Glaciers de la région du Kouban : Marukhsky, Dautsky et Kugurtlyu. -Glaciers du cours supérieur du Baksan : Azau et Adyl. - Glaciers de Chegem. - Glaciers Cherek-Takho : Ulu-auz, Mizhirgi et Bizingi. - Glaciers du cours supérieur du Balkar Cherek : les glaciers Dykh-su, Agshtan et Shtulu, ou Karasu. - Glaciers du cours supérieur d'Urukh : Kharves, Tana, Bartu, Karagom et Fastak. - Glaciers Adai-khokha : Tseysky et Rekom. - Glacier Devdoraki. - Glaciers de Svaneti : Adysh, Truiber et autres. - Glaciers du cours supérieur du Rion : le glacier de Zophetura et Cheshura. - Conclusion.
Les glaciers remarquables de la région du Kouban comprennent : Marukhsky, Dautsky et Kugurtlyu.
Glacier Marukh est situé dans le cours supérieur de la rivière Marukh, qui, avec Aksaut, forme Maly Zelenchuk, qui se jette dans le Kouban. Directement au sud des dernières sources du Marukh, la chaîne principale est très élevée et couverte d'énormes masses de neige, et au sud-est s'étend une vallée assez longue et large, qui sert de lit au glacier du Marukh. J'ai rencontré de nombreux restes d'avalanches de neige de taille assez convenable en plein été, aussi bien tout au fond de la vallée dans le cours supérieur de la rivière Marukha, qu'à proximité du glacier de Marukha. Certains d'entre eux ont même bloqué la rivière elle-même, et l'eau a dû laver elle-même les tunnels.
L'abondance des avalanches indique, bien sûr, une importante accumulation de neige dans cette partie des montagnes ; C'est ce qui provoque la formation d'un glacier important. Le glacier Marukha est probablement le plus grand de la région du Kouban. En une heure et demie, j'en ai parcouru environ la moitié, donc je pense que sa longueur totale est d'au moins huit kilomètres. Notablement inférieur à cet égard aux glaciers les plus importants de la région du Terek (Bizingi, Karagom et glacier Dykh-su), il est cependant plus grand. A une distance d'un mille de l'extrémité inférieure du glacier, j'ai mesuré, autant que possible, sa largeur en gradins et j'ai constaté qu'elle était d'environ 400 toises. A d'autres endroits, il me semble que la largeur du glacier devrait atteindre un kilomètre. Sa surface est généralement assez propre et relativement lisse. Par endroits, il est cependant recoupé par d’importantes fissures.
Le glacier est entouré de moraines assez grandes, ce qui indique une diminution significative de sa taille. Sur le côté droit du glacier, elles s'étendent en plusieurs rangées parallèles, formant des crêtes de 10 brasses de hauteur.
Le glacier Marukh est relativement facilement accessible. On peut l'escalader par le côté gauche sans aucune difficulté. Le degré d'accessibilité peut également être jugé par le fait qu'en 1877, un détachement du général Babich, accompagné de l'artillerie de montagne et de plusieurs centaines de cosaques, parcourut sa surface jusqu'au col. J'ai visité ce glacier en 1878 et je l'ai décrit tel qu'il était il y a 12 ans.
Dans le cours supérieur du Daut, qui se jette dans le Kouban, se trouve un petit mais très beau glacier de 1ère catégorie. On l'appelle le glacier Daut. Il a 2-3 verstes de long et environ une demi-verste de large, la majeure partie de sa surface est très plate et ce n'est qu'en bas qu'elle est assez fortement inclinée ; Le glacier se termine par un haut mur de glace presque vertical. Dans la seconde moitié des années 1870. il y avait ici une immense grotte dont les arches étaient constituées de glace bleu-vert pure et avaient un contour très beau, quoique irrégulier. La rivière qui coule d'ici est la principale source du Daut.
La majeure partie de la surface de ce glacier est très propre, mais à certains endroits, elle est recouverte de fragments de roche et de bandes de boue. À mi-chemin du glacier, il y a de nombreuses fissures en forme d'arc, et un peu plus haut, le glacier a un aspect sauvage et dur et présente d'innombrables dents de glace saillantes, séparées par de profondes fissures. Les champs de névés suivent encore plus haut. Plusieurs petits glaciers de névés escarpés jouxtent ce glacier sur les côtés ; Ses moraines n'ont rien de spécial.
Glacier Kougourtlyu descend de l'Elbrouz et est situé dans le cours supérieur de la rivière Kugurtlyu, qui constitue l'une des sources du Kouban. Ce glacier est difficile d'accès. A une lieue d'un kilomètre de l'extrémité inférieure, il faut descendre de cheval et parcourir à pied un chemin très fatiguant. La moraine terminale, en forme de crête de 500 marches de longueur et 200 marches de largeur, entoure le glacier sur la face inférieure et est constituée de gros fragments de roches diverses. À plusieurs endroits, des ruisseaux orageux le traversent, formant de nombreuses cascades. Tout au bout du glacier se trouvent également des tas d'énormes blocs de pierre, entre lesquels se fraye un chemin l'eau qui coule sous la glace. Les mêmes blocs se trouvent dans une position très instable au bord du glacier, qui forme ici une corniche de glace très abrupte. Lors de l'ascension du glacier en juillet 1879, nous devions marcher 150 pas, taillant des marches dans la glace ; lorsque le premier rebord, le plus raide, était franchi, le chemin ultérieur devenait beaucoup plus facile.
Le glacier Kugurtlyu mesure environ 400 à 500 marches de large en bas, mais s'élargit sensiblement en haut ; sa longueur, autant qu'on puisse en juger à l'œil nu, est de 1,5 ou 2 verstes. Au sommet, elle se divise en deux champs de glace plus ou moins séparés.
La surface du glacier n'a rien de spécial ; dans la partie inférieure, il est plus ou moins sale et parsemé de nombreux fragments de roches, petits et grands, mais plus on monte, plus il devient propre et pur. A une distance d'un mille de l'extrémité inférieure, la surface du glacier devient presque complètement claire. À un seul endroit, sur le côté droit du glacier, nous avons rencontré de nombreuses fissures énormes ; à d'autres endroits, elles étaient plus petites et moins fréquentes. Les moraines latérales, constituées de petites pierres concassées, s'étendent en plusieurs rangées parallèles et reposent en partie sur le glacier lui-même, en partie sur ses flancs. La partie supérieure du glacier est entourée de presque tous les côtés par de hautes roches pointues et déchirées, probablement les bords d'un ancien cratère.
Dans la moraine terminale d'un glacier, on rencontre souvent des morceaux pesant jusqu'à deux livres et constitués de soufre mélangé à des grains de quartz blanc, des morceaux de trachyte et d'autres minéraux. Grâce à la présence de soufre dans les moraines du glacier, le glacier lui-même et la rivière qui en découle ont reçu leur nom, signifiant glacier de soufre et rivière de soufre. Sans aucun doute, ce soufre s'est déposé sur les parois du cratère de l'Elbrouz à une époque où son activité volcanique n'avait pas encore complètement cessé.
Azau C'est l'un des glaciers les plus importants du Caucase, mais en aucun cas l'un des plus grands, comme le pensaient auparavant certains scientifiques et voyageurs. Il est alimenté par les neiges du versant sud de l'Elbrouz et du versant oriental de la crête Hoti-Tau, qui relie l'Elbrouz à la chaîne principale. Azau diffère de la plupart des glaciers du Caucase en ce sens qu'il est formé d'un nombre important de courants de glace individuels. À cet égard, il ressemble aux glaciers suisses Mer de glace et Aletsch, mais leur taille est bien inférieure. Sa partie inférieure est assez étroite. En 1881, sa largeur atteignait 100 brasses. Il représentait alors une pente plus ou moins raide, entrecoupée de nombreuses fissures et séparée d'une grande pinède de 300 ou 400 toises à la fin des années 1870. il s'est terminé à une altitude de 7630 pieds. au-dessus du niveau de la mer, et en 1849 - à une altitude de 7 350 pieds. En 1881, elle présentait de petites moraines terminales, indiquant son retrait à cette époque. À une distance de deux verstes de l'extrémité inférieure, Azau devient sensiblement plus large, atteignant 170 brasses, et encore une verste et demie plus haut, sa largeur est probablement supérieure à une verste. Les moraines latérales du côté gauche du glacier sont très grandes ; ils reposent en partie sur la glace, en partie sur le côté, et représentent plusieurs hautes crêtes parallèles. Sur la glace, ils forment une bande de marches de 100 de large ; le côté droit du glacier, dans sa partie médiane et inférieure, repose sur des falaises abruptes et présente des moraines de seulement quelques pas de large. Azau est formé de 4 branches, dont deux proviennent des neiges de l'Elbrouz, une de Hoti-tau et une des montagnes bordant le côté droit du glacier. Bien que l'une des branches partant de l'Elbrouz soit probablement plus longue que toutes les autres, le vaste champ de glace descendant de Hoti-tau peut très probablement être confondu avec le début du glacier. Au sommet, sans bordure visible, il se transforme en un immense champ de neige de plusieurs kilomètres de long et de large.
Sur le côté droit, la partie principale est reliée par une branche courte et courbée, probablement de moins d'un mille et demi de longueur et présentant les moindres moraines ; il rejoint la branche principale à environ trois verstes de l'extrémité inférieure du glacier. Les branches du côté droit sont beaucoup plus grandes, toutes deux descendent de l'Elbrouz. Celui du bas rejoint le glacier principal en face de la branche droite ; il est relativement petit, situé dans une étroite gorge rocheuse et recoupé par de nombreuses fissures transversales ; à un endroit, il y a une grande cascade de glace qui l'interrompt complètement. Au-dessous de cet endroit, une surface plus uniforme s'étend à nouveau, fusionnant finalement avec la branche principale.
La branche suivante est beaucoup plus longue, mais aussi assez étroite. Cela commence par de vastes champs de neige descendant des sommets de l'Elbrouz. Il est très raide et n'est constitué en de nombreux endroits que de piliers et de dents de glace, séparés par des gouffres. Les moraines sur ses flancs ne sont pas visibles.
Adil, ou Chkhildy, est situé dans le cours supérieur de l'Adyl, qui se jette dans le Baksan sur le côté droit. C'est un glacier immense et inaccessible. En face de sa partie supérieure s'élève le remarquable sommet du Caucase - Uzhba. Adil est formé de deux branches : l’une descendant du côté ouest et l’autre du côté est. De l'endroit où ils se rejoignent, s'étend la partie principale du glacier, qui a au moins 6 ou 7 milles de longueur ; sa largeur est également très importante. En général, c'est l'un des plus grands glaciers du Caucase. Adyl est également remarquable en ce sens qu'il a augmenté lorsque tous les glaciers du Caucase reculaient. La raison en était la circonstance que j'ai écrite il y a environ 8 ans.
Au début des années 1860, selon les récits des habitants locaux, une immense montagne rocheuse est tombée sur le glacier Adyl, précisément à l'endroit où sa branche principale est formée de deux branches latérales, s'élevant au-dessus du glacier avec une paroi abrupte de plusieurs milliers de pieds de haut. . Son poids doit être mesuré en milliards de livres. Tombé et heurté une montagne voisine, il renversa une partie de cette dernière, lui-même fut écrasé en morceaux, et en même temps une énorme masse de fragments de pierre roulait le long du glacier et encore plus loin dans la vallée de l'Adyl. L'ensemble du glacier, sur environ sept milles, était jonché d'énormes masses de décombres et de pierres ; Ils roulèrent encore plus loin le long de la gorge et détruisirent une grande forêt de pins sur un espace d'environ six kilomètres. L'immense clairière où le foin avait été fauché avant ce désastre était presque entièrement recouverte de pierres. Le bruit, les secousses de la terre et les nuages de poussière qui remplissaient la gorge étaient si importants que les habitants des villages voisins ont pris ce phénomène pour la fin du monde.
Lors de ma visite dans cette gorge en 1881, soit 18 ans après la catastrophe décrite, presque toute la surface du glacier était recouverte d'une couche de pierre et de décombres de plusieurs archines voire brasses d'épaisseur. Il n’y avait aucune glace visible ici et la surface du glacier avait un aspect incroyablement sauvage et dur. Ses branches latérales sont restées propres, ainsi qu'un petit espace de la partie la plus haute de la branche principale, précisément cette partie formée de la fusion de deux branches latérales et déplacée ici après la catastrophe décrite.
L'augmentation de l'Adyl à une époque où tous les autres glaciers du Caucase reculaient doit être attribuée à la raison suivante : une épaisse couche de pierre et de gravats protégeait ici la glace à la fois de l'action du soleil et du contact avec l'air chaud, comme un résultat de quoi sa fusion fut considérablement ralentie ; l'augmentation résultante de l'épaisseur et du poids normaux du glacier, ainsi que la pression des énormes masses de pierre reposant sur le glacier, auraient dû accélérer son mouvement et le forcer à avancer.
Adyl se termine, selon la définition d’Abikh, à une altitude de 7 362 pieds.
Dans le cours supérieur du Chegem, il y a plusieurs glaciers sur lesquels, jusqu'à très récemment, il n'y avait presque aucune information. N.V. Joukov a signalé à la fin de l'année dernière trois glaciers situés dans cette zone. Le plus grand d'entre eux est Shaurta, atteignant 7 miles de longueur et s'étendant initialement presque parallèlement à la crête principale ; il a 250 toises de large, mais dans la partie supérieure il s'élargit encore considérablement et se divise en deux branches. Il se termine assez bas, précisément à une altitude de 7 294 pieds, et doit donc sans aucun doute être classé comme glacier de 1ère catégorie.
Près de Shaurtu se trouvent les glaciers Tyutyurgu et Koulak. Tyutyurgu est situé dans le cours supérieur de la rivière du même nom, commence à partir de la crête Kargashili-tau à trois branches, mesure environ 3,5 verstes de longueur et se termine à une altitude de 9 704 pieds. Koulak, selon N.V. Joukov, est le plus beau des glaciers de cette région ; il se trouve dans une gorge étroite et s'étend, comme Shaurt, parallèlement à la crête principale. Au fond, ce glacier est assez étroit (110 toises), puis il s'étend considérablement. À mi-chemin de sa longueur, une corniche rocheuse dépasse de la glace - Kara-Tyube, des deux côtés de laquelle se trouvent de hautes cascades de glace. Au-dessus de cet endroit, le glacier est très plat et a une surface complètement propre ; son extrémité inférieure est tellement jonchée de pierres qu'on ne pourrait pas le reconnaître pour un glacier si la glace n'était découverte par des fissures qui la sillonnent dans toutes les directions. La moraine terminale du glacier jouxte une crête couverte de pinède, qui, à son tour, n'est rien de plus qu'une moraine encore plus ancienne.
Glacier Mizhirgi descend des vastes champs de neige du versant nord du Dykh-tau et de la crête qui s'étend entre Dykh-tau et Koshtan-tau. On a déjà dit que ce glacier, avec les champs de sapins, a une longueur de 9 verstes, et que le glacier lui-même a environ 6 verstes, à l'extrémité la plus haute, il a une largeur d'environ une verste, puis il se rétrécit jusqu'à 400 toises, et il se rétrécit jusqu'à 400 toises. dans la partie médiane, même jusqu'à 180. En un seul endroit, il forme une intersection de 160 brasses, puis au fond, il s'étend de nouveau jusqu'à 250 et même un peu plus. En bas, c'est terriblement raide ; de profondes fissures le coupent dans toutes les directions, et l'extrémité représente une corniche de glace qui, selon les mesures de N.V. Joukov, mesure 61 brasses de haut. Sur les côtés, la partie inférieure du glacier présente également des parois de glace d'une hauteur énorme et, en outre, , divisé par des fissures en colonnes de glace et en dents distinctes. Ici, il est non seulement impossible de grimper ou de marcher le long du glacier, mais il n'est même pas sûr de s'en approcher, car des masses de glace pesant des dizaines, voire des centaines de milliers de livres, en tombent presque chaque jour. Trois effondrements similaires se sont produits lors de mon séjour près de Mizhirga. C'était du moins Mizhirgi en 1881. Sur la carte à cinq verstes du Caucase dans les années 1870. cet immense glacier n'était pas du tout marqué. Il se termine à une altitude de 7422 pieds. au dessus du niveau de la mer.
Un autre glacier descend du Koshtan-tau Ulu-auz, appartenant à des éléments assez importants. Sa longueur, sans compter les champs de sapins, est d'au moins 3 verstes, sa largeur dans la partie inférieure est de plus de 300 brasses, au milieu - un peu moins, et tout en haut - encore beaucoup plus. Sur le côté droit, ce glacier est rejoint par plusieurs glaciers latéraux plus larges. L'ensemble d'Ulu-Auz représente un arc très doux, avec son côté concave orienté vers le nord-ouest. Une rivière assez décente, Dumala, en sort et se jette dans Cherek. L'épaisseur de la glace, selon N.V. Joukov, atteint ici 41 brasses et la longueur du glacier, avec les champs de névés, est de 7 verstes.
Le plus remarquable des glaciers de cette région, c'est-à-dire le cours supérieur du Cherek-Takho, est Bizing, ou Ulutau Chiran. C'est sans aucun doute le plus remarquable de tous les glaciers du Caucase. J'ai déjà dit qu'en longueur, égale à 17 verstes, il n'est pas inférieur au plus grand des glaciers des Alpes, à savoir le glacier d'Aletsch. Seule la huitième partie la plus basse de Bizinga est assez étroite (250 brasses), mais plus haut, sa largeur atteint un mile ou plus. J'ai visité ce glacier en 1881, alors qu'il était en période de retrait ; à cette époque, il avait déjà réussi, comme le démontraient ses moraines, à raccourcir d'un kilomètre et demi par rapport à ce qu'il était il y a vingt ans. Sa largeur et son épaisseur ont également considérablement diminué. La moraine du côté droit dans la partie inférieure du glacier se trouvait à un demi-mile de celui-ci et l'épaisseur de la glace a diminué de 200 pieds. Elle s'est terminée dans les années 1870, selon Abikh, à une altitude de 6 583 pieds.
Bisingi commence par deux branches, dont celle de l'est est beaucoup plus longue que celle de l'ouest ; de leur jonction, une bande de glace longue de 10 milles s'étend en ligne droite, avec une largeur moyenne de plus de 400 toises. Ses immenses moraines latérales s'étendent en plusieurs rangées parallèles et atteignent une hauteur de 15, voire 20 brasses. Ils indiquent également une diminution significative du glacier au cours des 20 à 30 dernières années. La surface de ce glacier n'est pas moins remarquable. Dans les parties médiane et supérieure, il est assez propre, et surtout au milieu, qui est un énorme renflement longitudinal presque entièrement blanc, formé à la suite de la pression latérale exercée sur la glace. De profondes fissures le traversent dans différentes directions. À un endroit, ils forment un réseau si dense que cette partie du glacier se transforme en d'innombrables piliers de glace et pyramides, à travers lesquels il n'y a aucun moyen de passer. Il y a surtout de nombreuses fissures sur la moitié de la longueur du glacier ; beaucoup d'entre eux mesurent 15 à 20 pieds de large et probablement au moins cinquante, et peut-être jusqu'à cent brasses de profondeur. Certains trous et fissures entre les corniches de glace sont remplis d'eau et ressemblent à de petits lacs. Ici se trouvent des puits étroits mais très profonds, également remplis d'eau, qui semble être colorée d'une couleur vert bleuâtre inhabituellement agréable, en fonction de la couleur des parois de glace du puits. D'innombrables cascades, moulins et tables ornent la surface de cet immense glacier. Certaines de ces tables sont de taille énorme. L'une d'elles était donc un bloc de granit pesant cinq mille livres, reposant sur une banquise haute de 1,5 brasse. de tables plus petites ici. Les monticules de sable sont particulièrement remarquables et beaux. A mi-chemin du glacier, sur le côté droit, se trouvent de hauts, 10 ou 20 brasses, des cônes de glace et des pyramides, recouverts d'une fine couche de décombres gris, à travers lesquels des reflets bleuâtres transparents traversent. -la glace verte brille à la surface du glacier. Il y a de nombreux ruisseaux avec d'innombrables cascades. Ils sont particulièrement beaux et remplis d'eau par une chaude journée ensoleillée.
Le glacier Bisingi est très accessible. Du côté gauche (ouest), je l'ai escaladé à cheval, et seulement à certains endroits je suis descendu de cheval : j'ai également parcouru presque tout le glacier dans le sens transversal. En général, il y a peu de fissures dans le tiers inférieur, mais le tiers moyen et en partie le tiers supérieur sont recoupés par de nombreuses fissures. La rivière Cherek qui coule sous le glacier est si grande qu'il est impossible de la traverser à cheval. Sur le côté droit du glacier pousse une petite forêt composée de bouleaux, de sorbiers, de saules, etc.
