыбе с маркой с правого склона довольно-сложный. Он начинается от расширяющегося гребня правой береговой морены, затем следует по крутому склону морены к выходу кристаллических пород ригеля. Расстояние от этого выхода кристаллических пород до марки по морене и мертвым льдам — 80 м. Марка металлическая, круглая, с диаметром внешней поверхности 4 см, штырь ее имеет два металлических кольца. На марке выбито:
МГГ
9
КЛ-33 м
АЗ-44°
1958-26-VIII
В облике дна долины Терскола сохранилось очень мало ледниковых черт рельефа. Следов исторической стадии оледенения в долине обнаружить не удается. На дне долины обнаружен останец флювиогляциональных толщ, по которому легко восстановить глубину вреза, возникшего, по-видимому, в фазу увлажненности после сухого периода V—XIII вв. н. э.
В долине р. Терскола обнаружено много следов селевой деятельности. Моренные террасы во многих случаях перекрыты крупными конусами выноса, состоящими из моренного материала, вынесенного селями из цирков, лежащих высоко на склонах долины. Происхождение этих конусов связано с энергичной эрозиен на левом склоне долины (южная экспозиция), которая привела к тому, что глубокие эрозионные врезы достигли днищ мелких каров. Из обширных денудационных воронок сели выносят моренные отложения мелких ледников, исчезнувших после 1850 г. Сочетание интенсивной эрозии и огромных запасов обломочного. материала создает предпосылки для усиления селевой опасности.
Ледник Ирик. Площадь ледника 10,19 км2, длина 9,31 км, соотношение площадей льда и снега равно 42,3 и 57,7%. Бассейн питания ледника располагается на юго-восточном склоне восточной вершины Эльбруса. В плане он имеет форму треугольника, вершиной которою является северо-восточный паразитический кратер Эльбруса. Юго-восточный ледораздел проходит несколько южнее голоценового андезито-дацитового потока и подходит к верхней части лавовой гряды, являющейся ледоразделом между ледниками Терскол и Ирик. Северный ледораздел почти совпадает с лавовым гребнем, отходящим от левого борта северо-восточного кратера.
Верхняя часть бассейна закрыта мощной толщей фирна и сравнительно мало трещицовата. Наоборот, нижняя часть бассейна изобилует большим количеством глубоких трещин. Язык ледника через узкую горловину, образованную отрогами хребтов Терсколак и Ирикчаткара, входит в глубокую долину Ирика. В узкой горловине есть подледный скальный уступ, к которому приурочен ледопад. Располагаясь в долине почти широтного простирания, язык находится в явной зависимости oт экспозиции склонов. Южные склоны почти бесснежны, на северных сохранились остатки мелких каровых ледников. Этот склон испещрен линейно вытянутыми бороздами, по которым низвергаются лавины, остатки лавин в виде лавинных снежников закрывают правую часть ледникового языка.
В левой части (южная экспозиция) ледник отступил от склона и усиленно тает. Выше него к скальному склону прислонены береговые морены, относительная высота которых вниз но долине быстро увеличивается. Конец языка узкий, частично закрытый мореной, лежит среди высоких боковых морен (рис. 25). Средняя часть языка находится значительно ниже его краевых частей, закрытых мореной.
Ледник Ирик легко доступен и посещался многими исследователями, оставившими детальные описания его конца (табл. 9). Несмотря на это, среднюю скорость отступания ледника определить трудно, так как при своем сокращении он проходил стадию мертвых льдов. Кроме того, в первые периоды отступания язык ледника был очень мощным, а затем он стал значительно тоньше, что затрудняет вычисления изменений массы ледника.
Н.А. Буш (1914) писал, что нижний конец имеет вид очень высокой и крутой ледяной стены, а С. П. Соловьев в 1931 г. заметил, что угол наклона языка составляет 35°, и в своей средней части язык немного осел; поэтому в поперечном профиле он имеет несколько вогнутую форму. По наблюдениям Я. И. Фролова (1934), начиная с 1931 г. средняя часть языка заметно оседает. Фролов сообщает, что в 1948 г. ледник сильно разрушился, здесь началось омертвение нижней части и развитие термокарста. Он также совершенно справедливо высказал сомнения в высказывании Соловьева о том, что ледник Ирик в 1913—1914 гг. мог находиться там же, где он был в момент составления одноверстной карты района (1887 г.).
