Характеристика ледников россии. Самым верхним горизонтом лесных почв является…

Внутренние воды, 1 вариант

1. Наибольшая часть территории России принадлежит бассейну…

1) внутреннего стока 3) Северного Ледовитого океана

2) Тихого океана 4) Атлантического океана

2. Наибольшая доля ледникового питания характерна для реки…

1) Кубани 2) Терека 3) Катуни 4) Селенги

3. Дождевое питание является преобладающим на реках…

1) Европейской части 2) Западной Сибири

3) Восточной Сибири 4) Юга Дальнего Востока

4. Вскрываются от низовьев к верховьям реки…

1) Волга и Дон 2) Дон и Обь

3) Обь и Енисей 4) Енисей и Печора

5. Озера с ледниковым происхождением котловины расположены главным образом на северо-западе…

1) Урала 2) Сибири

3) Европейской части 4) Дальнего Востока

6. Наибольшей уникальностью и разнообразием характеризуется органический мир озера…

1) Ладожского 2) Таймыр

3) Чудско-Псковского 4) Байкал

7. Наиболее сильные и частые наводнения в России происходят на реках…

1) Европейской части 2) Урала

3) Сибири 4) Дальнего Востока

8. Горной рекой по характеру течения является…

1) Печора 2) Урал 3) Терек 4) Мезень

9. На архипелаге Новая Земля, по сравнению с Северной Землей, снеговая линия расположена…

1) выше 2) на той же высоте 3) ниже

10. Наибольшее число озер в расчете на единицу площади сосредоточено в пределах границ…

1) распространения плавучих льдов

2) распространения многолетней мерзлоты

3) распространения четвертичных оледенений

11. Наиболее сильная заболоченность в России характерна для бассейнов…

1) Ангары и Енисея 2) Волги и Камы

3) Амура и Уссури 4) Оби и Иртыша

12. Специфическими для районов многолетней мерзлоты являются озерные котловины…

2) ледникового происхождения

3) термокарстового происхождения

4) карстового происхождения

13. Наибольшее количество горных ледников сосредоточены на…

1) Полярном Урале 2) Корякском нагорье

3) Алтае 4) Кавказе

14. Наиболее лавиноопасным сезоном является…

1) зима 2) весна 3) лето 4) осень

15. Степень загрязнения вод Волги в районе Волгограда по сравнению с Ярославлем…

1) выше 2) такая же 3) ниже

Внутренние воды, 2 вариант

1. Подавляющее большинство рек России имеет смешанное питание с преобладанием…

1) грунтового 2) снегового

3) ледникового 4) подземного

2. По годовому стоку Лена…

1) превышает Енисей и Обь

2) превышает Енисей и уступает Оби

3) уступает Енисею и превышает Обь

4) уступает Енисею и Оби

3. Реки не пересыхают в период ледостава благодаря … питанию

1) дождевому 2) ледниковому 3) снеговому 4) грунтовому

4. Для Индигирки и Колымы характерно летнее половодье в связи с тем, что в это время…

1) начинаются муссонные дожди 2) тают ледники

3) уменьшается испарение 4) происходит таяние снега

5. Онежское и Ладожское озера по типу происхождения котловины относятся к…

1) старичным 2) ледниковым (моренным)

3) тектоническим 4) ледниково-тектоническим

6. Наиболее мощный слой торфа характерен для болот…

1) Севера Европейской части

2) Западной Сибири

3) Центрально-Якутской низменности

4) Камчатки

7. Основной причиной отсутствия наводнений на Волге является…

1) равномерное распределение осадков в течение года

2) наличие водохранилищ

3) малое количество снега на территории бассейна

8. Наименьшие уклоны характерны для реки…

1) Енисея 2) Волги 3) Печоры 4) Лены

9. По общей площади оледенения Кавказ…

1) превосходит архипелаги Новая Земля и Северная Земля

2) превосходит Новую Землю и уступает Северной Земле

3) уступает Новой Земле, но превосходит Северную Землю

4) уступает архипелагам Новая Земля и Северная Земля

10. Большинство озер Европейской части России…

1) сточные и пресные 2) сточные и соленые

3) бессточные и пресные 4) бессточные и соленые

11. Снеговая линия на Алтае по сравнению с Кавказом расположена…

1) выше 2) на такой же высоте 3) ниже

12. Наиболее широко в хозяйственных целях используются воды…

1) рек 2) озер 3) ледников 4) болот

13. Наиболее часто сход снежных лавин отмечается на…

1) Урале 2) Кавказе 3) Алтае 4) Плато Путорана

14. Водная проблема, имеющаяся в России, обусловлена главным образом…

1) малым количеством атмосферных осадков

2) общим дефицитом воды

3) неравномерностью размещения водных ресурсов

Современные ледники занимают на территории России небольшую площадь, всего около 60 тыс. км 2 , однако в них заключены большие запасы пресной воды. Они являются одним из источников питания рек, значение которого особенно велико в годовом стоке рек Кавказа.