L'endroit où se trouve le glacier Bisingi est une gorge profonde, entourée de presque tous côtés par des montagnes géantes. Les plus grands sommets du Caucase après l'Elbrouz sont concentrés autour de ce glacier ; quatre d'entre eux s'élèvent au-dessus de Kazbek. Du côté sud, cette gorge est fermée par la chaîne principale avec les sommets de Shkhara à 17 038 pieds, Dzhanga-tau à 16 657 pieds et Katyn-tau à 16 296 pieds, du sud-est - par la crête sur laquelle s'élève Dykh. -tau (17 096 pieds) et Koshtan-tau (16 925 pieds), et du nord-ouest - la crête Kargashili-tau, également très haute et couverte de neiges éternelles.
En termes de beauté et de grandeur formidable, il n'y a pas de gorge semblable à celle-ci dans le Caucase. Grove et ses compagnons, qui ont parcouru la Suisse de long en large, ont déclaré qu'ils n'avaient jamais rien vu dans les Alpes qui puisse se comparer à cet endroit dans la beauté et la grandeur des immenses montagnes, ainsi que dans la nature sauvage tout à fait particulière de la vallée.
En Balkarie, qui est située dans la partie supérieure du soi-disant Balkar Cherek, il y a deux glaciers très remarquables, à savoir : le glacier Dykh-su Et Agshtan. Le premier d’entre eux n’est pas très inférieur en taille à Bizinga. Il se trouve dans une gorge inhabituellement sauvage, étroite et rocheuse, qui ne peut être parcourue qu'avec difficulté à pied. Il est si exigu et rude non seulement près du glacier, mais aussi dans sa partie la plus basse. En traversant cette gorge, la vue sur le glacier s'ouvre à un moment où il reste deux milles devant lui. Son extrémité apparaît alors comme une corniche grise très haute, abrupte, entièrement recouverte de pierres et de gravats. À cet endroit, le glacier est assez étroit, large d'environ 300 marches, mais plus on monte, plus il devient large. A une verste de son extrémité inférieure, elle est égale à 400 toises, et à une distance d'un peu plus de deux verstes elle atteint 500 toises. Dans certains endroits, cela dépasse même un mile. La longueur du glacier Dykh-su est très importante et n'est pas très inférieure à la longueur de Bizinga. La partie principale du glacier, représentant un courant de glace continu et légèrement sinueux, s'étend sur 9 milles ; mais au-dessus, des champs de glaciers s'étendent encore, plus ou moins séparés les uns des autres, sur plusieurs kilomètres. Si nous prenons le sommet de Shkhara comme début du glacier, alors sa longueur, avec les champs de névés, sera d'au moins 14 milles. Il s'étend parallèlement à la crête principale, presque droit d'est en ouest, ne faisant que, comme indiqué ci-dessus, de petits zigzags ; et cela commence dans cet angle aigu formé par la crête principale et son éperon, où s'élèvent Dykh-Tau et Koshtan-Tau. Elle se trouve donc à côté de Bizingi, mais de l'autre côté de l'éperon que nous venons de mentionner. Les parties supérieures de ces glaciers convergent presque, et les neiges de Shkhara, qui représente la jonction où se croisent la crête principale et l'éperon mentionné, alimentent à la fois l'un et l'autre glacier. Cela commence par plusieurs champs de neige et de glace qui s'étendent sur plusieurs kilomètres et présentent soit des pentes plus ou moins douces, soit les plus terribles abîmes, corniches, murs et falaises de glace. L'un de ces champs, en direction du nord, s'étend presque jusqu'au sommet du Dykh-tau, c'est-à-dire en comptant selon la projection horizontale, 7 verstes, en réalité beaucoup plus ; Quant à celles qui descendent du sommet de Shkhara, elles occupent un espace de six milles de longueur et de largeur. Sur la droite, c'est-à-dire du côté sud, ce glacier est rejoint par deux autres glaciers latéraux. L'un d'eux, Ailama, descend des immenses champs de neige de la chaîne principale. Sa largeur moyenne est d'un peu plus d'un demi-mile.
La surface de Dykh-su présente un aspect aussi sauvage et rude que peu de glaciers : d'énormes monticules de glace y dépassent, ou de terribles abîmes y béent. Ils sont surtout nombreux à proximité des moraines latérales. La moitié gauche du glacier, depuis son extrémité inférieure jusqu'à la moitié de sa longueur, est presque entièrement jonchée de tas de pierres et de gravats. On en trouve d'énormes monticules à certains endroits dans d'autres parties du glacier ; en général, son côté droit est beaucoup plus propre et le milieu est presque entièrement propre. Tout ce qui précède s’applique à la moitié inférieure du glacier ; Quant au sommet, il n'y a presque pas de pierres ni de décombres dessus, et il représente une bande blanche de glace d'un mille de large, et dans la partie supérieure même d'environ deux et cinq milles de long.
Glacier Dykh-su Il est bien supérieur à Bizingi par son inaccessibilité et son apparence austère, mais lui est inférieur en termes de beauté. Il n'y a pas de lacs, de tables ou de monticules de sable aussi beaux qu'à Bizingi. Ses moraines sont également beaucoup plus petites, ce qui doit cependant être entièrement attribué à la raideur des pentes de la gorge, sur lesquelles elles ne peuvent pas rester longtemps.
Glacier Aghshtan appartient aux très grands et aux plus beaux. Sa longueur sans champs de névés est d'environ 5 verstes, avec les champs, si l'on considère le mont Sharivtsik comme leur début, 8 verstes et un peu plus, exactement 9 verstes, si l'on prend le bord de cet immense champ de neige qui s'étend à l'ouest de la partie supérieure comme début du glacier glacier. Sa largeur est également remarquable. Tout en bas, elle est petite, mais à un mille de distance elle est égale à 300 toises, et un peu plus haut elle atteint déjà un mille et le dépasse bientôt. Encore plus haut, le glacier ne se rétrécit nulle part, mais s'étend progressivement de plus en plus ; dans la partie médiane, sa largeur est de deux verstes et dans la partie supérieure - environ trois, mais ici, elle se transforme peu à peu en d'immenses champs de neige, occupant plus de 20 mètres carrés avec le glacier. verste.
Les moraines d'Agshtan sont relativement petites. Sur le côté droit, exactement là où le glacier jouxte directement les falaises abruptes, il n'y en a presque pas ; au-dessus de cet endroit, les pentes de la gorge deviennent plus plates et moins rocheuses, ici les moraines deviennent assez grandes, puis deviennent à nouveau beaucoup plus petites. Sur le côté gauche, ils ne sont situés que dans la partie inférieure du glacier, tandis que la partie supérieure, presque partout sans limites nettes, se transforme en immenses champs de neige qui alimentent le glacier.
Agshtan surpasse probablement tous les glaciers du Caucase en termes de pureté de glace. Il n'y a presque pas de pierres ni de décombres sur sa surface, de sorte que la vue sur le glacier depuis les hautes falaises qui l'entourent est inhabituellement pittoresque. Ce glacier est encore plus beau et original vu d'en bas, du fond de la vallée de l'Ak-su. J'ai déjà dit dans mes articles sur la Balkarie que les hautes colonnes de glace pointues, vert-bleu, qui s'entassent sur le rebord abrupt de cet énorme rocher sur lequel se termine ce glacier, ont un aspect si inhabituel et original qu'une personne qui a vu peu de glaciers ne les accepteront jamais comme glace
Glacier Shtulu, sinon Karasu, ou Gezevtsik, également situé en Balkarie, fait partie des plus intéressants. Il descend plus ou moins profondément dans la vallée et doit donc être classé parmi les glaciers de 1ère catégorie, mais par sa taille il occupe une place moyenne. La partie inférieure est assez étroite, environ un demi-mile, mais plus nous montons, plus le champ de glace qui nous entoure deviendra de plus en plus large. Ainsi, déjà sur la moitié de la longueur du glacier, sa largeur n'est pas inférieure à un mille, et dans la partie la plus haute elle est même plus ; la longueur de l'ensemble du glacier s'étend de trois à quatre milles.
Sa partie inférieure est presque entièrement recouverte d'amas de pierres et de gravats, sous lesquels de la glace est cependant visible en de nombreux endroits ; un peu plus haut, des pierres et des décombres recouvrent la surface du glacier de manière moins uniforme, mais forment cinq crêtes longitudinales plus ou moins distinctes, c'est-à-dire des moraines. Cette dernière circonstance indique que le glacier Shtulu s'est formé à partir de quatre coulées plus ou moins indépendantes. En effet, en levant la tête, on voit que du côté gauche une branche étroite mais assez longue rejoint la partie basse du glacier ; de l'endroit où il se connecte à la partie principale du glacier, s'étend une grande moraine, recouvrant le côté gauche du glacier de décombres. C'est la plus grande des moraines médiales. Les trois branches restantes du glacier se rejoignent beaucoup plus haut, précisément au début des champs de sapins, et sont séparées les unes des autres par deux crêtes rocheuses basses, ne dépassant que légèrement de la neige ou de la glace. De chacune de ces crêtes, une petite moraine s'étend le long du glacier. Ainsi, trois moraines médianes sont obtenues ; avec les deux marginales, elles forment les cinq moraines déjà mentionnées. Une grotte de glace très intéressante se trouve à l'endroit où la rivière Kara-su coule sous ce glacier. Il est très beau et si grand qu'on pourrait y installer une maison décente à deux étages.
Le glacier Shtulu est très accessible et deux routes le traversent : l'une de Balkarie au cours supérieur de Rion, l'autre à Svaneti.
Parmi les glaciers de Digoria, Karagom et Tana sont très remarquables ; De plus, Bartu et le glacier Urukha méritent l'attention.
Concernant la taille du glacier Ouroukhski, ou Récoltes, comme l'appellent les Digoriens, on peut dire la même chose que de Shtulu. C'est un glacier de 1ère catégorie, mais de taille moyenne. A l'exception de la partie la plus basse, dont la pente atteint jusqu'à 30°, elle est très plate. À la première corniche abrupte succède une partie assez plate, avec une pente de seulement 19°, et même plus, c'est-à-dire que dans les parties médiane et supérieure, la surface du glacier, à l'œil, semble presque horizontale et présente une pente de seulement 7°. La surface propre avec un dénivelé si insignifiant et l'absence de fissures permettent de longer ce glacier comme s'il s'agissait d'un boulevard.
À l'extrémité supérieure, Harves est divisé en quatre courts champs de glaciers, recouverts de neige et totalement dépourvus de moraines. Le nord de ces champs est le plus long et représente une série presque continue de fissures, de trous et d'abîmes ; les autres ont une surface propre et lisse ; La longueur totale de ce glacier est d'environ quatre miles avec une largeur moyenne d'environ un demi-mile. Il se termine, selon l'académicien Abikh, à une altitude de 8 500 pieds. Ses moraines n'ont rien de spécial.
Tana appartient aux plus grands glaciers du Caucase et est situé dans le cours supérieur de la rivière Tana, qui se jette dans Urukh. Tana est formée de trois glaciers distincts, de taille assez grande. À cet égard, il diffère de la plupart des glaciers du Caucase, qui représentent un courant de glace continu qui, s'il est divisé en branches, ne se trouve que dans la partie supérieure, bordant directement le névé. Ainsi, dans sa forme, il ressemble à Azau et Shtula, mais les surpasse en taille.
La branche droite de Tana est assez longue, mais peu large, surtout dans sa partie inférieure. Il forme un coude en forme d'arc de grand rayon, et ce n'est qu'en bas, là où il se confond avec la branche principale, qu'il présente une surface plus ou moins plane ; ses parties médiane et supérieure sont constituées d'innombrables colonnes de glace, créneaux et pyramides, séparés par de profonds gouffres.
La branche médiane est beaucoup plus large que la précédente, mais probablement plus courte. Il représente un champ glaciaire très vaste, traversé sur la majeure partie de sa longueur par de nombreuses fissures.
Quant à la branche gauche, elle a également une longueur et une largeur très importantes, et depuis son tout début jusqu'à sa fusion avec la branche médiane elle représente un système continu de dents, fissures, trous, abîmes et cascades de glace. Les deux dernières branches sont totalement dépourvues de moraines. Il n’y en a quasiment pas sur la branche droite. Par conséquent, cette partie du Tana, formée par la fusion de branches, n'a presque pas de moraines centrales.
De l'endroit où les branches se connectent les unes aux autres, s'étend un immense champ de glacier. A noter que les deux dernières branches sont bien visibles de loin, à plusieurs kilomètres du glacier ; la branche droite et la partie inférieure ne sont visibles qu'en arrivant au glacier lui-même. Cette partie inférieure s'étend sur plusieurs kilomètres de longueur et mesure environ un mile de largeur. Son extrémité est une corniche très raide (de 30 à 40°), jonchée d'immenses masses de pierres ; elle est suivie d'une partie plus plate, qui présente une inclinaison d'environ 10° et est également recouverte de pierres et de moellons ; enfin, encore plus haut, jusqu'à la division du glacier en branches, s'étend une banquise plate à la surface propre, plane et lisse.
On a déjà dit que la multitude de fronts de bélier sur les pentes entourant ce glacier montre qu'il atteignait autrefois une taille beaucoup plus grande.
Glacier Bartoo est situé non loin de Karagom, mais un peu à l'ouest de celui-ci. La partie inférieure de Bartu forme une langue de glace étroite, d'environ 100 brasses de large et 0,2 verste de long ; au-delà de cette partie étroite, le glacier commence à s'étendre rapidement et, dans la partie supérieure, sa largeur atteint un mile ; La longueur de Bartu avec les champs de sapins est d'environ cinq milles. Sa partie inférieure est assez plate, la partie médiane représente une corniche où le glacier se courbe et forme de nombreuses fissures transversales ; elle est suivie à nouveau d'une partie plus aplatie, mais également entrecoupée de fissures. Plus haut encore, il se divise en deux branches plus ou moins importantes et deux branches beaucoup plus petites. A partir de la jonction des deux branches principales, une petite moraine médiane s'étend le long du glacier. La plus grande - la branche ouest - mesure environ trois kilomètres de long.
Karagom appartient au plus remarquable des glaciers du Caucase. Il descend en dessous de tous les glaciers du Caucase, précisément jusqu'à 5702 m. au dessus du niveau de la mer. C'est le seul glacier de tout le Caucase qui descend en dessous de 6 000 pieds. La longueur de Karagom, si l'on prend comme point de départ le champ de neige descendant du versant ouest de l'Adai-Khokh, est égale à 14 verstes en projection horizontale, mais en réalité elle est beaucoup plus longue. Par conséquent, à cet égard, il est le deuxième derrière Bizingi et à peu près égal au glacier Dykh-su. Freshfield affirme que de tous les glaciers de Suisse, seul l'Aletsch est plus grand que le Karatom. E. Favre partage apparemment cette opinion. La partie inférieure de Karagom, sur une superficie de plusieurs kilomètres, est entourée de pentes couvertes de denses forêts de bouleaux et de pins et se trouve à seulement 8 kilomètres des zones résidentielles, notamment du village de Noakau. Près de l'extrémité inférieure, Karagom est assez étroit. Selon Favre, à cet endroit sa largeur est d'environ 460 m, mais en réalité elle est légèrement inférieure. A un mille de l'extrémité, sa largeur est d'environ 300 brasses. Au sommet, la largeur du glacier atteint 1,5 verste, et ici il se transforme progressivement en plusieurs champs de neige, séparés les uns des autres par des crêtes rocheuses proéminentes. Il n'y a pas de moraines médianes sur Karagom, mais les moraines marginales sont très grandes. La moraine droite est particulièrement belle, constituée de pierre concassée blanche et en forme de puits, haute de 60 toises, bordant un glacier bleuâtre. La moraine gauche est également très haute, mais de couleur sombre.
Sur Karagom, vous pourrez admirer la couleur inhabituellement délicate et la pureté de la glace. Nulle part dans le Caucase je n'ai vu d'aussi belles fissures et de glace aussi transparente qu'ici. La partie la plus basse du glacier, effilée en forme de coin, a une surface assez plate ; elle est suivie d'une partie traversée de nombreuses fissures transversales, puis de nouveau plus régulière et plus douce, et enfin d'un labyrinthe sans fin d'abîmes qui s'étendent continuellement à travers la majeure partie du glacier et tous les champs de névés jusqu'aux sommets de la crête. Sur environ la moitié de la longueur de ce glacier, deux branches latérales le jouxtent.
L'extrémité inférieure de Karagom forme un renfoncement profond avec une grotte de glace au milieu. La rivière Karagom jaillit de cette grotte avec un bruit assourdissant.
Dans le cours supérieur de la rivière mentionnée, il y a aussi un glacier assez grand. Les locaux l'appellent Fastak-chete. Il se situe entre Bartu et Karagom. Ce glacier a 4 verstes de long et une largeur assez importante. La route de Digoria au district Rachinsky de la province de Kutaisi la traverse. Il se termine très superficiellement et imperceptiblement, puisque sa partie inférieure est entièrement jonchée de pierres et de gravats. Trois branches latérales sont attachées à la partie principale du Fastak-chete : une du côté droit et deux du côté gauche. La rivière qui coule sous ce glacier rencontre ensuite la glace du Karagom sur son chemin et, après avoir traversé un tunnel, passe sous la glace.
Adai-Khokh, qui représente la jonction où se croisent les chaînes du Caucase principal et latéral, est riche en glaciers. Ils en descendent vers le côté nord Skatycomsky Ouest Et Skatycomsky Est glaciers de taille très importante, et à l'est - très grands Glacier Tseysky. De plus, de nombreux glaciers plus petits descendent de l'Adai-khokh et de ses contreforts.
Le plus remarquable de tous ces glaciers est le Tseysky, décrit en détail par M. Dechy. Après Karagom et Tetnuld, il descend au-dessous de tous les glaciers du Caucase, précisément jusqu'à 2 000 mètres, et a une valeur très significative. Sa longueur avec les champs de sapins est de 7 verstes ; au fond, il est assez étroit, puis il s'élargit sensiblement et atteint bientôt un mille de largeur ; plus loin, à une altitude de 2511 m, les parois de la vallée dans laquelle il se déplace se rapprochent les unes des autres, à travers lesquelles le glacier se rétrécit à nouveau sensiblement. De plus, la gorge forme ici un seuil, à la suite duquel toute la masse du glacier se transforme en tout un labyrinthe de fissures, de dents de glace et de pyramides. Derrière cet endroit s'étend encore une partie assez plate du glacier, large d'environ deux milles, puis une deuxième cascade de glace, et peu après une troisième, traversant le glacier dans toute sa largeur et présentant un chaos inimaginable. Derrière lui commencent les champs de sapins qui alimentent le glacier. Ils sont séparés le long de plusieurs crêtes rocheuses dépassant de la neige et de la glace. Au-dessus de ces champs, qui constituent le début du glacier, s'élèvent des rochers encore hauts et sauvages, dont les sommets sont également couverts de neige et de glace. À plusieurs endroits, des glaciers de névés y sont suspendus, se dirigeant vers le principal - Tseysky. Encore plus loin derrière ces rochers s'élève un pic élancé et élevé, fourchu au sommet. C'est le sommet de l'Adai-khokha.
Le glacier Tsey est d'une beauté inhabituelle, comme en témoigne une photographie prise par M. Dechy et jointe à son article du Journal Alpin de 1885. J'ai visité ce glacier en 1878. A cette époque, d'immenses tas de pierres s'entassaient légèrement en dessous de son bout et décombres qui constituaient les moraines terminales ; le glacier était alors en période de déclin. Cela se terminait par un rebord plutôt raide, au milieu duquel se trouvait une immense et inhabituellement belle grotte de glace avec des arches sinueuses, constituées d'une belle glace bleu-vert et hautes de plusieurs brasses. Il était clairement visible même à 16 kilomètres du glacier d'un petit village situé dans la vallée de Tsey.
Au sud de Tseysky, un autre glacier de taille moyenne descend jusqu'à la vallée de Tsey. Elle n'atteint pas la vallée de Tsey et se termine sur une pente raide. Deshi l'appelle le glacier Rekom, car la rivière qui coule en dessous se jette dans Tseya en face de la célèbre maison de prière Rekom. La position des anciennes moraines de ce glacier montre qu'il descendait autrefois beaucoup plus bas et communiquait avec Tseysky. Sa largeur en bas, selon Deshi, est d'environ 300 m et, légèrement plus haut, elle atteint un demi-kilomètre.