Таблица 9
Колебания конца ледника Ирик
|
Год
|
Автор или источник
|
Высота
окончания ледникового
языка, м
|
Величина отступания за период, м
|
Годовое отступание, м
|
|
1877 1887 1895 1898 1911 1914 1926
1928 1929 1930 1931 1932 1933 1933 1948 1956 1957
|
Абих Г
карта
Мушкетов И. В.
Буш Н. А.
Герасимов А. П.
Альтберг В. Я.
Фролов Я. И.
Фролов Я. И.
Соловьев С. П.
Соловьев С. П.
Соловьев С П.
Соливьев С П.
Соловьев С. П.
Гейброк В.
Фролов Я. И.
Тушинский Г. К.
Михалев В. И.
|
2530
2541
2550
2548
2584
2616
|
320(1849-1887)
38 (за 2 года)
162 (за 12 лет)
35 (за 2 года)
1553(1887-1956)
|
8
19
7,5
17,5
17,5
17
15
16
11,5
15,7
10,4
20
18
|
Продвижение ледника Ирик вниз по долине в 50-х годах прошлого столетия фиксировано невысокой конечной мореной, прислоненной к флювиогляциальной террасе. В пределах конца исчезнувшего ледника современные процессы быстро меняют первоначальный облик моренных толщ концевой части ледника. Это особенно заметно под правым склоном долины, так как из кара, расположенного над языком исчезнувшего ледника, спускается система лотков, по которым перемещаются морены, вовлекаемые в цирке в солифлюкционное течение. Морены приобретают в плане форму натечных языков и, достигнув крутого уступа, превращаются в широкий шлейф солифлюкционных линейно вытянутых полос, спускающийся к подошве склона и прислоняющийся с внешней стороны к конечноморенной гряде ледника Ирик стадии середины XIX в.
В разрезе флювиогляциальной террасы наблюдается ясная слоистость, что доказывает ее водное происхождение. Врез или уступ террасы возник, по-видимому, в результате интенсивного таяния льдов. Он удивительно напоминает врез в долине Терскола и останец в ее средней части, которые являются следствием усиленной глубинной эрозии.
Участок долины Ирика, освободившийся ото льда в 1887—1957 гг., имеет наряду с действительно ледниковыми формами большое количество форм рельефа, связанных с процессами солифлюкции, лавинной деятельностью, оползнями и эрозиен. Наблюдения на этом участке убеждают в том, что чем дольше долина была без ледника, тем лучше вира жен на дне ее «моренный» рельеф. По мере же приближения к леднику количество донной морены уменьшается.
Перед самым языком ледника расстилается гравийное поле с одинокими крупными глыбами размером 2—5 м. Ниже по долине видно, как со склонов сползает и надвигается на среднюю часть долины обломочный материал береговой морены. Особенно значительна в перераспределении материала роль лавин. Во многих местах зимой и весной 1956/57 г. лавины пробили поверхность бровки береговых морен, лежащих на высоте 150 м над дном долины, и вынесли на дно обломочный материал. В июне он лежал на поверхности обширных лавинных снежников, перекрывших долину на всю ее ширину. К середине июля они обычно стаивают, и поэтому часто исследователь не может понять причину передвижения материала.
Уклон и экспозиция долины Ирика несколько напоминают долину р. Большой Азау. Здесь в долине с малым уклоном неизбежно возникают участки мертвых льдов.
10 августа 1956 г., обследуя долину, мы нашли место, где была поставлена марка 2-го МПГ, но надписи па камне не обнаружили, хотя следы белой краски сохранились. На этом камне мы красной краской нарисовали треугольник с буквами М-33. Расстояние от этого камня до современного конца ледника равно 500 м; отсюда следует, что за 1932—1956 гг. ледник Ирик отступал со скоростью около 20 м/год. С 1887 по 1957 г. ледник отступил на 1553 м, т. е. в среднем за 70 лет скорость отступания составляла также около 20 м.