Основная площадь современного оледенения (более 56 тыс. км 2) находится на арктических островах (см. таблицу 7), что объясняется их положением в высоких широтах, обусловливающим формирование холодного климата. Нижняя граница нивальной зоны опускается здесь почти до уровня моря. Оледенение сосредоточено в основном в западных и центральных районах, где выпадает больше атмосферных осадков. Для островов характернопокровное и горно-покровное(сетчатое) оледенение, представленное ледниковыми щитами и куполами с выводными ледниками. Самый обширный ледниковый покров расположен на Северном островеНовой Земли . Длина его по водоразделу составляет 413 км, а наибольшая ширина достигает 95 км (Долгушин Л.Д., Осипова Г.Б., 1989). Остров Ушакова, лежащий между Землей Франца-Иосифа и Северной Землей, представляет собой сплошной ледниковый купол, края которого обрываются к морю ледяными стенами высотой от нескольких метров до 20-30 м, а на островеВиктории , расположенном западнее Земли Франца-Иосифа, свободен ото льда лишь небольшой участок пляжа площадью около 100 м 2 .

При движении к востоку все большая часть островов остается свободной ото льда. Так, острова архипелага Земли Франца-Иосифа почти сплошь покрыты ледниками, наНовосибирских островах оледенение характерно лишь для самой северной группы острововДе-Лонга , а на островеВрангеля покровного оледенения нет - здесь встречаются лишь снежинки и небольшие леднички. Большинство снежно-ледовых образований представляют собой многолетние снежники с ядрами инфильтрационного льда.

Толщина ледниковых покровов арктических островов достигает 100-300 м, а запас воды в них приближается к 15 тыс. км 3 , что почти в четыре раза больше годового стока всех рек России.

Оледенение горных областей России и по площади, и по объему льда значительно уступает покровному оледенению арктических островов. Горное оледенениехарактерно для наиболее высоких гор страны - Кавказа, Алтая, Камчатки, гор Северо-Востока, но встречается и в невысоких горных массивах северной части территории, где снеговая граница лежит низко (Хибины, северная часть Урала, горы Бырранга, Путорана, Хараулахские горы), а также в районе Маточкина Шара на Северном и Южном островах Новой Земли.

Многие горные ледники лежат ниже климатической снеговой границы, или "уровня 365", на котором снег сохраняется на горизонтальной подстилающей поверхности в течение всех 365 дней в году. Существование ледников ниже климатической снеговой границы становится возможным за счет концентрации больших масс снега в отрицательных формах рельефа (часто в глубоких древних карах) подветренных склонов в результате метелевого переноса и схода лавин. Разница между климатической и фактической снеговой границей измеряется обычно сотнями метров, но на Камчатке превышает 1500 м.

Площадь горного оледенения России немногим превышает 3,5 тыс. км 2 . Наиболее широко распространеныкаровые, карово-долинные идолинные ледники . Большая часть ледников и площади оледенения приурочена к склонам северных румбов, что обусловлено не столько условиями снегонакопления, но и большей затененностью от солнечных лучей (инсоляционными условиями). По площади оледенения среди гор России первое место занимаетКавказ (994 км 2). За ним следует Алтай (910 км 2) иКамчатка (874 км 2). Менее значительное оледенение характерно для Корякского нагорья, хребтов Сунтар-Хаята и Черского. Оледенение других горных районов невелико. Самыми крупными ледниками России являются ледникБогдановича (площадь 37,8 км 2 , протяженность 17,1 км) в Ключевской группе вулканов Камчатки и ледникБезенги (площадь 36,2 км 2 , протяженность 17,6 км) в бассейне Терека на Кавказе.

Ледники чутко реагируют на колебания климата. В XVIII - начале XIX вв. начался период общего сокращения ледников, который продолжается и поныне.