Huit glaciers plus ou moins importants du Kazbek ont déjà été mentionnés. Parmi ceux-ci, le plus célèbre, mais pas du tout pour sa taille, est le glacier Devdoraki. Il provient d'un vaste champ de neige d'environ trois kilomètres de large situé au nord du sommet de Kazbek et à une altitude de 12 500 pieds. au dessus du niveau de la mer.
Le glacier est constitué de trois branches qui ont un début commun et sont séparées les unes des autres par des crêtes rocheuses dépassant de la neige. La plus grande des branches se trouve au nord des autres, sa largeur moyenne est de 150 brasses et sa longueur est d'environ un mille ; les suivantes sont plus étroites et plus courtes, et la troisième est comparativement très petite. En plus de ces branches principales, qui commencent dans la zone des neiges éternelles et sont constituées de glace plus ou moins pure, le glacier est rejoint par quatre branches qui commencent sur le versant droit des gorges de Devdoraki. Ils sont beaucoup plus petits que les précédents, sont constitués de neige et se forment à partir d'avalanches qui dévalent les pentes des gorges de Devdoraki en hiver. Parfois (par exemple en 1886 et 1887), certains d'entre eux n'atteignaient même pas le glacier. À proprement parler, elles ne peuvent pas être considérées comme ses succursales.
À partir des trois branches mentionnées précédemment, une partie principale est formée, qui s'étend presque directement d'ouest en est le long des gorges de Devdoraki. Sa plus grande largeur est de 180 toises, la plus petite à son extrémité est de 88 toises ; L'épaisseur de la glace à l'extrémité du glacier est également de 30 toises, et la longueur de toute cette partie est de plus de 800 toises, en comptant selon la projection horizontale, mais en réalité c'est bien plus. À cette distance de l'extrémité inférieure, le glacier se divise en deux branches supérieures et tourne selon un angle obtus vers le sud-ouest. La longueur totale du glacier sans champs de neige sera donc de 3 verstes. D'ici, vous pouvez voir à quel point il est petit en comparaison avec Bizingi, Karagom et bien d'autres glaciers du Caucase.
Les moraines du glacier sont principalement constituées de trachyte noir et d'ardoise foncée ; de plus, on y trouve souvent de belles brèches siliceuses de couleur verdâtre ; des morceaux de quartz, divers schistes cristallins, etc.
Surface Glacier Devdoraki terriblement cool. Dans l’espace des deux derniers milles, il y a une chute de 800 livres. un mile, soit presque 23°, et dans ses parties supérieures elle devient encore plus raide, atteignant 50°, et en un endroit une valeur encore plus grande. En raison d'une telle inclinaison, ce glacier est classé par certains chercheurs, comme Abikh, Khatisyan, comme glacier de 2ème catégorie, tandis que d'autres (Statkovsky, Favre), compte tenu du fait qu'il ne s'accroche pas à flanc de montagne, mais se trouve dans la gorge profonde, le classer en 1ère catégorie.
Ce glacier se termine, selon G.S. Khatisyan, à une altitude de 7 580 pieds. au-dessus du niveau de la mer et à huit kilomètres de la route militaire géorgienne.
Toute la partie inférieure du glacier est entièrement cachée sous des tas de pierres et de gravats, et la glace n'est visible ici que sur les pentes les plus raides, où ni les pierres ni les gravats ne peuvent retenir. Sa surface ressemble à une série de vagues aux crêtes arrondies, et entre elles de nombreux ruisseaux rapides coulent dans des fossés profonds avec des murs de glace.
La partie la plus basse du glacier se termine par une langue assez longue, étroite et terriblement raide. Des pierres en tombent constamment, il est donc dangereux de s'approcher de sa base. Un peu plus haut, le glacier est plus ou moins accessible, et ici on peut assez facilement passer d'un côté à l'autre ; Quant aux parties médiane et supérieure, elles sont totalement infranchissables et représentent un labyrinthe sans fin d'abîmes, de trous et de fissures. À cet endroit se trouvent des cascades de glace continues où il est impossible de faire un seul pas.
La rivière Devdoraki, ou Amilishka, qui coule de ce glacier, se précipite à une vitesse terrible dans des berges profondes et escarpées. Sa taille est si importante qu'il est assez difficile de le franchir à gué. Il ne transporte pas d'eau, mais une sorte de boue, et lorsqu'il se jette dans le Terek, cela le rend terriblement boueux. L'eau de Devdoraki acquiert cette propriété du fait que le glacier, au cours de son mouvement, emporte des tas entiers de trachyte noir et d'ardoise sombre, les écrase et les broie en poudre, et de la même manière raye et polit le fond et les pentes de son lit, constitué principalement de trachyta noir, et le sable, les pierres concassées et la saleté qui en résultent pénètrent dans l'eau et la rendent trouble, opaque et sale.
À environ deux verstes de l'extrémité inférieure du glacier, une rivière se jette dans Amilishka. Chach découlant de Glacier Chachuya, situé au nord de Devdoraki. La rivière Kabakha, issue de la confluence des deux rivières mentionnées, coule sur une distance d'un peu plus de 4 kilomètres et se jette finalement dans le Terek. Sa gorge est également très profonde, rocheuse et plus ou moins sinueuse ; La raideur de ses pentes atteint par endroits 70° voire plus. La rivière elle-même a un dénivelé moyen de 9° (avant le confluent avec le Terek elle est de 7,3° et jusqu'à 14°). A une distance de 1,350 toises, cette gorge présente un dénivelé de 250 toises. Cela témoigne de la manière la plus éloquente de ce que devrait être le cours d'Amilishka et de Kabakha.
Au début des années 60, les habitants locaux affirmaient à l'unanimité qu'il y a dix ans, ce glacier descendait beaucoup plus bas et était beaucoup plus large et plus haut. Le témoignage des alpinistes a été pleinement confirmé à cette époque, note G.S. Khatisyan, par la position des moraines encore fraîches qui s'étendaient à 10 brasses au-dessus de la surface du glacier. Aucune trace de moraine terminale n'a pu être trouvée à cette époque et, bien sûr, uniquement parce qu’ils ne pouvaient pas survivre longtemps dans une gorge aussi escarpée et étroite. Quant à ces immenses dépôts morainiques qui se trouvent à l'extrême extrémité de la vallée de Kabakha et s'élèvent au-dessus du niveau du Terek avec une paroi abrupte de près de 50 brasses de hauteur, ils appartiennent à des formations d'époques lointaines, c'est-à-dire à l'époque de la période glaciaire.
Il n'est guère nécessaire de parler en détail des décombres du glacier Devdoraki dans cet article, puisque beaucoup de choses ont déjà été écrites sur ce sujet ; de la même manière, il ne serait possible d'analyser de manière critique tout ce matériel que dans un article spécifiquement consacré au glacier Devdoraki et à ses décombres. Pour ceux qui ne connaissent pas du tout ce terrible phénomène, j'en parlerai dans les termes les plus généraux.
Les plus grands blocages eurent lieu dans les années suivantes : en 1776, 1785, 1808, 1817 et 1832. De plus, en 1842 et 1855. Il y avait deux blocages plus petits qui n’atteignaient pas la route militaire géorgienne.
L'effondrement du 18 juin 1776 fut très important et bloqua le Terek pendant trois jours, puis, lorsqu'il brisa le barrage de glace, de nombreux villages furent inondés d'eau, même ceux qui se trouvaient à une altitude de 250 pieds. inondation. au-dessus du niveau Terek.
Le 20 juin 1808, un énorme blocage tomba également dans la vallée du Terek et la bloqua pendant deux heures entières. Après cela, "une forte poussée d'eau, érodant progressivement cette masse glacée, ouvrit la voie à son passage et la déchira donc, et le Terek coula le long de la gorge en vagues terribles". Ce blocage était probablement plus petit que le précédent, puisqu'il n'a bloqué le Terek que pendant deux heures.
Presque aucune information n'a été conservée sur l'effondrement de 1817. Cela s'est produit en octobre, sa hauteur a atteint 50 toises et le débit du Terek a été arrêté pendant près d'une journée.
Il existe beaucoup plus d’informations sur l’effondrement de 1832, qui ne permettent cependant pas de se faire une idée précise de celui-ci. Il est tombé à 4 heures du matin le 13 août et a bloqué le Terek entre Gulety et le poste de Daryal sur plus de trois kilomètres, arrêtant également son débit pendant 8 heures et interrompant complètement la communication le long de la route militaire géorgienne. La masse de glace tombée sur la route avait plus de 40 brasses de hauteur et la même largeur, ce qui, avec une longueur de 2 verstes, représentait un volume de plus de 16 millions de mètres cubes. brasses. Cependant, cela n'épuise pas toute la masse de glace tombée de la montagne, puisqu'une partie importante de celle-ci devrait, sans aucun doute, s'attarder dans les gorges rocheuses et sinueuses de Devdoraki. La glace, frappant avec force la rive droite rocheuse du Terek, est devenue si compacte que lors de la construction de la route, elle a dû être déchirée en de nombreux endroits avec de la poudre à canon. Sur la route, il fondit complètement seulement deux ans plus tard, précisément en août 1834, mais il resta longtemps couché sur le côté. Dubois de Montpère, qui conduisait ici en 1834, a vu des deux côtés de la route de puissants murs de glace mêlés de pierres et de pavés qui, à mesure que la glace fondait, tombaient sur la route et pouvaient facilement tuer et écraser le passant. Ces décombres ont complètement fondu cinq ans seulement après leur chute.
En 1842, il y eut un nouveau blocage. Les résidents locaux ont prévenu de son approche dès le mois d'août. Fin novembre, la glace avait déjà atteint l'endroit d'où s'étaient détachés les décombres des temps précédents. L'eau de la rivière qui coulait sous le glacier devenait très boueuse et s'arrêtait souvent de couler ; le bruit et le crépitement de la glace se faisaient entendre presque continuellement, et les chasseurs ne pouvaient pas traverser les endroits où ils s'étaient promenés auparavant ; Le 28 novembre, la glace avait déjà dépassé la partie de la gorge d'où elle était tombée plus tôt et s'était arrêtée à quatre milles de la route militaire géorgienne. Les habitants furent surpris de son arrêt, ce qui n'était jamais arrivé auparavant, ils l'attribuèrent à la peste, mais ils s'attendaient à un blocage d'heure en heure ; Par conséquent, ils ont chassé leur bétail de la gorge et ne sont pas passés eux-mêmes par les endroits où le blocage était censé se produire. La glace a continué à se fissurer et des bruits semblables à des coups de canon ont été entendus en continu. La taille de la partie déplacée de la glace était, selon les habitants, deux fois plus grande qu'en 1832. Fin décembre, le blocage s'est considérablement avancé et la partie qui s'en détachait a endigué la rivière, en raison de lequel se formait un lac entre cette partie et le blocage lui-même, d'où coulait de l'eau avec les côtés et le dessus de la glace. Winter a découvert le blocage à cet endroit et les habitants étaient convaincus qu'il ne serait déplacé qu'au printemps.
Dans la Recueil d'informations sur les décombres, nous trouvons un certain nombre de rapports pour juin et juillet 1843, qui indiquent qu'aucun changement visible ne se produit dans ces décombres. Ce qui suit est une série de rapports de contenu similaire, couvrant la période de février au 6 août 1844. De l'heure indiquée au 30 octobre, presque aucun changement ne s'est produit dans les décombres. Ceci met fin à nos informations sur lui. Sans aucun doute, il s’y est progressivement fondu.
En 1855, presque la même histoire se répète. Les habitants de Gulet ont averti que le moment du blocage approchait et que bientôt la glace a dévalé la gorge sur 50 brasses ; le 11 juillet, le barrage était descendu de 320 brasses. Un certain nombre de rapports montraient que le blocage n'avait progressé que le 19 octobre 1855. Il a probablement fondu au même endroit.
On ne sait toujours pas quelle est la véritable raison de la chute du glacier Devdoraki ; mais il existe plusieurs hypothèses plus ou moins probables pour expliquer ce phénomène remarquable. Selon M. Khatisyan, la principale raison de l'effondrement est une forte augmentation temporaire de la taille du glacier en longueur, en largeur et en épaisseur ; Selon M. Statkovsky, le rôle principal est joué ici par l'eau qui s'accumule quelque part dans la gorge en raison de son blocage par la glace.
Selon E. Favre, l'hypothèse de M. Khatisyan est indirectement confirmée par des phénomènes similaires qui se sont produits plus d'une fois au Tyrol avec le glacier Rofen-Vernagt, qui ressemble étonnamment au glacier Devdoraki. Ce glacier s'agrandit considérablement de temps en temps et produit de grandes dévastations, les unes après les autres en 70 à 80 ans. En 1667, Rofen-Vernagt, dit Favre, avança de 1 200 m (presque 4 000 pieds) en 90 jours, et ajoute en même temps que l'augmentation du glacier Devdoraki peut aussi être indépendante de l'augmentation ou de la diminution du glacier. glaciers qui l'entourent, comme cela s'est produit à Rofen-Vernagt, et qu'une si forte augmentation du glacier n'est pas nécessaire pour provoquer l'effondrement de Kazbek. Enfin, du fait que les alpinistes ont constaté une forte augmentation du glacier quelques semaines seulement avant l'effondrement, il faut, selon E. Favre, supposer que cela s'est produit extrêmement rapidement.
La formation du blocage, selon M. Khatisyan, est également facilitée par la circonstance suivante. Dans les années où le glacier augmente sensiblement en taille, il appuie fortement contre les roches qui composent sa rive gauche, s'élève et se déplace ici, comme l'ont montré les mesures, beaucoup plus rapidement que sur le côté droit. Rencontrant un obstacle insurmontable provenant des rochers mentionnés, il tourne vers la droite et ici, sans rien retenir, s'effondre.
Le fait que le glacier Devdoraki augmente parfois de manière assez significative ressort des faits suivants : de 1873 à août 1875, son extrémité a avancé de 23 brasses, et en mai 1876 de 7 brasses supplémentaires ; en même temps, sa largeur et son épaisseur ont augmenté. Son allongement par rapport à 1864 était égal à 118 toises. D'octobre 1876 à avril 1877, il avança encore de 11 brasses.
L'essence d'une autre hypothèse est la suivante : « Imaginons », dit M. Statkovsky, « qu'une série de plusieurs années de ce type puisse se produire au cours de laquelle, pour quelque raison météorologique que ce soit, la pointe du glacier a commencé à avancer constamment ; il est facile de prévoir que le glacier, rencontrant un obstacle à son avancement, se brisera ; à partir de ces fragments, en raison de la propriété de la glace, fusionnant rapidement les uns avec les autres, se forme un barrage de glace continu qui, ayant atteint une hauteur considérable et bloquant le passage de la rivière Amilishka, forme un lac. Ce lac, qui s'agrandit de plus en plus, finira par faire éclater le barrage sous la pression de ses eaux, et alors toute la masse d'eau accumulée, ainsi que les fragments du barrage et une partie de la pointe du glacier soulevée par l'eau, se précipiteront en bas du ravin. Cette masse, se déplaçant avec une vitesse incroyable le long d'un ravin étroit et sinueux, déchirera ses berges constituées sur toute sa longueur, notamment sur son côté droit, d'anciennes moraines, et ainsi le Terek sera endigué à l'embouchure du Devdoraki. gorge avec une masse de pierres, de boue et de glace, comme elle l'était en 1832."
Selon M. Statkovsky, un désastre doit se produire chaque fois que le glacier atteint la partie de la rue où il se rétrécit considérablement, grâce à un cap en saillie, et ne peut enjamber cet endroit rétréci.
"Ainsi", dit M. Statkovsky, "le blocage n'est rien de plus qu'un énorme ravin, appelé dans les provinces tatares de Transcaucasie - coulée de boue, et dans les Alpes - Nant sauvage".
Ailleurs, le même auteur affirme que le blocage par la glace de pierre de Kazbek ne peut pas provenir d'une rupture arbitraire de glace, coupée par de profondes fissures et ne formant pas une masse continue, et que cette glace, rencontrant un obstacle au mouvement dans une petite pente et des irrégularités de Dans le lit, ainsi que dans la tortuosité et l'exiguïté des gorges de Devdoraki, ils ne peuvent recevoir de mouvement ni par gravité ni par aucune poussée venant d'en haut. Le lecteur peut prendre connaissance de plus amples détails sur cette hypothèse dans les articles de l'auteur lui-même, publiés dans la Collection d'informations sur les décombres (Notes du Département caucasien de la Société géographique. Livre 7 ; Notes du Département caucasien de la Société géographique russe Société technique. Vol.
Cette hypothèse me semble extrêmement incroyable. Le géologue suisse Favre, qui a personnellement examiné le glacier Devdoraki, a à peu près la même opinion à ce sujet. Il dit qu'il ne connaît pas un seul émissaire dans les Alpes qui soit aussi important à cet égard que le barrage de Devdoraki, et que les ravages causés par les glaciers Getroz et Rofen-Vernagt, auxquels M. Statkovsky compare le barrage de Devdoraki, ne lui ressemble pas du tout, car ils ont une origine différente. Ils se forment lorsque le glacier bloque une autre vallée située du côté de la vallée glaciaire et se connecte à celle-ci. Le barrage se produit lorsque l'extrémité du glacier descend sous la jonction des deux vallées. Favre ajoute que dans une vallée étroite et profonde, qui ne peut être fermée par un glacier venant d'une vallée latérale voisine, l'écoulement de l'eau ne peut pas être autorisé à être arrêté. En effet, on ne peut qu’être d’accord avec cela. Favre ne permet pas non plus que la rivière soit endiguée par des avalanches tombant des pentes latérales de la gorge.
Dans la climatologie du Caucase, M. Statkovsky parle de manière quelque peu différente de la cause des décombres. Voici ses mots : « Le blocage se produit parce que le glacier, s'approchant de l'étroit couloir de la rivière Amilishki, rencontre un obstacle à sa propagation, escalade la montagne, forme une montagne de glace atteignant 100 brasses de haut, qui ferme la source à les eaux provenant à la fois de la fonte et de la pluie, jusqu'à ce que finalement ce barrage se brise, et alors cette masse de glace et d'eau se précipite avec une vitesse extraordinaire le long de la gorge abrupte du ruisseau, brisant ses rochers et atteignant le Terek, qui a une direction perpendiculaire, arrête la rivière avec de la glace, des pierres et de la terre.
Cette hypothèse, beaucoup plus probable, est très proche de l'explication des causes de l'effondrement proposée par E. Favre.
La véritable cause des blocages serait facile à découvrir si l’on disposait d’informations précises sur les phénomènes qui ont précédé les blocages et les ont accompagnés ; en fait, ni de la collecte d'informations ni d'autres sources, nous n'apprenons rien de tel, mais nous lisons souvent que les autorités de la route militaire géorgienne, face au danger attendu, envoient soit les Gulets Tsogol, soit d'autres alpinistes pour inspecter le glacier, mais n'osez pas y aller. L'exception concerne seulement 2-3 cas où le glacier, bien que de loin, a été inspecté par les autorités le long de la route. Pour cette raison, nous ne savons pas exactement, même la chose la plus importante, quelle partie du glacier se brise, c'est-à-dire que nous ne savons pas avec certitude si seule son extrémité inférieure tombe, ou peut-être que la glace qui se trouve beaucoup plus haut s'effondre. . Il existe des instructions très incomplètes et confuses à ce sujet, mais on ne peut pas leur accorder une importance décisive. De la même manière, nous ne savons pas du tout à quoi ressemble la vallée du Devdoraki ou du Kabakha après l'effondrement, c'est-à-dire que nous ne savons pas à quoi ressemble le glacier à ce moment-là, s'il reste de la glace dans la vallée et s'il reste, alors combien il y en a ; nous ne savons pas si le blocage s'est déplacé le long de l'étroite brèche où coule la rivière, ou le long du côté droit, plus spacieux de la gorge, etc. En attendant, il suffirait à une personne intelligente de regarder la gorge immédiatement après le blocage pour répondre à des dizaines de questions non résolues sans suppositions, hypothèses ou hypothèses.