Язык ледника Ирик отступает путем образования 15—20-метровой зоны омертвевшего льда и возникновения ложбины, куда сваливается обломочный материал, образующий морены 2 5-метровой высоты. У современного конца ледника на светло-сером гранитном валуне размером 3X3X3 м поставлена метка. На верхней части камня нарисован метровый красный крест. Ниже красной эмалевой краской сделана следующая надпись:
КЛ
АЗ-305
32 м
10-9
56
В июле 1957 г. В. И. Михалев, пользуясь этой маркий, определил годовую величину отступания языка в 18 м.
Мощность льда по долине Ирика с 1887 по 1956 г. уменьшилась на 125—150 м. Современный конец ледника Ирик имеет форму широкой ледяной лапы, в поперечном сечении состоящей из трех частей: а) правой, покрытой черным моренным чехлом из материала срединной морены, возникающей под ледопадом; б) средней, не засоренной мореной и несколько выдвинутой вперед, с уклоном 30—40°; в) левой, покрытой 1—2-сантиметровым слоем дресвы.
Под ледником в ледяном туннеле течет р. Ирик. От этого туннеля в концевой части ледника остаются ледяные арки, которые часто рушатся. Нижняя часть ледника выше языка имеет угол наклона около 15° и нарушается лишь ледопадом, через который можно проникнуть па верхнее ледяное плато, придерживаясь его правой (орографически) части. Выше ледопада на карте 1887 г. показан длинный безымянный приток Ирика. В настоящее время он не доходит до Ирика. Этот ледник разделился на 4 небольших висячих ледника.
В 1958 г. у конца ледника, на той же глыбе, что и в 1956 г Костоусовым была установлена марка:
МГГ
8
КЛ-66 м
АЗ-3000
1958-8-VII
Ледник за эти два года отступил на 34 м.
Ледник Ирикчат (рис. 26) имеет площадь 1,79 км2 длину 2,67 км соотношение площадей льда и снега 36,9 и 63,1%. Бассейн питания ледника невелик, так как основная масса льда уходит в ледяное поле Джикиуганкез через подледную перемычку, располагающуюся между Липаритовым пиком и пиком Калицкого. Бассейн питания покрыт довольно мощной толщей снега.
В долину Ирикчата язык ледника проникает через горловину шириной 300 м, соединяющую Липаритовый пик со скалистым гребнем хребта Ирикчаткара. По-видимому, эта перемычка довольно высокая и поэтому льда из бассейна питания поступает очень мало. Доказательством существования перемычки являются глубокие трещины, отделяющие ледник Ирикчат от ледяного поля Эльбруса. Малое поступление льда сверху отражается па быстрой деградации ледника Ирикчат по всей его площади.
Правая часть ледника питается не столько с Эльбруса, сколько с борта долины за счет падающих лавин. Наиболее сохранившаяся часть ледника — левая, но и она разорвана широкими трещинами и отделена от левого склона широкой полосой мертвых льдов. Поверхность ледника за период с 1887 по 1958 г. сильно понизилась, о чем свидетельствует левая высокая береговая морена, в ядре которой сохранился мертвый лед. В 1887 г. язык ледника оканчивался на высоте 3109 м, а в 1958 г. — на высоте 3300 м. За этот период ледник сократился на 1260 м. При разрастании оледенения ледник опускался почти до отметки 2900 м. Выше этого места на левом склоне долины отчетливо заметен перегиб склона, фиксирующий уровень заполнения льдом долины р. Ирикчата.
На левом склоне хорошо заметны террасы оседания, возникавшие под влиянием осыпания обломочного материала на поверхность ледника, и несколько отметок уровней поверхности ледникового языка. Эти террасы прослеживаются высоко на склоне долины вплоть до современного языка, и нижняя терраса, постепенно поднимаясь но долине, сливается с самой свежей высокой террасой, в ядре которой лежат погребенные льды. На правом склоне все подчинено гравитационным процессам сносу материала со склонов с образованием снежниковых валов из сливающихся гряд. Сейчас этот процесс хорошо подчеркнут распространением летних снежников у подошвы правого склона и висячим ледником под вершиной Ачкерьяколбашитерсак (3941 м).