Кавказ занимает перешеек между Черным и Каспийским морями. Он расположен на юге СССР (38°25" - 47°15" с. ш. и 36°37" - 50°22" в. д.). Осевая часть этого перешейка занята горной системой Большого Кавказа, поднимающегося в виде зубчатой стены, защищающей Закавказье от влияния северных потоков холодного воздуха, идущих с Русской равнины. Северная граница Кавказа проводится по Кумо-Манычской впадине, которая в четвертичное время являлась проливом, соединявшим Каспийское море с Азовским. О недавнем существовании на месте Кумо-Манычской низменности морского пролива свидетельствуют встречающиеся в террасах этого пролива раковины моллюска ( Cardium edule ), место обитания которого - Каспийское море. Южная граница Кавказа проводится по государственной границе СССР и располагается по р. Ахурян, а затем по крупному естественному рубежу - эрозионно-тектонической долине р. Аракса. От нижнего течения р. Аракса граница идет по гребню Талышского хребта и выходит к побережью Каспийского моря у пункта Астара.

Площадь Кавказа - около 440 тыс. км 2 , из них на Северный Кавказ приходятся 250 тыс. км 2 , а на Закавказье - 190 тыс. км 2 .

На территории Кавказа находятся Грузинская, Армянская, Азербайджанская ССР. Значительная часть Северного Кавказа относится к РСФСР.

Благодаря огромной амплитуде высот и географическому положению Кавказ обладает огромным разнообразием ландшафтов: на северном склоне, у подошвы Большого Кавказа, лежат степи и полупустыни, а на склонах наблюдается гамма ландшафтов - от лесостепи до территорий, покрытых вечными снегами и льдами; у подошвы южного склона Большого Кавказа находятся ландшафты Средиземноморья, влажных и сухих субтропиков.

Орография. Кавказ подразделяется на следующие орографические единицы: 1) Предкавказье; 2) Большой Кавказ; 3) равнины Закавказья, 4) Малый Кавказ и 5) Джавахетско-Армянское нагорье.

I . Предкавказье - предгорная равнина, в средней части которой располагается Ставропольская возвышенность, разделяющая Предкавказье на Западное и Восточное. Западное Предкавказье (Прикубанская, или Приазовская, низменность) - плоская, однообразная равнина со слабым наклоном к западу. Высоты равнины не превышают 50 м. Восточное Предкавказье,

или Кумо-Терская низменность, является продолжением Прикаспийской низменности. Значительная часть поверхности Восточного Предкавказья, лежащая ниже уровня океана, является морской равниной и поэтому почти не расчленена эрозией. Здесь столь сухой климат, что большинство рек не доходит до Каспийского моря.

Ставропольская возвышенность достигает отметок 600-800 м. Она глубоко расчленена эрозией, но ее западный, восточный и северный склоны постепенно сливаются с окружающими Прикубанской и Прикаспийской низменностями, и лишь южный склон, подмываемый рекой Кубанью, имеет ярко выраженный уступ.

II . Большой Кавказ состоит из нескольких хребтов, составляющих одну горную систему. Ширина этой системы в разных частях различная: на меридиане Новороссийска Большой Кавказ достигает ширины 32 км; на меридиане Эльбруса наблюдается наибольшее расширение, достигающее 180 км, а на меридиане Орджоникидзе - 110 км. На меридиане Дагестана Большой Кавказ имеет ширину 160 км. Осевую часть Большого Кавказа образует Главный Кавказский, или Водораздельный, хребет. К северу от Главного Кавказского хребта, параллельно ему, на расстоянии 10-15 км от его осевой части, располагается Боковой хребет, достигающий больших высот, чем Главный Кавказский хребет. На нем находятся Эльбрус, Казбек и около десяти вершин высотой более 5000 м (Дых-Тау, Коштан-Тау и др.). Далее к северу располагаются три более низких асимметричных хребта (куэсты): Скалистый хребет, достигающий высоты 3300 м , Пастбищный - 1500 м и Лесистый с высотами порядка 600 м.

Южный склон Большого Кавказа состоит из ряда хребтов, которые под острыми углами отходят от Главного Кавказского хребта. С запада на восток лежат следующие хребты: Гагринский, Бзыпский, Кодорский, Сванетский, Лечхумский, Рачинский, Сурамский (Месхийский), Карталинский, Кахетинский.

При рассмотрении орографического строения северных и южных склонов Кавказа можно отметить в нем большие различия. Северный склон имеет продольное расчленение и состоит из ряда хребтов, параллельных осевой части Главного Кавказского хребта, южный склон - поперечное, скорее перистое расчленение, так как хребты отходят от него под острым углом.