Les espoirs d'obtenir des informations plus ou moins précises en interrogeant les indigènes n'ont pas abouti. D'après l'article intéressant d'A. Viskovatov, qu'il est conseillé de lire à toute personne intéressée par cette question, il est clair à quel point il pouvait en apprendre peu sur les décombres des Gulets, qui vivaient à 5 ou 6 milles du glacier, et à quel point il était déroutant et contradictoires, leur témoignage était
L'académicien Abikh dit : « Si quelqu'un à Tiflis m'a posé une question, pourquoi nous, avec toutes nos commissions avec leurs cartes et plans, ne savons toujours pas si le glacier Devdoraki va tomber ou non, et s'il tombe, alors quand ? Je lui répondrais : il ne peut y avoir de récolte là où il n'y a pas eu de semailles. Si l'on disposait désormais, au cours de la période écoulée, d'une série d'observations et d'études cohérentes et comparatives, menées systématiquement et méthodiquement sur les lois d'évolution des glaciers Kazbek dans leur ensemble et notamment du glacier Devdoraki, alors la réponse à cette question ne présenterait peut-être aucune difficulté.
Selon G.S. Khatisyan, le risque de décombres n'est pas écarté. Elles peuvent facilement se répéter dès que la période de diminution des glaciers du Caucase, qui dure depuis 30 ou 40 ans, est remplacée par une période de leur augmentation. Cette opinion me paraît plus que probable. Si les blocages sont devenus moins fréquents au cours du dernier demi-siècle, cela, selon G.S. Khatisyan, devrait être attribué au fait que le glacier, au fil du temps, élargit de plus en plus son canal et qu'il ne se remplit plus aussi rapidement de glace jusqu'à un certain point. hauteur nécessaire à la formation de l'effondrement.
Bien que sur le versant sud du Caucase, la limite des neiges descende nettement plus bas que sur le versant nord, le versant sud est néanmoins généralement beaucoup plus pauvre en glaciers ; De plus, il n'y a pas un seul glacier aussi énorme que les glaciers Dykh-su, Bizingi ou Karagom. Si nous excluons le cours supérieur de l'Ingur, c'est-à-dire le Svaneti, il ne restera plus un seul grand glacier sur le versant sud ; Il y a deux glaciers de taille moyenne dans le cours supérieur du Rion, mais sur le reste du versant sud il y a des glaciers de 2ème catégorie, et seulement de petits glaciers de première catégorie. La raison de ce phénomène apparemment étrange doit être attribuée, d'une part, à la température relativement élevée du versant sud, qui accélère la fonte des glaciers, et, d'autre part, à la différence de caractère orographique des deux versants de la chaîne principale du Caucase. L'évolution des glaciers, note E. Favre, est plus influencée par la quantité de neige accumulée sur les montagnes que par la hauteur de la limite des neiges ; Par conséquent, les glaciers devraient atteindre une taille plus grande là où se trouvent de vastes bassins ou cirques remplis de neige, de vastes champs de neige et là où se trouvent les principales chaînes de montagnes. À cet égard, le versant nord du Grand Caucase est beaucoup plus favorable à la formation de glaciers que celui du sud. En fait, nulle part sur le versant sud il n'y a de gorges aussi profondes, entourées de crêtes aussi hautes, que les gorges de Dykh-su, d'Adila ou la partie supérieure des gorges de Chereka-Takho, où se trouve le glacier de Bizingi ; en outre, sur le versant sud, les vallées ou gorges très ramifiées dans leurs parties supérieures, comme les vallées de Baksan, Balkar Cherek ou Urukh, sont moins fréquentes. Les principaux sommets du Caucase, comme l'Elbrouz, le Dykh-tau, le Kazbek, recouverts d'immenses champs de neige, appartiennent également au versant nord. Pour cette raison, sur le versant sud, il n'y a nulle part des champs de neige aussi vastes et en pente douce que sur l'Elbrouz ou près de Dykh-Tau. Enfin, le versant sud est généralement beaucoup plus raide que le nord, il est donc dominé par des glaciers suspendus de qualité inférieure, et certains grands (Adysh, Tsanner), bien qu'ils descendent bas, ont encore une longueur relativement plus courte. Pour toutes ces raisons, les glaciers du versant nord descendent, comme le note E. Favre, en moyenne 1400-1600 m (4600-5250 ft.) au-dessous de la ligne des neiges et ressemblent en taille aux glaciers alpins, tandis que les glaciers du versant nord le versant sud ne se termine qu'à 800-1 000 m (2 600-3 300 pieds) de la limite des neiges.
Disons maintenant quelques mots sur les glaciers les plus importants du versant sud. Dans le cours supérieur de la Zophetura, affluent du Rion sur le côté gauche, se trouve un glacier de 1ère catégorie, descendant assez profondément dans la vallée (environ jusqu'à 6800 ou 7 mille pieds d'altitude). En comparaison avec les grands glaciers du versant nord, sa taille est seulement moyenne. Son extrémité inférieure n'est pas particulièrement abrupte et est jonchée de tas de pierres, « cachant complètement la glace en dessous. Ce glacier est formé de deux branches. Sa branche orientale, relativement longue et étroite, est très raide et, en raison des nombreuses fissures disséminées le long de sa branche. sur toute sa longueur, a un aspect extrêmement sauvage. Sa périphérie orientale, adjacente à la moraine latérale, se distingue particulièrement par ce caractère. Cette branche commence presque à la crête même de la crête. La branche occidentale est entourée de rochers très élevés et à la pointe. le fond est assez plat, à partir de la jonction des deux branches se forme un ruisseau de glace d'un mille et demi de long et dans la partie supérieure d'environ une demi-verste de large, au fond il se rétrécit considérablement à partir des deux moraines latérales des branches mentionnées. , une moraine moyenne assez grande se forme également, visible à plusieurs kilomètres du glacier, elle s'étend presque jusqu'à l'extrémité du glacier et, de plus, plus près du côté ouest de celui-ci, elle est assez plate, a un relief plus ou moins propre. surface plane et quelques fissures Ce n'est que pendant les 60 dernières brasses qu'il descend relativement abruptement. Toutes les moraines glaciaires sont principalement constituées de granit et d'ardoise. Un autre glacier similaire est situé dans le cours supérieur de la rivière Cheshura, qui se jette également dans le Rion. Il est à peu près égal en taille au précédent et fait partie avec lui des plus grands glaciers du cours supérieur du Rion.
Les glaciers de Svaneti atteignent une taille nettement plus grande. Les plus remarquables d'entre eux, selon E. Favre, sont ceux qui descendent du versant oriental de l'Adysh, puis les glaciers Kilda Et Zanner.
Tous appartiennent aux glaciers (glacier d'éculement) qui descendent progressivement dans des vallées profondes. Il faut également compter parmi eux un glacier, l'Uzhba.
Glacier Adych, ou Lerha, dit E. Favre, représente une majestueuse cascade de glace, rappelant fortement le glacier du Rhône, tandis que Tetnuld lui-même, qui alimente ce glacier, ressemble beaucoup dans son aspect majestueux au Mont Blanc. On lit la même chose dans Deshi. Depuis l'est, ce glacier est entouré d'une paroi rocheuse appartenant au mont Adysh, tandis que sur son côté ouest s'élèvent les hauteurs enneigées de Tetnuld.
Le début d'Adysh est situé sur la crête même de la crête principale et, selon Deshi, représente une cascade de glace comme on n'en trouve nulle part ailleurs dans les Alpes. La partie inférieure de l'Adysh s'étend en forme d'éventail et se termine, selon Favre, à une altitude de 2 186 m (7 170 pi), et selon Deshi, à une altitude de 7 455 pi. Sur le côté droit du glacier, près d'un versant rocheux, se trouve une grande moraine, tandis que sur le côté gauche ses amas de schiste sont recouverts d'une végétation dense.
Truiber appartient au plus remarquable des glaciers du versant sud. Au-dessous du glacier, la gorge de Mulhara est très étroite, jonchée d'immenses masses d'anciennes moraines, et une rivière coule au fond, toute recouverte d'écume ; mais là où commence le glacier, la gorge s'élargit aussitôt et lui donne une pièce spacieuse. Il se termine, selon Deshi, à une altitude de 7 mille pieds. et par sa taille ressemble fortement au plus grand des glaciers des Alpes.
Du haut de la crête principale, elle apparaît comme une majestueuse rivière glacée descendant calmement dans une gorge profonde. Sur ses flancs, sur les parties latérales des montagnes, il y a beaucoup plus de petits glaciers ; certains d'entre eux atteignent le point principal, tandis que d'autres terminent beaucoup plus haut. Au sommet, Truiber se divise en deux grandes branches ; Ses moraines forment d'énormes masses de pierres, et des deux moraines latérales des branches mentionnées, une est également de taille énorme - celle du milieu, qui se confond ensuite avec la moraine latérale gauche. Une belle vue sur ce glacier s'ouvre également depuis la crête entre les rivières Muzhal et Adysh.
Zanner, ou Tetnuld, descend du versant ouest du Tetnuld dans la vallée d'une des sources du Mulhara. Il s'agit d'un immense glacier, également formé par la connexion de deux branches latérales. Il descend nettement en dessous de la limite forestière et se termine, selon E. Favre, à une altitude de 2 014 m, ou 6 606 pieds, au-dessus du niveau de la mer et à seulement trois kilomètres du village de Dzhabeh. Auparavant, il se terminait encore plus bas, précisément à une altitude de 6 410 pieds.
Tout ce qui a été dit dans cet article peut être résumé ainsi : en termes de caractère général, les montagnes du Caucase occupent une position intermédiaire entre les montagnes de l'Asie centrale et de l'Europe centrale, la moitié orientale du Caucase se rapprochant des montagnes d'Asie, et la moitié ouest se rapprochant des montagnes d'Europe. La crête principale du Caucase est longue de 1 420 verstes et sur seulement 300 verstes environ, sa crête est recouverte de neige éternelle. À l'ouest, ils partent d'Oshten et, avec des interruptions importantes, s'étendent jusqu'au cours supérieur de Marukh ; entre ce point et Adai-khokh, elles sont presque ininterrompues sur la crête de la crête. A l'est de la route militaire géorgienne, la crête principale est dépourvue de neige sur environ 300 verstes, et encore plus à l'est, entre Begul et Baba-Dag (80 verstes de longueur), des neiges éternelles réapparaissent sur sa crête. La crête latérale, coupant la crête principale du mont Adai-Khokh, est également recouverte de neige éternelle sur une superficie de 273 verstes ; les plus grandes masses s'accumulent sur les crêtes de Svaneti, Pirikitel et Bogos et sur le groupe Shah-Dag. Dans le Petit Caucase, seuls Ararat et Alagyoz sont recouverts de masses de neige importantes.
Nous rencontrons également les premiers glaciers du Caucase occidental à Oshten. Entre Oshten et les sources de Marukha, il y a peu de glaciers et leurs dimensions sont petites. Marukhsky est le premier grand glacier du côté ouest.
Les plus grands glaciers sont situés sur la crête principale entre Elbrus et Adai-Khokh inclus. À l'est d'Adai-Khokh et jusqu'à la mer Caspienne, il n'y a presque pas de glaciers sur la crête principale. Sur la crête latérale, le nombre et la taille des glaciers sont bien moindres que sur la crête principale et ses contreforts. Les plus grands glaciers de la chaîne principale ne sont pas concentrés sur l'Elbrouz et le Kazbek, mais sur Bizingi, Balkarie et Digoria. Sur le versant sud, de grands glaciers sont situés à Svaneti et des glaciers de taille moyenne se trouvent dans le cours supérieur. Riona. La crête latérale présente des glaciers sur les crêtes Kazbek, Pirikitelsky, Bogossky, sur Shah-Dag et à d'autres endroits. Au sud du Caucase, des glaciers existent sur l'Ararat et l'Alagöz.
Dans la moitié ouest du Caucase, il tombe beaucoup moins de neige que dans la moitié est, de sorte que la limite des neiges descend beaucoup plus bas. Sur Oshten, sa hauteur est d'environ 8 900 pieds, et Shakh-Dag (80 verstes de la mer Caspienne) est de plus de 12 500 pieds, et encore plus haut sur Ararat (de 13 à 14 mille pieds. Sur le versant sud en général, il est situé à 1 000 ou 1 500 pieds plus bas qu'au nord, la hauteur de la limite des neiges dans le Caucase fluctue dans les limites d'environ 5 000 pieds. En termes de hauteur de la limite des neiges, le Caucase occidental se rapproche des Alpes et le Caucase oriental. Le Caucase ressemble plus ou moins aux montagnes d’Asie centrale.
Un seul glacier du Caucase, à savoir le Karagom, descend en dessous de 6 000 mètres. au-dessus du niveau de la mer et au moins cinq glaciers descendent en dessous de 7 mille pieds.
Les glaciers de Digoria, puis de Svaneti, d'Ossétie et du district de Nalchik de la région de Terek descendent en dessous des autres. Le plus grand glacier du Caucase est Bi-zingi (environ 17 verstes de long), suivi par : les glaciers Dykh-su et Karagom (tous deux environ 14-15 verstes avec des champs de neige), Tseysky, Agshtan, Tana, etc.
En termes de nombre ou de taille de glaciers, le Caucase est bien inférieur au Karakoram, à l'Himalaya et aux montagnes scandinaves, nettement inférieur aux Alpes, mais bien supérieur aux autres montagnes d'Europe et d'Asie sur le versant nord du Caucase. il existe au moins 70 glaciers de la 1ère catégorie et plusieurs centaines de la seconde. La taille de la surface des plus grands glaciers du Caucase n'est pas inférieure ou presque à la surface des plus grands glaciers des Alpes (Aletsch, Gorner, Nizhneaarsky, etc.).
La taille des glaciers du Caucase, comme ceux d’autres pays, change périodiquement. A la fin des années 1840. Les glaciers du Caucase ont augmenté et certains d'entre eux ont même pénétré dans des forêts anciennes. Dans les années 1860. un processus inverse a été observé, qui s'est poursuivi tout au long des années 1870 et 1880. L'augmentation et la diminution au fil du temps des glaciers du Caucase coïncident probablement plus ou moins avec les mêmes phénomènes dans les Alpes.
Les glaciers de la période glaciaire ont laissé de nombreuses traces dans le Caucase. Ces glaciers sont descendus jusqu'à environ 2 000 pieds. au-dessus du niveau de la mer, atteint les plaines, mais ne s'étend pas jusqu'à ces dernières. Ainsi, à cet égard, le Caucase occupe une position intermédiaire entre les montagnes de l'Europe centrale et de l'Asie centrale, où les glaciers ne sont probablement pas descendus en dessous de 5 000 livres.
Notes du Département du Caucase de la Société géographique impériale russe. Tiflis, 1892. Livre. 14. Vol. 1.
L'Altaï est la partie la plus élevée du système montagneux Altaï-Sayan. Il se compose de nombreuses chaînes de montagnes et massifs atteignant 3 000 à 4 000 m d'altitude, sur lesquels se trouvent de nombreux glaciers de montagne. Les sommets surmontés de calottes enneigées sont ici appelés « écureuils ». Le climat de l'Altaï est déterminé par trois facteurs principaux : sa position dans les latitudes tempérées de l'hémisphère nord, la prédominance du transport des masses d'air par l'ouest et l'influence en hiver d'un puissant anticyclone asiatique avec un temps glacial partiellement nuageux.
Les cyclones venant de l'Atlantique s'intensifient fortement au contact des montagnes et, sous l'influence du relief montagneux, changent la direction de déplacement de l'est au nord-est. Dans le même temps, le vent augmente, le vent s'intensifie et de fortes précipitations tombent, principalement sous forme de neige dans la zone de haute montagne. À mesure qu'elles se déplacent vers l'est, les masses d'air s'assèchent et, dans la périphérie est et sud de l'Altaï, leur quantité diminue fortement.
À l'époque du Quaternaire, l'Altaï a connu une puissante glaciation, dont les traces sont bien conservées sous la forme de formes sculpturales glaciaires dans les montagnes et de dépôts morainiques dans les vallées. La principale caractéristique du relief est une combinaison de vastes surfaces nivelées et d'un relief de haute montagne de type alpin avec des crêtes abruptes, des pentes abruptes et profondes, se fondant souvent dans de vastes cirques à plusieurs chambres, avec des vallées transformées en creux.
Sur le territoire du pays montagneux de l'Altaï, les glaciers sont répartis de manière très inégale, ce qui est associé à la hauteur, à la dissection et à l'orientation des chaînes de montagnes par rapport à la direction principale du transfert d'humidité. La grande majorité des glaciers de l'Altaï ont une exposition avec une composante nord, qui est déterminée à la fois par les conditions et les conditions d'accumulation de neige et par les caractéristiques d'ensoleillement. Selon le degré et le régime de glaciation moderne au sein des montagnes de l'Altaï, on distingue trois régions : centrale, méridionale et orientale. Dans chacun d'eux se trouvent des centres de glaciation plus ou moins isolés. L'Altaï central comprend les crêtes les plus hautes - Katunsky, North Chuysky et South Chuysky avec des éperons qui s'étendent à partir d'elles. La plupart des glaciers de l'Altaï sont concentrés sur ces crêtes. Les zones glaciaires dans ces zones mesurent respectivement 283,1, 177,7 et 222,8 km2. L'Altaï central est caractérisé par une glaciation de type alpin avec une prédominance de glaciers de vallée et de cirque-vallée. Le plus grand site glaciaire est le massif montagneux de Belukha (4 506 m). Une « constellation » de grands glaciers de vallée descend du mont Belukha et de ses contreforts : Grand et Petit Berelsky, Katunsky, Sapozhnikov, Rodzevich, Tronov Brothers. À l'ouest et à l'est du massif montagneux de Belukha, les hauteurs de la crête Katunsky et de ses éperons diminuent, la glaciation devient plus dispersée et la prédominance des glaciers de vallée typiques passe aux glaciers de cirque-vallée et de cirque.
Le Kamtchatka se classe au premier rang de la zone subarctique de Russie en termes de superficie glaciaire : 405 glaciers d'une superficie totale de 874 km2. La zone de glaciation est peut-être plus importante, car de nombreux glaciers sont recouverts de produits d'éruptions volcaniques et sont mal reconnus sur les images aériennes et satellites. Le Kamtchatka est situé aux latitudes moyennes (sa partie nord est à la latitude , et sa partie sud est à la latitude Saratov), mais le climat est beaucoup plus sévère et l'activité cyclonique est intense. Il s'agit d'une zone de climat maritime subarctique. Les précipitations viennent ici de l'océan Pacifique. en montagne, à des altitudes supérieures à 1500 m, établie en septembre. Les principales zones de glaciation sont situées sur les crêtes de Sredinny et de l'Est, séparées par la vaste dépression du Kamchatka, occupée par la vallée de la rivière Kamchatka. La glaciation dans ces zones est à peu près la même en superficie, mais diffère par ses caractéristiques morphologiques et son régime glaciaire. Dans la partie nord de la chaîne de Sredinny, il existe des nœuds assez importants de glaciation de cirque-vallée. Ses principaux centres sont concentrés sur les volcans éteints de la chaîne de Sredinny et sur les volcans actifs du sud-est du Kamtchatka. Des formes volcaniques de glaciation s'y développent - des glaciers de cônes volcaniques, existant souvent en combinaison avec des glaciers de cratère et de caldeira, ainsi qu'avec des glaciers de Barrancos.
Il existe de nombreux hauts volcans au sud-est du Kamtchatka, dont la plupart sont actifs. Cette zone est plus proche de la principale source d’humidité qui alimente les glaciers. Ici, la glaciation est également associée à des hauteurs absolues élevées de cônes volcaniques. Dans les zones actives, l’existence et le régime des glaciers dépendent non seulement du climat et de la topographie, mais aussi de l’activité volcanique. Les cratères, les caldeiras et les cirques explosifs sont de bons conteneurs pour l'accumulation de neige et de glace, mais les glaciers qui occupent ces niches peuvent être partiellement ou totalement détruits lors d'éruptions volcaniques. Sur le volcan Klyuchevskaya Sopka, le plus haut de la planète, pendant les périodes calmes entre les éruptions, le sommet est recouvert d'une calotte glaciaire dont le bord inférieur est contrôlé par les conditions climatiques. Lors des périodes d'activité volcanique, la calotte glaciaire est détruite, mais le glacier ne disparaît pas complètement ; il encercle le cône volcanique sous la forme d'un anneau, limité par des surfaces libres de glace à une altitude de 2 400 à 3 500 m du bas. Au bord de cet anneau, des langues de glace descendent le long des pentes du volcan jusqu'à 1 200–1 300 m. La masse glaciaire a une structure en couches : des couches de glace alternent avec des couches de cendres et d'autres produits d'éruptions volcaniques. La surface des glaciers du groupe de volcans Klyuchevskaya, comme d'autres, est recouverte sur de vastes zones de matière pyroclastique, dont l'épaisseur de la couche augmente tellement vers les extrémités des glaciers que la fonte de la surface s'arrête pratiquement et les extrémités du les glaciers se transforment en zones de glace morte enfouie. À Klyuchevskaya Sopka, des cratères latéraux se forment sur ses pentes avec des coulées de lave qui s'en échappent, qui, avec leur chaleur, affectent les glaciers qui s'y trouvent. L'afflux de chaleur provoque une augmentation de l'eau de fonte dans la colonne de glace, ce qui entraîne à son tour un mouvement du glacier et une augmentation de sa superficie. Le résultat de l'interaction des volcans avec les glaciers et la couverture neigeuse sont de puissantes coulées de boue-pyroclastes - des lahars, qui s'étendent dans la vallée sur plusieurs dizaines de kilomètres. Les lahars peuvent être à la fois chauds et froids et détruisent parfois des glaciers ou des parties de ceux-ci.
Au cours des 60 à 70 dernières années, la superficie glaciaire du massif de Klyuchevsky a augmenté de 5 %. Au cours de la même période, la glaciation dans d'autres régions (non volcaniques) du Kamtchatka a diminué en fonction de l'évolution des conditions climatiques.
Le Grand Caucase est le système montagneux du Caucase. Sa longueur est supérieure à 1 100 km et sa largeur jusqu'à 180 km. Dans sa partie axiale s'élèvent le Caucase principal, ou chaîne de partage des eaux et, situé au nord, la chaîne latérale, sur laquelle se trouvent le plus haut sommet du Caucase et le point culminant de la Russie - le mont Elbrouz - 5642 m.
Les masses d'air humides apportées par les courants d'air du sud-ouest et de l'ouest et les cyclones constituent les principales sources de précipitations sur les crêtes du Grand Caucase. Les montagnes reçoivent ici de 750 à 3 000 mm de précipitations solides par an. La plus grande quantité d'entre eux tombe sur les versants sud-ouest et diminue progressivement vers le nord-est. À mesure que l’altitude augmente, de plus en plus de précipitations tombent sous forme solide, fournissant ainsi de la nourriture aux glaciers ainsi que de la poudrerie. avec l'altitude, elle diminue en moyenne de 0,6°C tous les 100 m d'élévation. Dans la zone glaciaire du Grand Caucase, le temps est souvent nuageux, plus nuageux pendant les mois d'hiver et de printemps et moins pendant les mois d'été et d'automne. En raison de la grande transparence de l’atmosphère dans les montagnes, l’afflux de rayonnement solaire direct est très important, notamment sur les glaciers.
Au total, il existe 2 050 glaciers dans le Grand Caucase, pour une superficie totale de 1 424 km2. Il y a plus de glaciers sur le versant nord que sur le versant sud, et ils y occupent plus de deux fois la superficie. Les petits glaciers prédominent en nombre, d'une superficie inférieure à 1,1 km2 chacun, représentant 85 % du nombre total de glaciers et 40 % de la superficie glaciaire. Les complexes glaciaires et presque tous les grands glaciers de vallée complexes sont situés dans le Caucase central. Plus des trois quarts de toute la surface glaciaire du Caucase y sont concentrés : 1 123 glaciers pour une superficie totale de 1 037 km2. Dans le Caucase occidental, en raison de la faible altitude des montagnes (en moyenne 2 800 à 3 000 m), la glaciation moderne est faible. Il existe 567 glaciers d'une superficie totale de 278 km2. Il y a presque trois fois plus de glaciers sur le versant nord du Caucase occidental que sur le versant sud. La glaciation dans le Caucase oriental, bien qu'elle soit plus élevée que dans le Caucase occidental, est encore moins importante en raison du climat plus sec : 360 glaciers pour une superficie totale de 109 km2. Parmi ceux-ci, 332 glaciers d'une superficie de 101 km2 sont situés sur le versant nord.
Le complexe glaciaire de l'Elbrouz est le plus grand massif de glaciation moderne du Caucase. Sa base est une calotte glaciaire d'un diamètre d'environ 10 km, qui recouvre le sommet à deux têtes du volcan et alimente les ruisseaux glaciaires qui en rayonnent. Ils se terminent par des glaciers émissaires, qui ressemblent à des glaciers de vallée ordinaires, parfois des glaciers suspendus. La plupart d'entre eux se caractérisent par une forme particulière : étroits au sommet, ils s'étendent au sein de la base volcanique relativement plate, et en descendant le long de ses pentes abruptes jusqu'aux vallées environnantes, ils prennent l'apparence d'étroites langues glaciaires. Les divisions de glace dans la zone d'alimentation des glaciers sont souvent floues et, à certains endroits, il est possible que la glace s'écoule d'un glacier à l'autre. Les profils longitudinaux des glaciers sont abrupts dans les parties supérieure et inférieure et plats au milieu. Dans les virages abrupts des pentes allant du plateau volcanique aux vallées, se trouvent de nombreuses cascades de glace avec une abondance de fissures et de séracs. Dans certains endroits, les sources du glacier et de la langue, situées dans une vallée profonde, sont séparées par des zones de roches exposées, et dans ce cas la langue est alimentée par des avalanches de neige et des effondrements de glace. L'épaisseur des glaciers de l'Elbrouz est faible, de 50 à 100 m. Sur le versant oriental, la glace est presque deux fois plus fine que sur le reste du complexe, où les conditions d'alimentation sont meilleures. Actuellement, certains glaciers, et ils sont très nombreux, rétrécissent à des rythmes variables, d'autres sont dans un état stationnaire et d'autres encore progressent. Les glaciers de l'Elbrouz alimentent les rivières : Kuban, Malka et Baksan.
Selon les résultats des relevés instrumentaux effectués en 1887-1890, 1957-1959, 1979 et 1997, la zone glaciaire de l'Elbrouz était respectivement de 145,7 km2, 132,5 km2, 127,8 km2 et 124,9 km2. Cela témoigne de l'uniformité de sa diminution depuis la fin du XIXe siècle. et presque tout au long du 20e siècle. Le taux annuel moyen de diminution de la superficie glaciaire est de 1,9 km2 par an. Les réductions les plus importantes, tant en superficie qu'en volume, sont observées dans la partie sud-est. La diminution moyenne de la hauteur de la surface est de 14 m, le maximum est de 60 à 80 m sur les parties frontales des langues. Dans la partie nord-ouest, au contraire, la glaciation s'agrandit. L'augmentation maximale de la partie frontale du glacier Ulluchiran est de 40 m d'accumulation de Firn pour 1957-1997. Une épaisseur de 20 à 40 m a également été notée sur le versant sud-ouest de l'Elbrouz dans la zone d'accumulation du glacier Bolchoï Azau. Le changement moyen de la hauteur de la surface de l'ensemble du système glaciaire de l'Elbrouz pour la période spécifiée est de 5,4 m.
À l'est de l'Elbrouz, sur le versant nord de la chaîne principale du Caucase et ses contreforts, formant les bassins des rivières Chegem, Cherek et Urukh, se trouvent de nombreux grands glaciers de vallée complexes. Parmi eux, le plus grand du Caucase est le glacier Bezengi. Sa longueur est de 17,6 km et sa superficie de 36,2 km2. Une part importante de sa nutrition provient des avalanches du mur de Bezengi. Les 5 km inférieurs de la langue glaciaire sont recouverts de moraine. De 1888 à 1966 son extrémité a reculé de plus de 1 km.
Le complexe glaciaire Kazbek-Dzhimaraya est le deuxième plus grand après l'Elbrouz, sa superficie est de 70,6 km2. Les précipitations ici sont inégalement réparties : la neige des formes de relief convexes est emportée par des vents forts dans les dépressions. Ainsi, sur les glaciers occupant les cirques et les cirques, la neige s'accumule environ 40 % de plus que les précipitations. Les avalanches jouent un rôle important dans l’alimentation des glaciers des vallées et des cirques. Les glaciers sont particulièrement intéressants ici, car ils avancent périodiquement rapidement, provoquant des coulées de boue et des inondations catastrophiques. Il s'agit du glacier Devdoraki, devenu célèbre à la fin du XVIIIe siècle. en relation avec les blocages catastrophiques de la route militaire géorgienne et du glacier de Kolka, dont le dernier mouvement catastrophique s'est produit en septembre 2002.
Le glacier de Kolka est le glacier pulsant le plus inhabituel du Caucase, situé sur le versant nord du mont Kazbek, dans la République d'Ossétie du Nord-Alanie.
Il est connu pour ses mouvements répétés à intervalles d'environ 70 ans (en 1835, 1902 et 1969). En 1902, une explosion de glace catastrophique s'est produite, elle a recouvert le fond de la vallée de glace et de pierres sur 8 milles et a tué de nombreuses personnes et des milliers de bétail. En 1969-1970 en trois mois la langue a avancé de 4 km, sans conséquences catastrophiques. Le dernier mouvement du glacier Kolka a eu lieu le 20 septembre 2002 et a provoqué une catastrophe à grande échelle. Le glacier a complètement quitté son cirque ; une gigantesque masse de glace, d'eau et de pierres a roulé le long de la vallée de la rivière Genaldon avec un terrible rugissement, détruisant tout sur son passage, arrachant forêt et sédiments meubles sur les pentes jusqu'à une hauteur de 100 m. du fond de la vallée. Il a été arrêté à l'entrée de la gorge étroite de Rocky Ridge, et plus loin dans les vallées des rivières Genaldon et Gizeldon, une coulée de boue et d'eau avec des fragments de glace est passée, provoquant des destructions sur 12 km supplémentaires. Tout le fond du bassin de Karmadon était sous un tas de glace et de pierres d'environ 4 km de long et jusqu'à 100 m d'épaisseur dans une vallée latérale près du village de Staraya Saniba, dont le niveau a augmenté au cours de la période. par mois, et le volume d'eau du lac a atteint 5 millions de m3.
L'avalanche de glace a été préparée par une importante accumulation d'eau dans et sous le glacier de Kolka. Cela a joué un rôle majeur dans la perte de stabilité du glacier, dans sa séparation du lit et dans son éjection. L'abondance de l'eau était due à une forte augmentation des températures de l'air en été et à une augmentation des précipitations annuelles au cours des années précédant la catastrophe. Dans les années qui ont précédé le dernier mouvement du glacier, l'activité volcanique du Kazbek s'est intensifiée, ce qui a apparemment provoqué une fonte supplémentaire au fond du glacier, de nouvelles contraintes et une destruction du corps glaciaire. La structure tectonique de la région joue un rôle important dans les mouvements du glacier pulsé de Kolka : la vallée glaciaire est située dans une zone de grandes failles, où des déplacements de blocs individuels et des tremblements de terre fréquents sont possibles.
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La superficie des glaciers en Russie est d'environ 60 000 km 2. Il s'agit principalement des glaciers de couverture de Novaya Zemlya, Severnaya Zemlya, de la Terre François-Joseph et d'autres îles de l'océan Arctique. Seulement environ 5 % de la superficie totale est couverte par les glaciers de montagne du Caucase, de l'Altaï, du Kamtchatka et d'autres systèmes montagneux.
La majeure partie des glaciers russes est concentrée sur les îles arctiques et les régions montagneuses. Les glaciers de montagne sont courants sous les latitudes tempérées. Ils commencent à se former bien en dessous de la limite climatique des neiges. La limite climatique de neige est considérée comme le « niveau 365 » (G.K. Touchinsky), auquel la neige repose sur une surface horizontale non ombragée 365 jours par an. En raison des différentes expositions des pentes et de la redistribution de la neige par blizzard, les glaciers des montagnes commencent à apparaître au « niveau 220-260 ». La différence entre la limite climatique et la limite réelle de neige est généralement mesurée en centaines de mètres, mais à certains endroits elle dépasse 1 500 m (Kamtchatka - 1 650 m). Les plus grands glaciers de montagne en superficie sont situés dans le Caucase (plus de 1 400 ; cependant, leur superficie dépasse rarement 30 km 2 et leur longueur est de 10 km), au Kamtchatka, dans l'Altaï, dans les parties nord et nord-est de la Sibérie.
La plus grande calotte glaciaire de Russie est située sur l'île Severny de Novaya Zemlya. Sa longueur est de 340 km pour une largeur de 70 km (selon d'autres sources - 400 km de longueur et jusqu'à 75 km de largeur) ; La superficie de la calotte glaciaire est d'environ 20 000 km2. Le bord du bouclier est partiellement à flot, il est donc difficile de déterminer avec précision le littoral des îles arctiques. L'épaisseur moyenne de la glace dans les calottes glaciaires varie de 100 m sur la Terre François-Joseph à 300 m sur la Nouvelle-Zemble. Dans certains endroits (Novaya Zemlya), il existe des glaciers de vallée et de cirque de type alpin.
Environ 5 millions de km 2 du territoire russe sont des zones de pergélisol (pergélisol), où des barrages de glace se forment lorsque les eaux souterraines atteignent la surface.
Les glaciers contiennent 39 890 km 3 d'eau douce, dont environ 110 km 3 se forment chaque année. Ils contiennent d’importantes réserves d’eau douce ; ils constituent la source d’alimentation la plus importante de nombreuses rivières des régions arides. La principale zone de glaciation moderne (56 970 km2) se situe sur les îles du secteur russe de l'Arctique. Le volume de glace des glaciers arctiques en termes d'eau est d'environ 16 500 km 3, soit près de quatre fois le débit annuel des rivières russes. La limite d'alimentation des glaciers arctiques est basse, à une altitude de 200 à 700 m. La glaciation de couverture prédomine sous la forme de calottes glaciaires et de dômes avec des glaciers émissaires.
Glacier à péage est divisé en deux branches : est et ouest, ou gauche et droite. La branche ouest a une longueur de deux kilomètres. La branche orientale s'étend sur 3,9 kilomètres. La hauteur du glacier atteint 2441 mètres. Dans la partie ouest, le glacier est fortement érodé par les sédiments. Le glacier Tolla est situé à proximité de deux rivières : Tsaregradka et Lyunkide.
Glacier Smirnov(nommé en l'honneur du minéralogiste scientifique S. S. Smirnov) s'étend sur trois kilomètres. C'est un glacier avec de petites fissures. Sa particularité réside dans les taches rouges dans la glace. À certains endroits du glacier, il y a des rochers atteignant 250 mètres de haut. Il y a le col de Kaunas.
Glacier Double Satostobustsky sous l'influence de températures positives, il a formé deux glaciers : les glaciers Satostobust gauche et droit. Le glacier gauche mesure 3,5 kilomètres de long et sa superficie atteint 2,6 kilomètres carrés. Il y a trois cols : Volga, Kapugina et Oural. Le glacier de droite s'étend sur 3,2 kilomètres de long. La superficie du glacier est de 2 kilomètres carrés. Sur ce glacier se trouvent les cols Zalgiris et Satostobustskiy.
On dirait un fer à cheval. Le glacier est également appelé glacier Egelyakh. Il s'étend sur 5 kilomètres. La largeur du glacier est de 1,5 kilomètres. Il y a des fissures au sommet du glacier. Le glacier est raide – jusqu'à 20-23 degrés. Les cols Omsky et Zenit sont situés sur le glacier. La partie sud du glacier est constituée de rochers.
Glacier Atlassov – C'est un glacier aux pentes abruptes. Le sommet du glacier du col Sovetskaya Yakutia atteint 2885 mètres. Au sud du glacier se trouve le col Kazansky. Ce glacier n'a pas de fissures .
Glacier Tsaregradski situé près de la rivière Tsaregradka. Il s'étend sur 8,9 kilomètres de longueur. La superficie totale de la glaciation est de 12 kilomètres carrés. Le point culminant du glacier culmine à 3030 mètres. Le point le plus bas du glacier se situe à 1600 mètres d'altitude.
Très proche du glacier Tsaregradsky se trouve Glacier Oyunsky. Le glacier Oyunsky doit son nom à l'écrivain yakoute P. A. Oyunsky. Le glacier est fourchu dans sa partie nord, à deux kilomètres du centre du glacier. Il y a de nombreuses fissures sur le glacier. Certains d'entre eux mesurent jusqu'à 1,5 kilomètre. Il y a des formations rocheuses sur les pentes du glacier. Parfois, il y a des chutes de pierres ici. Les pierres peuvent voler d'une hauteur de 3029 mètres.
Glacier Schneiderov Il n'est pas situé dans une gorge très large. Il s'étend sur 3 à 4 000 mètres de longueur. Il y a beaucoup de rochers sur le glacier. Certaines pentes du glacier sont raides – jusqu'à 25 degrés. Sur les pentes du glacier, la pente descend jusqu'à 13 degrés. Il existe plusieurs cols sur le glacier : les cols Avangard, Slavutich, Krasnoyarsk et Surprise 2.
Glacier Selishchev a une longueur de 5,1 kilomètres. Tout en bas, le glacier est encombré de pierres. Il y a une marche sur le glacier à 1,5 kilomètre d'altitude (un espace ouvert et plat). Il y a quatre cols sur le glacier : Moskovsky, Oyunsky, le Pass Omsk Tourists Club et le Pass Mourmansk.
Glacier d'Obruchev.
Le glacier est situé à côté de la rivière Lyunkide et s'étend sur 8,6 kilomètres. La superficie totale des masses de glace est de 7,6 kilomètres carrés. Le point culminant du glacier est le sommet - 3140 mètres. Le glacier est assez raide à gravir - 20 degrés sur le côté gauche du glacier. Sur le côté droit, le glacier n'est pas si raide - 10 degrés. Il y a des cols sur le glacier : Leningradsky, Kyuretersky et Kazansky. La partie nord du glacier présente des pentes abruptes (jusqu'à 40 degrés).
Glacier Sumgin la longueur est de 6,8 kilomètres, la superficie totale du glacier est de 37 kilomètres carrés. Le point culminant du glacier est une couverture de neige et de roches à une altitude de 3140. L'altitude la plus basse est de 1500 mètres, il y a plus de roches ici. Ce glacier borde le glacier Obruchev. Presque partout sur le glacier, l'élévation est de 20 degrés.
Glacier Isakov s'étend sur 2,5 kilomètres. Le glacier est divisé par deux virages. Le virage à gauche n'est pas très raide - il fait 20 degrés. Le virage à droite est plus raide - 35 à 40 degrés. Sur le glacier se trouvent le col UPI et le col Blue Bird. À côté du glacier se trouve une source - Scout, qui ne forme un petit lac que pendant la saison chaude.
Glacier Schmidt, du nom du scientifique O. Yu Schmidt, s'étend sur 2 kilomètres. La pente du glacier varie de 10 à 30 degrés. Le glacier est divisé au nord en deux parties. Dans une partie se trouve le col Podarok. Dans l'autre - les cols de Tchernivtsi et Kuvaev.
Glaciation sur les îles du secteur russe de l'Arctique
Sur les îles arctiques, il y a principalement une couverture glaciaire : des calottes glaciaires et des dômes avec des glaciers émissaires. L'épaisseur des calottes glaciaires des îles arctiques atteint 100 à 300 m. La calotte glaciaire la plus étendue se trouve sur l'île du Nord. Nouvelle-Zemble(région d'Arkhangelsk). La longueur du glacier ici est de 400 km et sa plus grande largeur atteint 90 km. La superficie totale de glaciation sur Novaya Zemlya est d'environ 24 000 km 2, dont 20 000 km 2 à Severny.
Glaciation de l'Oural
Les caractéristiques climatiques et orographiques contribuent au développement de petites formes de glaciation moderne dans l'Oural polaire et subpolaire, entre 68° et 64° de latitude Nord. Il y a environ 140 glaciers ici. Leur superficie totale est d'environ 30 km2. Les principaux types morphologiques de glaciers sont : chariots(⅔ du total) et pente, Il y a aussi suspendu Et vallée du Carovo glaciers. Les plus grands sont les glaciers de l'IGAN (Institut de géographie de l'Académie des sciences de l'URSS) et de l'Université d'État de Moscou, à la frontière ouest de l'Okrug autonome de Yamalo-Nenets. L'aire de répartition de la glaciation moderne est la partie la plus élevée de l'Oural.