Вдоль осевой линии Главного Кавказского хребта выделяются (с запада на восток) следующие пять частей:

1) от г. Анапы до вершины горы Фишт - Средневысотные горы (лесной Черноморский Кавказ). Этот отрезок Кавказа достигает в районе Новороссийска высоты 600 м, а в районе Туапсе - 900 м. Его пересекает железная дорога от Армавира в Туапсе в небольших тоннелях под Гойтхским перевалом (334 м);

2) от вершины горы Фишт до меридиана Эльбруса (5633 м) располагаются Абхазские Альпы, имеющие отчетливые альпийские формы рельефа. Высшая точка этого отрезка хребта - Домбай-Ульген - достигает 4047 м, а перевалы лежат на высоте примерно 2800 м. Высота Клухорского перевала - 2786 м. Через этот перевал еще в прошлом столетии была проложена русскими воинскими частями одна из трех важных в то время стратегических дорог - Военно-Сухумская дорога. В пределах этого отрезка хребет достигает настолько большой высоты, что на его склонах существуют ледники длиной до 4-5 км;

3) от меридиана Эльбруса до меридиана Казбека лежит Центральный Кавказ, достигающий высот 5000 м и более. Эта зубчатая, покрытая снегами и крупными ледниками горная цепь имеет много вершин, поднимающихся выше 5000 м. Высокогорную часть Кавказа пересекают Военно-Осетинская дорога, проходящая через Мамиссонский перевал и соединяющая Алагир с г. Кутаиси, и Военно-Грузинская, проходящая через Крестовый перевал и соединяющая г. Орджоникидзе с Тбилиси. Остальные перевалы пригодны лишь для вьючного или пешего летнего движения с одного склона на другой. В зимнее время сообщение по Военно-Осетинской дороге прекращается, а по Военно-Грузинской происходит с частыми перерывами из-за снежных заносов и лавин;

4) от меридиана Казбека до вершины Бабадаг располагается отрезок, напоминающий по отметкам Абхазские Альпы, но с менее выраженным альпийским рельефом и с меньшим развитием оледенения. Этот участок включает в себя Алазанские и Самурские Альпы и называется высокогорным Восточным Кавказом. Здесь северный склон значительно расширяется;

5) от вершины Бабадаг до р. Сумгаит лежат Средневысотные горы, вследствие континентальности климата они безлесны.

Обзор орографического расчленения осевой части Большого Кавказа в продольном направлении позволяет указать на симметрию в строении хребта: по краям его располагаются средневысотные горы, а к центральной части примыкают горные цепи, менее высокие, чем центральная, высокогорная, часть. Кроме этого деления, очень часто Большой Кавказ делят на Западный, который включает Средневысотный Черноморский Кавказ и Абхазские Альпы, Центральный Кавказ и Восточный Кавказ, включающие Алазанские и Самурские Альпы, а также Средневысотные горы Восточного Кавказа.

Все существующие схемы подразделения Большого Кавказа на орографические единицы были сопоставлены и подробно проанализированы Н. А. Гвоздецким.

III . Равнины Закавказья. К югу от Большого Кавказа в виде огромных треугольников располагаются две низменности: Рионская, или Колхидская, и Кура-Араксинская, разделенные Сурамским хребтом.

Рионская, или Колхидская, низменность занимает нижнее течение р. Риони от устья (г. Поти) до г. Кутаиси; на севере низменность доходит до г. Сухуми, а на юге - до г. Кобулети (севернее г. Батуми). С запада на восток ее ширина - около 100 км, а длина достигает 160 км. Низменность представляет обширную равнину, лежащую в пределах высот от 0 до 50 м над уровнем моря.

Кура-Араксинская низменность располагается к востоку от Сурамского хребта. Ее восточная часть лежит значительно ниже уровня моря. Наиболее высокие части (50-75 м над уровнем моря) находятся на западе. Орографическим продолжением Кура-Араксинской низменности является Ленкоранская, или Талышская, низменность, протянувшаяся в виде узкой прибрежной полосы длиной 100 км у восточного подножия Талышского хребта; ширина низменности варьирует в пределах от 5 до 30 км.

IV . Малый Кавказ. Рионская и Кура-Араксинская низменности отделяют от Большого Кавказа систему гор Малого Кавказа, которые являются краевыми хребтами Армянского нагорья, а Сурамский хребет представляет собой связующее звено между Большим и Малым Кавказом. Дуга хребтов Малого Кавказа, имеющая сильно расчлененный эрозионный рельеф, состоит из: Аджаро-Имеретинского, Триалетского, Сомхетского, Шахдагского, Гиналдагского, Муровдагского, Карабахского и других хребтов.