Glaciation du Caucase
Caucase – le plus grand centre de glaciation de montagne en Russie. Il y a plus de 2 000 glaciers dans le Caucase russe ; la superficie totale de glaciation est de plus de 1400 km 2. Le relief du Caucase est favorable au développement des glaciations. Près des trois quarts des glaciers du Caucase sont de petits glaciers d'une superficie inférieure à 1 km2. Parmi eux prédominent suspendu sur les pentes des montagnes et au fond des charrettes ou des cirques. La plus grande glaciation se situe dans le Caucase central, sur le versant nord. Les glaciers de vallée prédominent ici. Les sommets des volcans éteints Kazbek et Elbrus sont recouverts de calottes glaciaires. Le plus grand massif de glaciation moderne du Caucase est le complexe de glace de l'Elbrouz (superficie 122,6 km 2). Sur l'Elbrouz à deux têtes, il y a une calotte glaciaire d'un diamètre d'environ 10 km.
Glaciation du nord et du nord-est de la Sibérie
Sur la péninsule de Taimyr, au nord du territoire de Krasnoïarsk, en Montagnes Byrranga est la région de glaciation continentale la plus septentrionale de Russie. Dans la partie la plus haute du nord-est des montagnes, plus de 90 petits glaciers d'une superficie totale de 30 km 2 ont été découverts, le plus grand étant le glacier Inattendu (4,3 km 2). Les glaciers de vallée prédominent ; il y a des glaciers de cirque, suspendus et de pente. DANS Système montagneux Chersky les centres dispersés et isolés de glaciation moderne ont une superficie totale d'un peu plus de 150 km 2. Le catalogue des glaciers de l'URSS nomme ici 372 glaciers. La plupart d'entre eux, et les plus grands, sont concentrés dans la partie centrale du système montagneux, dans le massif du Buordakh, au nord-est de la République de Sakha (Iakoutie). Le plus grand glacier, Obrucheva, a une superficie de 7,6 km2.
Glaciation du sud de la Sibérie
Altaï– la plus grande zone de glaciation terrestre du sud de la Sibérie. Au total, l'Altaï compte 1 500 glaciers d'une superficie totale de plus de 900 km 2. Les plus grands centres de glaciation de l'Altaï sont la crête Katunsky (environ 400 glaciers d'une superficie totale de 280 km2), la crête sud de Chuya (240 ; 220 km2), la crête nord de Chuya (200 ; 180 km2), la Kara -Crête Alakhinsky (25 ; 220 km2 12,5 km2). Le glacier Big Taldurinsky, situé dans la crête sud de Chuya, est le plus grand glacier (28 km 2) de l'Altaï. Un grand centre glaciaire, déjà situé dans la chaîne Katunsky, se trouve sur le massif du mont Belukha. Plusieurs grands glaciers de vallée en descendent.
Dans les monts Sayan la superficie totale de glaciation est d'environ 33 km 2, les petits glaciers de cirque prédominent. Dans le Sayan occidental, 52 très petits glaciers d'une superficie totale d'un peu plus de 2 km² ont été découverts, et dans le Sayan oriental, 107 glaciers (30 km 2). Seuls 4 glaciers ont une superficie supérieure à 1 km2, le plus grand (glacier Avgevich dans la partie sud-ouest de la République de Bouriatie) atteint 1,4 km2.
Glaciation de la région du Baïkal et de la Transbaïkalie
La majeure partie des glaciers de la région du Baïkal et de la Transbaïkalie, outre la dispersion des petits glaciers du Baïkal (à la frontière de la région d'Irkoutsk et de la République de Bouriatie) et des crêtes de Barguzinsky (République de Bouriatie), sont confinées à la Crête de Kodar, qui se trouve au nord de la région du Transbaïkal. Actuellement, dans la gamme. Environ 40 glaciers d'une superficie totale d'environ 20 km 2 sont connus à Kodar. Il s'agit principalement de glaciers de cirque, il existe également des glaciers de cirque-vallée, sacoches et près de la pente, située en dessous de la limite climatique de la limite des neiges.
Glaciation de l'Extrême-Orient
Dans Hauts plateaux de Koryak(Okrug autonome des Tchouktches et territoire du Kamtchatka) les glaciers sont dispersés sur une vaste zone ; la principale zone glaciaire se trouve au nord-est. Plus de 1 330 glaciers d'une superficie totale d'environ 300 km2 ont été découverts ici, parmi lesquels les glaciers de cirque prédominent (80 % du nombre total et 50 % de la superficie), mais il y a aussi des cirques-vallées, des vallées et des complexes. glaciers de vallée. Dans les chaînes de Yanranai, Yakanu et Koryaksky (groupe de montagnes Mainopilginsky), se trouve le plus puissant des centres de glaciation moderne du nord-est de la Russie. La limite d'alimentation des glaciers des hauts plateaux de Koryak s'étend partout en dessous de la limite climatique des neiges.
Sur Péninsule du Kamtchatka Environ 450 glaciers d'une superficie totale de 900 km 2 ont été pris en compte. Plus de 80 % de la glaciation est confinée à la chaîne de Sredinny (plus de 240 glaciers, environ 470 km 2) et au groupe de volcans Klyuchevskaya (environ 50 glaciers, un peu plus de 270 km 2).
Le Caucase occupe l'isthme entre les mers Noire et Caspienne. Elle est située au sud de l'URSS (38°25" - 47°15" N et 36°37" - 50°22" E). La partie axiale de cet isthme est occupée par le système montagneux du Grand Caucase, s'élevant sous la forme d'un mur déchiqueté qui protège la Transcaucasie de l'influence des flux d'air froid du nord venant de la plaine russe. La frontière nord du Caucase est tracée le long de la dépression de Kuma-Manych, qui à l'époque quaternaire était un détroit reliant la mer Caspienne à la mer d'Azov. L'existence récente d'un détroit maritime sur le site de la plaine de Kuma-Manych est attestée par des coquilles de mollusques trouvées sur les terrasses de ce détroit.( Cardium edule), dont l'habitat est la mer Caspienne. La frontière sud du Caucase suit la frontière de l'État de l'URSS et est située le long du fleuve. Akhuryan, puis le long d'une grande frontière naturelle - la vallée érosive-tectonique de la rivière. Araks. Du cours inférieur de la rivière. La frontière d'Araks longe la crête de la crête de Talysh et rejoint la côte de la mer Caspienne à la pointe d'Astara.
La superficie du Caucase est d'environ 440 000 personnes. km2, Parmi eux, 250 000 se trouvent dans le Caucase du Nord. km2, et en Transcaucasie - 190 mille. km2.
Les RSS de Géorgie, d'Arménie et d'Azerbaïdjan sont situées dans le Caucase. Une partie importante du Caucase du Nord appartient à la RSFSR.
En raison de l'énorme gamme d'altitudes et de la situation géographique, le Caucase présente une grande variété de paysages : sur le versant nord, au pied du Grand Caucase, se trouvent des steppes et des semi-déserts, et sur les pentes, une gamme de paysages - de la forêt-steppe aux territoires couverts de neiges éternelles et de glace ; À la base du versant sud du Grand Caucase se trouvent des paysages méditerranéens, subtropicaux humides et secs.
Orographie. Le Caucase est divisé en unités orographiques suivantes : 1) Ciscaucasie ; 2) Grand Caucase ; 3) les plaines de Transcaucasie, 4) le Petit Caucase et 5) les hauts plateaux Javakhétio-Arméniens.
je. Ciscaucasie- une plaine de contreforts, au milieu de laquelle se trouvent les hautes terres de Stavropol, divisant la Ciscaucasie en occidentale et orientale. La Ciscaucasie occidentale (Prikubanskaya, ou Priazovskaya, plaine) est une plaine plate et monotone avec une légère pente vers l'ouest. Les hauteurs de la plaine ne dépassent pas 50 m. Ciscaucasie orientale,
ou plaine de Kumo-Tersk, est une continuation de la plaine caspienne. Une partie importante de la surface de la Ciscaucasie orientale, située sous le niveau de l'océan, est une plaine maritime et n'est donc presque pas disséquée par l'érosion. Le climat ici est si sec que la plupart des rivières n'atteignent pas la mer Caspienne.
Les hautes terres de Stavropol atteignent 600-800 m. Il est profondément disséqué par l'érosion, mais ses versants ouest, est et nord se confondent progressivement avec les basses terres environnantes du Kouban et de la Caspienne, et seul le versant sud, emporté par le fleuve Kouban, a rebord prononcé.
II. Grand Caucase se compose de plusieurs crêtes qui constituent un seul système montagneux. La largeur de ce système est différente selon les parties : sur le méridien de Novorossiysk, le Grand Caucase atteint une largeur de 32 km ; sur le méridien de l'Elbrouz, la plus grande expansion est observée, atteignant 180 kilomètres, et sur le méridien Ordjonikidze - 110 km. Sur le méridien du Daghestan, le Grand Caucase a une largeur de 160 km. La partie axiale du Grand Caucase est formée par la crête principale du Caucase, ou bassin versant. Au nord de la crête principale du Caucase, parallèlement à celle-ci, à une distance de 10-15 kilomètres de sa partie axiale se trouve la chaîne latérale, atteignant des hauteurs plus élevées que la chaîne principale du Caucase. Il contient l'Elbrouz, le Kazbek et une dizaine de sommets d'une hauteur de plus de 5 000 mètres. m(Dykh-Tau, Koshtan-Tau, etc.). Plus au nord, on trouve trois crêtes asymétriques inférieures (cuestas) : Rocky Ridge, atteignant une altitude de 3300 m, Pâturage - 1500 m et Lesisty avec des hauteurs d'environ 600m.
Le versant sud du Grand Caucase est constitué d'une série de crêtes qui s'étendent à des angles vifs à partir de la chaîne principale du Caucase. D'ouest en est se trouvent les crêtes suivantes : Gagrinsky, Bzypsky, Kodori, Svaneti, Lechkhumi, Rachinsky, Suramsky (Meskhisky), Kartalinsky, Kakheti.
Lorsque l'on considère la structure orographique des versants nord et sud du Caucase, on peut noter de grandes différences. Le versant nord a une dissection longitudinale et se compose d'un certain nombre de crêtes parallèles à la partie axiale de la chaîne principale du Caucase, le versant sud a une dissection transversale, plutôt pennée, puisque les crêtes s'en étendent à un angle aigu.
Le long de la ligne médiane de la chaîne principale du Caucase, on distingue les cinq parties suivantes (d'ouest en est) :
1) de la ville d'Anapa au sommet du mont Fisht - Montagnes de moyenne altitude (Caucase boisé de la mer Noire). Cette partie du Caucase atteint une hauteur de 600 dans la région de Novorossiysk moi, et dans la région de Touapsé - 900 m. Il est traversé par la voie ferrée d'Armavir à Tuapse dans de petits tunnels sous le col de Goytkh (334m);
2) du sommet du mont Fisht jusqu'au méridien de l'Elbrouz (5633 m) Les Alpes abkhazes sont situées et présentent des reliefs alpins distincts. Le point culminant de cette section de la crête - Dombay-Ulgen - atteint 4047 moi, et les cols se situent à une altitude d'environ 2800 m. Hauteur du col de Klukhor - 2786 m. Par ce col, au siècle dernier, les unités militaires russes ont construit l'une des trois routes stratégiques importantes de l'époque : la route militaire de Soukhoumi. Dans ce segment, la crête atteint une hauteur si grande que sur ses pentes se trouvent des glaciers atteignant 4 à 5 mètres de long.km ;
3) du méridien de l'Elbrouz au méridien de Kazbek s'étend le Caucase central, atteignant des altitudes de 5 000 m et plus. Cette chaîne de montagnes déchiquetée, couverte de neige et de grands glaciers, compte de nombreux sommets dépassant les 5 000 mètres. m. La partie haute montagneuse du Caucase est traversée par la route militaire ossète, passant par le col Mamisson et reliant Alagir à la ville de Kutaisi, et la route militaire géorgienne, passant par le col Cross et reliant la ville d'Ordjonikidze à Tbilissi. Les cols restants ne conviennent qu'aux déplacements estivaux en pack ou à pied d'une pente à l'autre. En hiver, la communication le long de la route militaire-ossète s'arrête et le long de la route militaire-Gruzinskaya se produit avec de fréquentes interruptions dues aux congères et aux avalanches ;
4) du méridien Kazbek au sommet de Babadag, il existe un segment qui ressemble aux Alpes abkhazes dans ses marques, mais avec un relief alpin moins prononcé et avec un moindre développement de glaciation. Cette zone comprend les Alpes Alazani et Samur et est appelée le Caucase oriental de haute montagne. Ici, le versant nord s'élargit considérablement ;
5) du sommet de Babadag jusqu'à la rivière. Sumgayit est entouré de montagnes de moyenne et haute altitude et, en raison du climat continental, elles sont dépourvues d'arbres.
Un examen de la division orographique de la partie axiale du Grand Caucase dans le sens longitudinal permet de souligner la symétrie de la structure de la crête : des montagnes de moyenne altitude sont situées le long de ses bords, et la partie centrale est adjacente aux montagnes. des chaînes moins élevées que la partie centrale de haute montagne. Outre cette division, le Grand Caucase est très souvent divisé en Caucase occidental, qui comprend le Caucase de moyenne altitude de la mer Noire et les Alpes abkhazes, le Caucase central et le Caucase oriental, comprenant les Alpes d'Alazani et de Samur, ainsi que les montagnes de moyenne altitude du Caucase oriental.
Tous les schémas existants de subdivision du Grand Caucase en unités orographiques ont été comparés et analysés en détail par N. A. Gvozdetsky.
III. Plaines de Transcaucasie. Au sud du Grand Caucase, se situent deux basses terres en forme d'immenses triangles : le Rio, ou Colchide, et le Kura-Araks, séparés par la crête du Suram.
La plaine de Rioni, ou Colchide, occupe le cours inférieur du fleuve. Rioni de l'embouchure (Poti) à Kutaisi ; au nord, la plaine atteint la ville de Soukhoumi et au sud, la ville de Kobuleti (au nord de Batoumi). D'ouest en est, sa largeur est d'environ 100 kilomètres, et la longueur atteint 160 km. La plaine est une vaste plaine située dans la plage d'altitude de 0 à 50 m au dessus du niveau de la mer.
La plaine de Kura-Araks est située à l'est de la crête du Suram. Sa partie orientale se situe nettement en dessous du niveau de la mer. Les parties les plus hautes (50-75 m au-dessus du niveau de la mer) se trouvent à l'ouest. Le prolongement orographique de la plaine de Kura-Araks est la plaine de Lenkoran, ou Talysh, qui s'étend sous la forme d'une étroite bande côtière 100 kilomètres au pied est de la crête Talysh ; la largeur de la plaine varie de 5 à 30km.
IV. Petit Caucase. Les basses terres de Rioni et de Kura-Araks séparent le système des montagnes du Petit Caucase du Grand Caucase, qui sont les crêtes marginales des hauts plateaux arméniens, et la crête du Suram est un lien entre le Grand et le Petit Caucase. L'arc des crêtes du Petit Caucase, qui présente un relief érosif très disséqué, comprend : Adzhar-Imereti, Trialeti, Somkhet, Shahdag, Ginaldag, Murovdag, Karabakh et d'autres crêtes.
V. Hauts plateaux Djavakhétie-Arméniens est situé au sud du Petit Caucase et a une altitude moyenne d'environ 1500 m, et le point culminant - le mont Aragats (Alagaz) - atteint 4090m.
Le plateau Djavakhétie-Arménien est constitué de hauts massifs volcaniques avec des altitudes de 3 000 à 4 000 mètres. m, et des systèmes de bassins dont les fonds sont situés à différentes hauteurs : par exemple, la steppe de Lori -
1450 m, Bassin de Leninakan - 1500 moi, Bassin d'Erevan - 920 moi, Hauts plateaux du Karabakh - 2600 m. Le relief des hauts plateaux est dominé par des cônes volcaniques formés lors d'éruptions de fissures.
Structure géologique. Le Caucase est constitué d'un système complexe de plis d'âges différents, avec une direction nord-ouest. Les plis sont brisés par des cassures longitudinales en blocs distincts de même direction. K. N. Paffengolts (1959) identifie les complexes structurels suivants dans les limites du Caucase acceptées par nous : je. Ciscaucasie (avant-fond du Paléozoïque moyen, actuellement plate-forme épihercynienne). P. Grand Caucase (anticlinorium). III. Dépression Rioni-Kura (creux intermontagnard). IV. Petit Caucase (anticlinorium). V. Dépression du cours moyen de la rivière. Araks, qui est la limite nord du creux intermontagnard anatolien-iranien.
je. La Ciscaucasie est située dans la plate-forme épihercynienne (scythe). La frontière de cet élément tectonique coïncide au nord avec la vallée fluviale. Manychi, et au sud, il longe la limite nord de la zone mobile de la chaîne du Caucase, en passant de la ville d'Anapa à travers la ville d'Ordjonikidze, les contreforts du Daghestan et la péninsule d'Absheron (voir le schéma de la structure tectonique structurelle zonage du Caucase compilé par K. N. Paffengolts et P. D .
Dans la Ciscaucasie, l'épaisseur des roches méso-cénozoïques sur la fondation plissée du Paléozoïque supérieur atteint 6-8 km. Ainsi, la Ciscaucasie est un creux avancé par rapport à l'anticlinorium alpin du Grand Caucase. La Ciscaucasie comprend : -1) le soulèvement anticlinal de Stavropol, qui est un pli doux ; 2) dépression anticlinale Azov-Kuban ; 3) dépression anticlinale de Terek-Kuma ; 4) Zone intermédiaire tertiaire tertiaire brachyanticlinale de Taman entre la dépression Azov-Kuban et le complexe plissé du Grand Caucase ; 5) Monocline du Caucase du Nord, dans lequel reposent doucement des roches du Crétacé tertiaire et du Jurassique. Ce monocline est situé à partir de la rivière. Belaya à l'ouest jusqu'à la rivière. Ardona à l'est et coïncide avec la bande de relief de cuesta du versant nord (crêtes Lesisty, Pastbishchny et Skalisty) ; 6) La zone plissée Terek-Sunzha-Daghestan, qui est une zone intermédiaire composée de sédiments tertiaires entre la dépression Terek-Kuma et le complexe plissé du Grand Caucase.
II. Le Grand Caucase est une structure méga-anticlinale complexe et plissée qui a connu un régime géosynclinal au cours du Jurassique, du Crétacé et du Paléogène inférieur.
Le rôle de la structure géologique du Grand Caucase dans la formation du relief moderne est très prononcé. Ceci est particulièrement visible lorsque l'on compare la carte géologique du Grand Caucase avec la carte hypsométrique.
Les montagnes de moyenne altitude du Caucase occidental et oriental correspondent aux affleurements des strates du Crétacé et du Paléogène, le Caucase de haute montagne - affleurements des strates précambriennes, la chaîne des Rocheuses - dépôts jurassiques, la chaîne Pastbishchny - Crétacé et la chaîne Lesisty - Paléogène dépôts.
On distingue les zones tectoniques suivantes dans le Grand Caucase :
7) Soulèvement central du Main Range (parties est et ouest), 8) zone plissée en blocs du versant nord de la chaîne principale, 9) zone du nord du Daghestan, 10) versant sud de la chaîne principale, 11) zone Kakheti-Nukha-Vandam, 12) zone d'affaissement de la partie ouest de la chaîne principale Range et 13) zone de subsidence de la partie orientale du Main Range.
Arrêtons-nous sur une brève description des zones sélectionnées :
7) La partie ouest du soulèvement central de la chaîne principale est composée de schistes cristallins du Paléozoïque inférieur et du Précambrien et de schistes partiellement ardoisés du Lias. Les plis anticlinaux coïncident avec le soulèvement maximum de la chaîne principale. Les plis des dépôts du Jurassique inférieur sont renversés vers le sud ; la partie orientale du soulèvement central de la chaîne principale (depuis la gorge de Daryal dans la vallée de la rivière Terek à l'est) représente une bande de développement de plis symétriques de strates de sable et de schiste du Jurassique inférieur et moyen ;
8) une zone de plis en blocs sépare la partie centrale de la chaîne principale du monocline du Caucase du Nord. La zone est composée de dépôts du Paléozoïque moyen et supérieur et est caractérisée par des mouvements de blocs intenses et une pénétration de magma ultrabasique le long de failles profondes ; la zone de la partie orientale du versant nord de la Chaîne Principale, composée de plis du Jurassique supérieur, du Crétacé et du Paléogène, est située au centre du Daghestan et sépare la partie centrale de la Chaîne Principale du nord du Daghestan, ou du Daghestan Klin ;
9) la zone du nord du Daghestan, ou Daghestan Klin, est composée de roches carbonatées du Crétacé inférieur et supérieur et du Jurassique supérieur, rassemblées dans des plis en forme de boîte (poitrine).
Dans le système plissé du versant sud de la chaîne principale du Caucase, K. N. Paffengoltz identifie quatre zones tectoniques :
10) La zone Rachinsko-Trialetsky est composée de dépôts argilo-sableux du Jurassique inférieur et moyen et de strates de flysch du Crétacé inférieur du Jurassique supérieur. Les plis sont isoclinaux, renversés vers le sud ; la partie ouest du système plissé du versant sud (Abkhaze, Svanétie et Soukhoumi-Duchétien) est composée d'épais dépôts jurassiques et crétacés, collectés en plis avec un grand nombre de cassures ;
11) La zone Kakheti-Nukha-Vandam est caractérisée par une intense dislocation des dépôts du Crétacé, du Jurassique supérieur et du Paléogène inférieur, dont les plis sont renversés vers le sud ;
12) la zone de subsidence de la partie ouest de la Chaîne Principale est située à l'ouest des affleurements extrêmes de granites de la Chaîne Principale. Elle est composée du Mésozoïque depuis le Jurassique inférieur inclus jusqu'au Crétacé supérieur. Les dépôts sont représentés par une grande épaisseur de flysch, collectés dans des anticlinaux et synclinaux abrupts avec discontinuités et chevauchements ;
13) la zone de subsidence de la partie orientale de la Chaîne Principale, dont la bordure ouest est tracée le long du contact des dépôts du Jurassique et du Crétacé, est composée de strates carbonatées-flysch, formant de longs anticliaux étroits renversés vers le sud.
Sur la péninsule d'Absheron, l'épaisseur totale des sédiments mésozoïques et tertiaires atteint 12-13 kilomètres, ce qui indique la nature géosynclinale de cette zone.
III. La dépression de Riono-Kura sépare les structures plissées du Grand et du Petit Caucase et représente un creux intermontagneux rempli d'une épaisse couche de sédiments méso-cénozoïques reposant sur un ancien substrat dur (bloc), qui fait saillie dans le massif cristallin de Dzirula, composé de roches cristallines, schistes, gneiss et phyllites pré-paléozoïques
La frontière sud de la dépression de Rioni-Kura traverse approximativement les villes de Notanebi (un point sur la côte de la mer Noire au nord de Batoumi), Samtredia, Borjomi, Tbilissi, Kirovabad, Agdam et Lankaran. Les plis du Grand Caucase s'étendent sur la frontière nord de la dépression, et sous certaines conditions, la frontière nord peut être tracée à travers les villes : Sotchi, Oni, Dusheti, Sighnaghi, Shemakha, Kilazi.
Dans la dépression de Rioni-Kura, K. N. Paffengoltz identifie cinq zones (14, 15, 16, 17, 18) ;
14) La zone Colchide occupe la partie ouest du bloc Rioni-Kura (géorgien). Le substrat rocheux est recouvert d'épais sédiments quaternaires. Les dépôts du Crétacé et du Tertiaire s'étendent presque horizontalement. K. N. Paffengolts considère la zone Colchide comme une partie submergée du bloc géorgien, divisée en petits blocs séparés ;
15) Zone Dzirula - la partie la plus élevée du bloc géorgien, où un socle cristallin émerge en surface ;
16) La zone de molasse est composée d'épaisses strates de conglomérats, de grès et d'argiles qui se sont accumulées dans la dépression intermontagnarde régionale, dans les vallées de Tirinon et de Mukhrani et entre les crêtes de Kakhétie et d'Adzhar-Trialeti. La rigidité du substrat de la zone Molasse est prouvée par la poussée des systèmes plissés du versant sud et des plis de la crête Adzhar-Trialeti sur celui-ci ;
17) La zone Sagarejo-Shirak-Ajinaur constitue la partie nord-ouest du bloc azerbaïdjanais. La zone est composée du Paléogène supérieur Et Sédiments d'eau peu profonde du Miopliocène. À faible profondeur, il y a des saillies de substrat dur ; K.N. Paffengolts estime que toute la zone Sagarejo-Shirak-Ajinaur appartient au bloc géorgien ;
18) Dépression de Kura. Les roches cristallines du socle s'approchent de la surface du bassin de Kura près de la surface.
IV. Le Petit Caucase représente un anticlinorium complexe, comprenant six zones (19, 20, 21, 22, 23, 24) :
19) La zone Adzhar-Trialeti est située latitudinalement depuis la côte de la mer Noire jusqu'au cours moyen du fleuve. Iori. La zone est composée de strates sédimentaires allant du Crétacé supérieur à l'Oligocène inclus et atteint une épaisseur totale de 7 à 8 km. Il se compose de plis hautement comprimés de calcaire, de flysch et de strates volcano-sédimentaires. Les plis sont renversés au nord, sur le bloc géorgien, et au sud, sur le bloc Artinsky-Somkheti ;
20) La zone Somkhet-Ganja-Karabakh se caractérise par un plissement doux et calme. Au nord, la zone borde la dépression de Kura et au sud la zone tectonique arménienne. La zone considérée est composée de strates volcanogènes et volcano-sédimentaires de l'Oligocène et des coulées de lave du Pliocène supérieur et du Quaternaire, sous lesquelles se trouve un substrat cristallin dur proche de la surface ;
21) Zone pliée arménienne. La partie nord de la zone arménienne est constituée d'une ceinture de plis isoclinaux, composée principalement de roches carbonatées et volcaniques. Au sud se trouvent de grands anticlinaux (Zangezur et Kadan). Au sein de cette zone, on observe de grandes failles et des chevauchements de grande amplitude, dans lesquels des roches du Dévonien sont poussées sur des formations volcanogènes du Jurassique supérieur et sur des calcaires du Crétacé inférieur ;
22) la zone d'affaissement oriental du Petit Caucase est constituée de plis composés de calcaires du Crétacé inférieur et supérieur ;
23) Zone Talysh - une continuation directe du Petit Caucase - un grand anticlinorium constitué de gisements tertiaires volcanogènes ;
24) La zone du Nakhitchevan est composée de strates du Dévonien, du Carbonifère, du Permien et du Trias, représentées par des dacites carbonatées et des dépôts volcano-sédimentaires de l'Éocène et de l'Oligocène. De grands chevauchements de calcaires du Carbonifère sur des dépôts de l'Éocène inférieur sont observés (Village de Yaidzhi).
V. Dépression du cours moyen de la rivière. Araks (25) appartient à la limite nord du creux intermontagnard anatolien-iranien. D'un point de vue tectonique, il s'agit d'un grand graben.
Histoire du développement géologique. À l'époque précambrienne, un bassin marin était localisé sur le site du Caucase ; cela peut être prouvé par le fait que les roches précambriennes sont représentées par des gneiss et des schistes cristallins issus de roches sédimentaires. Le régime géosynclinal a été remplacé par l'orogenèse calédonienne, accompagnée de l'intrusion de roches ignées.
Des gisements cambriens du Caucase ont été découverts dans le bassin fluvial. Malki et dans le massif de la Dzirula. Les strates siluriennes sont représentées par des phyllites et des calcaires. La première phase orogénique (Calédonien ancien) dans le Caucase remonte à la fin du Silurien inférieur ou au début du Silurien supérieur. Au Dévonien, d'épaisses strates de conglomérats, de roches volcaniques et de grès se sont déposées. Ces strates, trouvées dans la zone du Front Range depuis 160 kilomètres, indiquent que sur le site du Front Range il y avait une dépression dans laquelle des débris étaient transportés depuis les terres situées au nord de la dépression (K.N. Paffengolts). Au cours du Dévonien et du Carbonifère inférieur, des sédiments géosynclinaux (grès, schistes, conglomérats et calcaires) se sont accumulés et, à l'époque pré-viséenne, des granites gris à biotite ont été introduits. Les sédiments du Carbonifère moyen et supérieur (grès, schistes avec intercalaires de charbon) reposent avec une forte discordance angulaire sur les roches du Paléozoïque inférieur, du Dévonien et du Carbonifère inférieur, ce qui indique de grands mouvements de la phase de plissement des Sudètes.
À la fin du Carbonifère et au début du Permien, une grande orogénie hercynienne est apparue, accompagnée d'intrusions. Au Permien inférieur, des bassins peu profonds de type lacustre existaient et des strates de couleur rouge se sont accumulées ; le Permien supérieur est représenté par des strates marines. Le soulèvement des terres a ensuite entraîné une régression de la mer et une interruption des dépôts à la limite Permien-Trias en raison de l'orogenèse.
Des dépôts triasiques d'une épaisseur allant jusqu'à 1 500 m, trouvés uniquement dans la partie nord-ouest du Grand Caucase sur le site du Front Range, indiquent leur nature géosynclinale.
À la limite Trias-Jurassique, le Grand et le Petit Caucase ont connu une phase orogénique cimmérienne ancienne majeure, ce qui est confirmé par le fait que le Lias repose en discordance sur des roches cristallines précambriennes. Le Caucase cimmérien atteignait de très hautes altitudes.
K. N. Paffengoltz souligne que la zone de plus grand soulèvement de tous les plis et éléments tectoniques de l'ancienne orogenèse cimmérienne coïncidait principalement avec la chaîne principale du Grand Caucase et la zone Sevan du Petit Caucase.
Dans le Lias, le Grand et le Petit Caucase ont coulé et à cette époque des effusions de laves et l'apparition de porphyrites et de porphyres quartzifères ont été observées dans la région de Prikazbek, en Ossétie du Nord, à Digoria, Cherek et dans les bassins des rivières Malka et Kouban. Au Jurassique moyen et supérieur, un plissement a été observé dans le géosynclinal du Caucase. Au cours du Crétacé, les sédiments carbonatés marins ont continué à s'accumuler dans le Caucase. Au Paléogène, à la place du Grand Caucase, est apparue une terre insulaire recouverte d'une végétation tropicale (flore de Poltava). Cette terre a continué à s'élever progressivement. Au Néogène, les géoanticlinaux du Grand et du Petit Caucase ont continué à s'élever, restant des îles. A cette époque, une flore et une faune endémiques ont été créées dans le Caucase.
Grâce aux soulèvements du Néogène, le Grand Caucase était relié à la Transcaucasie et à l'Asie occidentale. À la fin du Néogène, des surfaces nivelées et de larges vallées sont apparues dans le Grand Caucase et sur le plateau transcaucasien. Le volcanisme était répandu sur les hauts plateaux javakhétio-arméniens. En raison du refroidissement du climat, les représentants de la flore de Poltava ont été remplacés par des espèces d'arbres à feuilles caduques. Au Quaternaire, le soulèvement et l’érosion continus ont donné naissance à une topographie moderne profondément disséquée. Le volcanisme était répandu sur le plateau Javakhétio-Arménien à l'époque quaternaire. Dans le Grand Caucase, des effusions de lave sur l'Elbrouz et le Kazbek se sont produites même pendant l'Holocène.
Climat. Le Caucase se distingue climatiquement des autres territoires de la partie européenne de l'URSS par la grande variété des conditions climatiques de ses différentes régions. Le Grand Caucase sert de barrière au transfert des masses d'air du nord au sud et, par conséquent, la chaîne des bassins versants constitue la frontière climatique entre la Ciscaucasie et la Transcaucasie.
La situation géographique du Caucase, à la frontière de deux zones de latitude - tempérée et subtropicale - et entre deux vastes étendues d'eau - la mer Noire et la mer Caspienne, est d'une grande importance pour façonner le climat du Caucase. En raison de la position du Caucase aux basses latitudes, le bilan radiatif annuel des régions septentrionales du Caucase atteint 40 kcal/cm2, c'est-à-dire la même taille que dans les régions les plus méridionales de l'Asie centrale. La Transcaucasie est la seule région de la partie européenne de l'URSS où le bilan radiatif en hiver est positif. En été, le bilan radiatif se rapproche des valeurs d'équilibre des latitudes tropicales, ce qui entraîne ici la transformation des masses d'air en masses tropicales.
Les caractéristiques de la circulation des masses d'air pendant la saison estivale sont le déplacement des zones subtropicales de haute pression et l'élimination de l'air tropical ! Iran et Asie Mineure.
En hiver, on observe le passage des cyclones méditerranéens, apportant de fortes précipitations sur le Caucase occidental.
Les versants nord du Caucase et de la Ciscaucasie, en ce qui concerne la circulation des masses d'air, sont sous l'influence prédominante des flux d'air du nord et du nord-est qui se forment sur la partie plate du territoire européen de l'URSS.
Le relief joue un rôle très important, et dans certains domaines décisif, dans le climat. La zone de haute montagne du Caucase protège bien de l'invasion de l'air froid du nord, traversant des crêtes atteignant 1 000 mètres d'altitude. m. Les montagnes contribuent à des précipitations plus intenses, créent également des zones climatiques de haute altitude et divisent le territoire en plusieurs régions climatiques.
L'importance des mers Noire et Caspienne dans leur influence sur le climat est inégale, principalement parce que la mer Noire se trouve sur le trajet des cyclones méditerranéens et européens, dont l'air est humidifié lors de son passage sur une vaste surface d'eau. De plus, en hiver, une zone de basse pression se crée sur la mer Noire, à la suite de laquelle les cyclones méditerranéens s'écartent de leur trajectoire principale - à travers l'Asie Mineure - et entraînent des précipitations plus intenses sur la côte et sur le versant sud. du Caucase occidental. La position méridionale du Caucase détermine la grande quantité de chaleur qui y pénètre. La répartition des précipitations sur le territoire est très inégale : la Transcaucasie occidentale est très humidifiée et la Transcaucasie orientale, fermée aux courants d'air humide par la crête Suramsky, se caractérise par un manque d'humidité.
Le zonage climatique du Caucase est étroitement lié aux différents degrés d'influence de tous les facteurs climatiques considérés. Nous rappellerons les caractéristiques climatiques des régions, sans nous attarder sur les caractéristiques numériques, puisque nous donnons tous les indicateurs climatiques en caractéristiques physiques et géographiques régionales.
je. Ciscaucasie. Le climat de la partie occidentale de la Ciscaucasie est humide avec des étés chauds et des hivers modérément doux, et le climat de la partie orientale appartient à la zone d'humidité insuffisante avec des étés très chauds et des hivers modérément doux (M. I. Budyko). Dans les contreforts du Caucase (jusqu'à 1000 altitudes m) L'hiver est nuageux avec du brouillard et de la glace et du gel fréquents. Au sein de la Ciscaucasie, il convient de distinguer les régions climatiques suivantes : 1. La Ciscaucasie occidentale (steppes d'Azov et de Kouban) a un climat continental chaud et modéré, déterminé à la fois par de grandes quantités de rayonnement et par l'influence hétérogène de l'air froid du nord et chaud du sud-ouest. courants. Les mers Noire et Azov modèrent le climat : dans la zone côtière, elle est la plus humide et se caractérise par les plus petites amplitudes de température annuelles par rapport aux autres régions de la Ciscaucasie.
2. Les hautes terres de Stavropol se caractérisent par un climat plus continental que celui de la Ciscaucasie occidentale : l'air continental, qui se forme sur la partie sud de la plaine russe, prédomine ici, déterminant le niveau de température moyen en hiver et en été. Les températures négatives des mois d'hiver contribuent à la préservation de la couverture neigeuse dans la région de Stavropol. La quantité de précipitations dans la région diminue vers l'est.
3. En termes de caractéristiques climatiques, la Ciscaucasie orientale occupe une position intermédiaire entre la région de Stavropol et les semi-déserts de la plaine caspienne. Le rôle de l'air continental froid en hiver et des masses d'air sec et chauffé en été est très important ; Le régime de température se caractérise par une augmentation des amplitudes annuelles, principalement due à une augmentation des températures estivales. Les précipitations diminuent au nord-est à 300 moi, dans le même temps, pour la Ciscaucasie orientale, le taux d'évaporation est supérieur à 1000mm.
4. Les contreforts, couverts de forêts de feuillus, se caractérisent par un climat plus doux et plus humide par rapport aux zones qui leur sont adjacentes par le nord. La quantité de précipitations à mesure que la hauteur des montagnes augmente dans la partie ouest jusqu'à 700-1200 mm, et à l'est - jusqu'à 500-700 mm dans l'année.
II. Caucase de haute montagne. Le climat de la zone de haute montagne du Grand Caucase, qui appartient à la zone d'humidité excessive (M. I. Budyko), se forme sous l'influence des courants d'ouest de l'atmosphère libre et se caractérise par une augmentation générale des précipitations et une diminution en température de l'air avec l'altitude.
La partie occidentale de la zone de haute montagne présente une humidité assez uniforme tout au long de l'année et des précipitations maximales hivernales insignifiantes, tandis que la partie orientale de la zone de haute montagne se caractérise par la prédominance des précipitations estivales. Dans cette zone, selon le degré d'humidité, on distingue deux sous-régions climatiques : l'ouest - humide - et l'est - plus sec (B.P. Alisov).
La zonation climatique verticale se manifeste très clairement dans les hautes terres du Caucase. Dans la zone inférieure du Grand Caucase, à partir d'une altitude de 600 m et se terminant par une hauteur allant jusqu'à 2000 m, il existe une zone de climat modérément froid de type européen occidental avec des hivers relativement chauds et enneigés et des étés frais. A partir d'environ 2000 d'altitude m et jusqu'à 3000-3500 m La zone climatique des prairies alpines est localisée. Le climat de cette zone est froid avec des étés courts et frais. Un hiver long et enneigé s'accompagne de congères et d'avalanches. Il y a beaucoup de champs de neige ici en été.
A partir d'environ 3000 d'altitude m(à l'ouest) et 3500 m(à l'est) il y a un climat de neiges éternelles. Il s'agit d'une ceinture de développement de névés et de champs de glace.
III. Transcaucasie occidentale (côte de la mer Noire, plaine de Colchide, contreforts sud du Grand et du Petit Caucase). Cette zone est caractérisée par un climat subtropical humide. La frontière nord de la zone subtropicale longe le versant sud du Grand Caucase. L'hiver ici est très chaud et la quantité de précipitations est la plus élevée par rapport à toutes les autres régions de l'URSS. Le climat ici est humide avec des étés très chauds et des hivers doux.
L'amphithéâtre des crêtes du Grand et du Petit Caucase et la crête Suramsky contribuent à l'aggravation des fronts atmosphériques et à la détention des cyclones, ce qui provoque de grandes quantités de précipitations. Le bassin de la mer Noire joue un rôle de réchauffement. Sur le territoire de cette zone, on distingue deux régions climatiques différentes : a) la région la plus humidifiée de Colchide
les basses terres; b) la côte d'Anapa à Tuapse, dont le climat est proche de la Méditerranée.
IV. Transcaucasie orientale. Les basses terres de Kura ont un climat subtropical sec, caractérisé par des hivers moins chauds que dans les basses terres de Colchide et des hivers plus secs et des étés chauds. Les courants d'air occidentaux traversant la crête Suramsky subissent un affaissement, se réchauffent de manière adiabatique et ne produisent pas de précipitations.
La majeure partie de la Transcaucasie orientale se trouve, selon M.I. Budyko, dans une zone d'humidité insuffisante et dans le cours inférieur du fleuve. Kura et la côte de la mer Caspienne sont situées dans une zone climatique sèche.
Le prolongement orographique de la plaine de Kura est la plaine de Lenkoran, dont le climat diffère fortement du climat sec du cours inférieur du fleuve. Kuri et présente les caractéristiques climatiques des basses terres de Colchide, t. e. subtropicales humides. La quantité de précipitations dans la plaine de Lenkoran augmente fortement à mesure que l'air monte le long des pentes de la crête de Talysh. Contrairement à la plaine de Colchide, les précipitations maximales tombent ici en automne.
V. Hauts plateaux Javakhétio-Arméniens. Le climat des hauts plateaux Djavakhétio-Arméniens est largement déterminé par les caractéristiques de son orographie. Les crêtes marginales protègent les hautes terres des vents humides; de plus, les bassins intermontagnards ont une influence significative, qui se réchauffent fortement en été et, en hiver, l'air froid s'y accumule, ce qui fait apparaître les caractéristiques du climat des hautes terres. : faible nébulosité et sécheresse. L'Arménie est une région en grande partie dépourvue d'arbres et dotée d'un climat fortement continental.
Dépression du cours moyen de la rivière. Les bassins d'Araks et d'Erevan ont un climat sec avec des étés très chauds et des hivers modérément doux (I.M. Budyko).
Glaciation moderne. La superficie occupée par la glaciation dans le Caucase a été calculée à la fin du siècle dernier, lorsque des relevés topographiques du Caucase ont été réalisés à l'échelle 1 : 42 000. Sur la base de ces relevés, un catalogue des glaciers a été dressé. La superficie totale de glaciation dans le Caucase à la fin du siècle dernier était de 1967 km2. De cette superficie, le versant nord représentait 1465 km2, et au sud - 502 km2. La différence de taille des zones glaciaires des versants nord et sud devrait s'expliquer par l'exposition des pentes et la direction des flux neige-vent qui transfèrent la neige du versant sud vers le versant nord, l'alimentant ainsi vers les glaciers du versant nord. versant nord.
Au cours de la période de 1887 à 1958, la superficie totale de glaciation dans le Caucase a diminué d'environ 10 %. À ce jour, la superficie totale de glaciation dans le Caucase a diminué jusqu'à 1775 km2(P.A. Ivankov). Des changements importants se sont également produits dans l'épaisseur des glaciers : actuellement, non seulement la longueur des langues glaciaires diminue, mais aussi l'amincissement des glaciers et des champs de névés.
Les plus grands centres de glaciation sont les glaciations de l'Elbrouz et de Kazbek. La taille des zones glaciaires sur ces volcans éteints est de 144 et 135 km2. En 1958 (sur la période de 1887 à 1958), la superficie de la glaciation de l'Elbrouz a diminué de 13,8 km2. La glaciation ne diminue pas seulement dans ses parties périphériques : toute la surface glacée de l'Elbrouz connaît un amincissement. Les glaciers reculent de manière inégale, passant par une étape inévitable de glace morte.
Les types de glaciers suivants sont observés dans le Caucase : scandinaves, arborescents, de vallée, suspendus et de cirque. De nombreux glaciers de vallée atteignent des longueurs importantes (par exemple, Dykh-Su - 15,3 kilomètres, Karaugom - 15 kilomètres, Bezengi - 12,6 kilomètres).
La position de la limite des neiges dans le Caucase dépend de ses caractéristiques climatiques, ainsi que de la position des crêtes par rapport au flux neige-vent. Étant donné que le climat continental du Caucase augmente à mesure que l'on se déplace d'ouest en est, dans cette direction, la limite de neige augmente et la glaciation diminue. Sur le versant sud du Caucase, la limite de neige se situe entre 200 et 300 m plus élevée que sur le versant nord, ce qui est dû à une ablation plus intense sur le versant sud.
Si vous vous déplacez le long de la crête principale du Caucase d'ouest en est, les premiers glaciers (glaciers bitumineux) apparaissent dans la zone des pics Oshten et Shift, plus à l'est, dans la zone du col Marukhsky, le premier glacier de la vallée - Marukhsky.
Une zone de glaciation importante est la réserve naturelle de Teberda, où se trouvent les glaciers 4-5 kilomètres(Alibeksky, Amanauzsky, Ptysh*sky, etc.). Les plus grands glaciers se situent entre l'Elbrouz et le Kazbek. A l'est de Kazbek, en raison de la continentalité croissante du climat, la glaciation s'est développée sporadiquement et se limite aux massifs les plus élevés (Tebulos-Mta, Diklos-Mta). Les derniers petits glaciers sont situés sur le massif du Shagdag.
Les traces d'anciennes glaciations dans le Caucase sont clairement exprimées par des moraines terminales, des moraines latérales et des terrasses fluvioglaciaires. À l'heure actuelle, les traces de seulement deux glaciations sont assez fiables, qui peuvent être synchronisées avec celles des Alpes - Rissky et Würm -
glaciations. En outre, un certain nombre de chercheurs pensent que l'étape de glaciation Würm-Byul, ou Karakel, s'est exprimée dans le Caucase. Les traces de glaciations plus anciennes ne sont pas clairement exprimées. En outre, certains chercheurs attribuent à tort les strates meubles déposées par les coulées de boue glaciaires aux moraines et exagèrent donc l'étendue de l'ancienne glaciation dans les montagnes et dans les plaines des contreforts.
La taille des glaciers pendant la glaciation de Würm dans le Caucase était proportionnelle à la taille de sa glaciation moderne, c'est-à-dire qu'une plus grande glaciation a été observée dans le Caucase occidental et central, et à l'est du méridien Kazbek, les traces d'anciennes glaciations étaient moins prononcées. . Le glacier de Würm a reculé en 8 étapes marquées par des moraines terminales. L'ancien glacier de Teberda atteignait une longueur de 77 dans la vallée de Teberda kilomètres, et le long de la rivière Terek, la longueur du glacier Würm n'était que de 29 km. Les extrémités des glaciers du Würm sur le versant nord se trouvaient à des altitudes de 900 à 1 100 m.m.
Dans le Caucase, l'activité avalancheuse est répandue, c'est-à-dire une sorte de ruissellement d'humidité sous forme solide depuis les pentes. Les pentes des vallées sont parsemées de couloirs d'avalanche. Les cônes alluviaux sont situés partout au fond des vallées, recouvrant les dépôts morainiques et les terrasses fluvioglaciaires. Des études sur des cônes d'avalanches modernes et anciens constitués de matériaux clastiques ont établi l'existence d'une certaine proportionnalité entre l'ampleur de l'activité avalancheuse dans le passé et la taille des anciens glaciers. Le grand développement des glaciers est dû à une meilleure nutrition par les sédiments solides. Par conséquent, l'activité avalancheuse était assurée par une grande quantité de précipitations solides. Dans certaines parties des vallées depuis longtemps libérées des glaciers, se trouvent d'énormes cônes d'avalanche anciens, aujourd'hui partiellement recouverts de forêt.
Lors de la conception et de la construction d'installations industrielles, résidentielles et sportives, ainsi que lors du tracé des routes, il est nécessaire de prendre en compte soigneusement le risque d'avalanche afin de prévenir les catastrophes et d'assurer un fonctionnement ininterrompu des installations de transport tout au long de l'année.
Il convient de noter la grande importance des coulées de boue dans la formation du relief et des sédiments meubles dans les vallées du Caucase. Les coulées de boue se produisent à la fois lors des précipitations et lors de la fonte intense des glaciers. Les dépôts de coulées de boue sont souvent confondus avec des moraines. Apparemment, cela s'explique par le fait que les dépôts sont constitués de moraines de petits glaciers mourants ou de branches glaciaires, qui fournissent beaucoup d'eau et saturent les moraines. Les coulées de boue sont facilitées par un temps sec prolongé, provoquant une fonte accrue des glaciers et l'écoulement d'énormes quantités d'eau au fond de petites vallées escarpées, dans lesquelles de nombreuses moraines se sont accumulées.
Rythmes de la glaciation et de la couverture neigeuse dans le Caucase au cours de la période historique. Les rythmes de variabilité de la glaciation et de la couverture neigeuse dans le Caucase au cours de l'histoire, c'est-à-dire pour la période allant du milieu du premier millénaire avant JC jusqu'à nos jours, sont prouvés par l'étude des traces de changements dans la taille des glaciers, la stratigraphie de dépôts glaciaires, avalancheux et éboulis, ainsi que des données archéologiques.
Comme le montrent les travaux de Petterson, B. Multanovsky, A.V. Shnitnikov, il existe une variabilité « multi-siècle » et « intra-siècle » (selon Brickner) de la teneur en humidité, et donc de la teneur en neige, une variabilité « multi-siècle ». et son influence sur le comportement des glaciers fournissent un matériau très intéressant pour étudier les questions de dynamique des glaciers à l'époque historique. La variabilité « intra-siècle » de l'humidité affecte rapidement l'enneigement des hivers, une forte augmentation du risque d'avalanche, ainsi que la dynamique des glaciers au cours de la période allant de leur avance maximale au milieu XIXèmeV. Jusqu'à maintenant. La variabilité « multi-siècle » a une période de 1 800 à 2 000 ans et la variabilité intra-siècle de 35 à 40 ans.
Du milieu à la fin du premier millénaire avant JC, il y a eu dans l'hémisphère nord une période d'humidité accrue qui correspondait à la glaciation des montagnes de l'étape d'Egessen. Dans l'étape d'Egessen, il existe des cas connus de glaciers avançant vers des villages de haute montagne*, ainsi que des marées de tempête et des « siècles d'hivers terribles » sur la côte de l'Atlantique Nord.
Au premier millénaire de notre ère, une diminution de la couverture neigeuse et un retrait de la glaciation des montagnes, appelé « hiatus d'Arkhyz », ont été observés dans l'hémisphère nord. À cette époque, les zones de haute montagne des vallées des Alpes et du Caucase étaient habitées. Dans le même temps, en raison de la faible couverture de glace de l'Atlantique Nord, des colonies sont apparues en Islande et au Groenland. Les restes de bâtiments des hautes vallées du Caucase ont été découverts dans le bassin fluvial. Téberda. A Teberda, dans la clairière de Dombay jusque vers 1900 m Des vestiges de la culture agricole d'Alan ont été découverts. Actuellement, la population permanente vit uniquement dans le village de Teberda à une altitude de 1323 moi, dans la vallée de la rivière Zelenchuk (district d'Arkhyz). Au premier millénaire, il y avait de grandes colonies de l'État alanien.
L'augmentation de l'humidité a commencé en XIII- XIVdes siècles n. e., à la suite de quoi l'enneigement des hivers a augmenté. L'humidification a entraîné une augmentation de la glaciation dans les Alpes et le Caucase. Les glaciers ont commencé à descendre dans les vallées. Dans les Alpes, cette expansion des glaciers est appelée le « Petit Âge Glaciaire » ou stade de Fernau, et dans le Caucase, le stade de mi-glaciation. XIXèmeV.
L'augmentation des chutes de neige a provoqué une activité avalancheuse accrue, à la suite de laquelle les villages Alan d'Arkhyz ont été détruits. Un peu plus tard, lorsque la neige et la glace se sont accumulées dans les bassins d'alimentation, les glaciers ont pénétré loin dans les vallées jusqu'à la zone forestière et ont recouvert les sols apparus pendant l'interruption d'Arkhyz dans les parties supérieures de nombreuses vallées du Caucase. Les processus de solifluxion, synchrones avec le refroidissement et l'humidification, ont créé des sections sur les pentes dans lesquelles les horizons du sol étaient enfouis sous un horizon de sédiments meubles soumis à une solifluxion. La nature des sols enfouis indique un climat plus chaud et plus sec que le climat caractéristique des vallées montagneuses actuelles.
La limite supérieure de la forêt du Caucase était beaucoup plus haute pendant la pause d'Arkhyz qu'elle ne l'est aujourd'hui. Ceci suggère que
Au cours de la cassure d'Arkhyz, les glaciers du Caucase ont diminué très fortement et de nombreux glaciers pourraient avoir complètement disparu.
Des rivières et des lacs. La partie de haute montagne du Grand Caucase est caractérisée par des rivières de type alpin, c'est-à-dire alimentées par les neiges et les glaciers.
Toutes les rivières alimentées par la neige et les glaciers ont des caractéristiques communes : leurs niveaux minimaux sont observés en hiver, lorsque la fonte des glaciers fournit une quantité d'eau insignifiante ; La première crue coïncide avec la fonte des neiges dans les contreforts, et le niveau maximum se produit en juillet, lorsque la glace et la couverture neigeuse à la surface des glaciers fondent. Ce type de rivière comprend les cours supérieurs du Kouban, du Terek, du Rioni, de l'Enguri, du Kodori et de leurs affluents.
Dans le Petit Caucase, les rivières naissent sur les pentes des crêtes à une altitude de 2 000 à 3 000 m et sont alimentés par les eaux souterraines. La fonte printanière des neiges contribue à la montée des niveaux. Les niveaux minimum des rivières coïncident avec les mois d'été (juin - juillet). Une rivière typique de ce type montagnard-continental est la rivière. Kura, à partir du bassin de Gel des sources.
Dans les régions au climat méditerranéen (la côte de la mer Noire du Caucase dans la région de Touapsé à Sotchi), le régime fluvial est associé aux précipitations hivernales maximales. Ce type de rivière est appelé Méditerranée.
Dans la steppe Ciscaucasie, les rivières prennent leur source sur les pentes des hautes terres de Stavropol. Les inondations qui y sont associées sont associées à la fonte des neiges printanière. En été, la plupart de ces rivières s'assèchent complètement ou se transforment en chaînes d'extensions lacustres séparées par des sections de canaux asséchés.
Le Caucase n'est pas riche en lacs. Les plus répandus sont les lacs tarn, ainsi que les lacs qui naissent au-dessus des digues morainiques terminales ou au-dessus des cônes alluviaux bloquant la vallée. En règle générale, ceux-ci sont peu profonds ( 2-3 m) et des petits lacs. Un grand lac tectonique est situé en Arménie. Le lac Ritsa (sur le versant sud du Caucase occidental) est doté d'un barrage tectonique.
Sols. Les Tchernozems sont caractéristiques de la Ciscaucasie occidentale (steppe), ainsi que des hautes terres de Stavropol. À l'est des hautes terres de Stavropol, en raison d'une diminution des précipitations, les sols passent du châtaignier (pentes orientales des hautes terres de Stavropol) au châtaignier clair (plaine de Tersk-Kuma). Les marais salants apparaissent dans les dépressions du relief.
Dans les montagnes du Grand Caucase, la zonation altitudinale est clairement exprimée. Sur les pentes se trouvent des sols de forêt de montagne, principalement bruns, qui, au-dessus de la limite forestière, sont remplacés par des sols subalpins et alpins de prairies de montagne.
En Transcaucasie, selon la teneur en humidité, il existe différents types de sols. Dans la Transcaucasie occidentale humide (subtropicale) (Adjarie), les sols rouges (latérites) riches en alumine à forte teneur en oxydes de fer sont largement développés. La couleur de ces sols va du rouge brique au pourpre. Des tourbières, des sols alluviaux podzoliques-gley et podzoliques subtropicaux sont développés dans les basses terres de Colchis. Les Zheltozems se développent le long de la périphérie de Colchide.
En Transcaucasie orientale (plaine de Kura-Araks), les sérozems sont courants - sols des régions subtropicales sèches. Dans les contreforts, en raison d'une légère augmentation des précipitations, des sols bruns de montagne se développent et, à certains endroits, des châtaigniers foncés et des chernozems. Dans la région de la plaine de Lankaran et sur les pentes de la crête de Talysh, où la quantité de précipitations augmente, les sols jaunes podzoliques et les sols bruns des forêts de montagne sont courants.
Les sols de l'Arménie dans ses parties les plus arides - les semi-déserts (le long du cours moyen de la rivière Araks dans le bassin d'Erevan) sont gris-brun avec des solonetzes et des sols blancs, qui sont apparus sur la croûte d'altération carbonatée des roches ignées.
Dans les parties centrales de l'Arménie (plateau de Leninakan), en raison de l'augmentation de l'humidité, les sols semi-désertiques sont remplacés par des sols de châtaigniers. Aux altitudes 1800-2000 m(Lori steppe, etc.) les chernozems de montagne sont répandus.
Les sols du Caucase constituent les ressources naturelles les plus précieuses : le blé et le maïs poussent sur des sols noirs, et les agrumes et le thé sont cultivés sur des sols rouges et des sols jaunes.
Végétation. En raison de la diversité des conditions physiques et géographiques, la végétation du Caucase se caractérise par une riche composition en espèces et une diversité de communautés végétales. Le nombre d'espèces végétales dépasse ici 6 000 (dans la partie européenne de l'URSS - environ 3 500). La composition de la végétation du Caucase témoigne de l'histoire complexe du développement de ce pays montagneux.
Depuis le Tertiaire supérieur, sous la protection de la chaîne du Caucase, en particulier dans les basses terres de Colchide et de Lankaran, un nombre important de plantes reliques anciennes ont été préservées.
L'expansion des glaciers et des champs de névés, ainsi que l'augmentation de la superficie de couverture neigeuse stable pendant les périodes glaciaires, ont provoqué des changements importants dans la composition de la végétation et sa migration. Les vestiges de la végétation de la période glaciaire dans les régions subtropicales humides modernes de Colchide sont : droséra( Drosera rotundifolia) et sphaigne ( Sphaigne cymbifolium), trouvé dans les marécages près de la ville de Kobuleti.
L'ère xérophyte qui a suivi la glaciation a contribué à la réduction des anciennes forêts mésophiles, qui ont cédé la place à la flore xérophyte (shablyak et frigana) de la Méditerranée, répandue dans le Caucase oriental, au Daghestan et en Arménie. La jeune spéciation et le mélange des flores européenne, aral-caspienne, d'Asie Mineure et iranienne sont d'une grande importance dans la formation de la flore du Caucase.
Dans la Ciscaucasie occidentale et sur les hautes terres de Stavropol, de vastes espaces sont occupés par des steppes, actuellement presque entièrement labourées. Les semi-déserts sont répandus dans la plaine de Terek-Kuma.
Les montagnes du Grand Caucase sont dominées par des zones forestières, ainsi que par une végétation de prairies subalpines et alpines. En Transcaucasie, dans la plaine de Colchide, on trouve encore des zones de forêts d'aulnes marécageuses, tandis que la majeure partie de la végétation forestière de type Colchide a été presque entièrement détruite. Sur les collines entourant les basses terres, poussent des forêts reliques de feuillus avec des sous-bois sempervirents.
En Transcaucasie orientale (dépression de Kura et bassin moyen d'Araxes), des types de végétation semi-désertiques et steppiques sont développés. Dans la ceinture de basse montagne des monts Talysh, poussent des forêts de type Talysh, ou Hyrcanien. En Arménie, sur les hauts plateaux de Javakhétie-Arménie, la végétation de steppe de montagne domine et sur les hautes crêtes, la végétation de prairie de montagne.
La répartition de la végétation dans le Caucase est si étroitement liée aux régions physiographiques qu'il est plus pratique de considérer les types de végétation dans un aperçu régional du Caucase.
La faune du Caucase reflète à la fois la pénétration des faunes des territoires adjacents des déserts et steppes d'Asie centrale, et la présence d'une faune endémique. Parmi les animaux du Caucase, on trouve des représentants des provinces zoogéographiques les plus diverses.
La répartition des animaux est confinée à certaines zones physico-géographiques ; par exemple, la zone forestière est caractérisée par : l'ours( Ursus arctos), sanglier ( Sus scrofa attila), cerf ( Cervus elaphus morale), léopard ( Felis Tulliana), chevreuil ( Capranolus capranolus capranolus), martre ( Martes Martes), blaireau ( Meles meles), loutre ( lutra lutra); zone alpine - circuit( Capra Severtzovi), Chamois du Caucase( Rupicarpa rupicarpa caucasica), campagnol des neiges( Microtus nivalis), Souris prométhéenne( Prometheomys schaposchnicovi), Dinde de montagne - Snowcock( Tetraogallus caucasicus), aigles ( Aquila héliaque), vautours ( Gups fulvus). À Talysh et Lankaran - léopard( Felis Tulliana), porc-épic indien( Hystrix hirsutirostris), hyène ( hyène hyène), chacal ( CanisaiRéus), Le poulet du sultan( Porphyrio poliocéphale), Flamant rose( Phoenicopterus roseus), pélicans ( Pelecanus crispus). Dans les steppes de la Ciscaucasie orientale, on trouve un grand mélange d'animaux d'Asie centrale : le hérisson aux longues oreilles( Hemiechinus auritus), renard corsac ( Vulpes corsac) et karaganka ( Vulpes vulpes karagan), blaireau ( Meles meles), gerboise ( Allactaga williamsi), saïga ( Saïga tatarica), lézard à tête ronde( Phrynocephalus helioscopus persicus), boa des sables constrictor ( Eryx miliaire).
Dans les régions du Caucase où la couverture neigeuse est stable, l'hiver joue un grand rôle dans la vie des animaux. L'importance de la neige dans la vie des ongulés a été découverte grâce à l'organisation de réserves d'État dans le Caucase. Souvent, de nombreux changements survenant dans la composition de la faune s'expliquent par la période glaciaire. Dans le même temps, les fortes chutes de neige en hiver peuvent entraîner d'importantes migrations d'animaux et contribuer à la disparition complète de certaines espèces, car la couverture neigeuse rend les déplacements et l'alimentation difficiles et favorise également leur poursuite par les prédateurs.
Les ongulés tombent dans la neige, ce qui dépend en grande partie des propriétés physiques et mécaniques de la neige, ainsi que de la zone d'appui des membres des animaux. De grandes difficultés surviennent pour se procurer de la nourriture lorsque la couverture neigeuse est élevée. Les cerfs européens ne reçoivent des glands sous la neige que lorsque l'épaisseur de la neige atteint 30 cm. En hiver, quand il est élevé (50-60 cm) la couverture neigeuse dure 3 à 4 semaines ou plus, de nombreux sangliers meurent d'épuisement (A. A. Nasimovich).