V . Джавахетско-Армянское нагорье находится к югу от Малого Кавказа и имеет среднюю высоту около 1500 м , а высшая точка - гора Арагац (Алагаз) - достигает 4090 м.

Джавахетско-Армянское нагорье состоит из высоких вулканических массивов, имеющих высоты 3000-4000 м , и системы котловин, днища которых расположены на различных высотах: например, Лорийская степь -

1450 м , Ленинаканская котловина - 1500 м, Ереванская котловина - 920 м, Карабахское нагорье - 2600 м. В рельефе нагорья господствуют вулканические конусы, образовавшиеся при трещинных излияниях.

Геологическое строение. Кавказ состоит из сложной системы разновозрастных складок, имеющих северо-западное простирание. Складки разбиты продольными разрывами на отдельные глыбы такого же направления. К. Н. Паффенгольц (1959) в пределах принятых нами границ Кавказа выделяет следующие структурные комплексы: I . Предкавказье (передовой прогиб среднепалеозойского времени, в настоящее время эпигерцинская платформа). П. Большой Кавказ (антиклинорий). III . Рионско-Куринская депрессия (межгорный прогиб). IV . Малый Кавказ (антиклинорий). V . Депрессия среднего течения р. Аракса, являющаяся северным краем Анатолийско-Иранского межгорного прогиба.

I . Предкавказье расположено в пределах эпигерцинской (скифской) платформы. Граница этого тектонического элемента совпадает на севере с долиной р. Манычей, а на юге проходит по северному краю мобильной зоны Кавказского хребта, проходящей от г. Анапы через г. Орджоникидзе, предгорья Дагестана и на Апшеронский полуостров (см. схему структурно-тектонического районирования Кавказа, составленную К. Н. Паффенгольцем и П. Д. Гамкрелидзе).

В Предкавказье мощность мезо-кайнозойских пород на верхнепалеозойском складчатом фундаменте достигает 6-8 км. Таким образом, Предкавказье является передовым прогибом по отношению к альпийскому антиклинорию Большого Кавказа. Предкавказье состоит из: -1) Ставропольского антиклинального поднятия, представляющего пологую складку; 2) Азово-Кубанской антиклинальной впадины; 3) Терско-Кумской антиклинальной впадины; 4) Таманской брахиантиклинальной третичной промежуточной зоны между Азово-Кубанской впадиной и складчатым комплексом Большого Кавказа; 5) Северокавказской моноклинали, в которой полого залегают третичные меловые и юрские породы. Эта моноклиналь располагается от р. Белой на западе до р. Ардона на востоке и совпадает с полосой куэстового рельефа северного склона (Лесистый, Пастбищный и Скалистый хребты); 6) Терско-Сунженско-Дагестанской зоны складок, являющейся промежуточной, сложенной третичными отложениями зоной между Терско-Кумской впадиной и складчатым комплексом Большого Кавказа.

II . Большой Кавказ - сложно построенное складчатое мега-антиклинальное сооружение, испытавшее геосинклинальный режим в течение юры, мела и нижнего палеогена.

Роль геологического строения Большого Кавказа в формировании современного рельефа сказывается очень ярко. Это особенно заметно при сопоставлении геологической карты Большого Кавказа с гипсометрической.

Средневысотным горам Западного и Восточного Кавказа соответствуют выходы меловых и палеогеновых толщ, высокогорному Кавказу - выходы докембрийских толщ, Скалистому хребту - юрские отложения, Пастбищному хребту - меловые, а Лесистому хребту - палеогеновые.

На Большом Кавказе выделяют следующие тектонические зоны:

7) Центральное поднятие Главного хребта (восточная и западная части), 8) глыбово-складчатую зону Северного склона Главного хребта, 9) зону северного Дагестана, 10) Южный склон Главного хребта, 11) Кахетинско-Нухинско-Вандамскую зону, 12) зону погружения западной части Главного хребта и 13) зону погружения восточной части Главного хребта.

Остановимся на краткой характеристике выделенных зон:

7) Западная часть Центрального поднятия Главного хребта сложена кристаллическими сланцами нижнего палеозоя и докембрия и частично аспидными сланцами лейаса. Антиклинальные складки совпадают с максимальным воздыманием Главного хребта. Складки нижнеюрских отложений опрокинуты к югу; восточная часть центрального поднятия Главного хребта (от Дарьяльского ущелья в долине р. Терека к востоку) представляет полосу развития симметричных складок нижне- и среднеюрских песчано-сланцевых толщ;

8) глыбово-складчатая зона отделяет центральную часть Главного хребта от Северокавказской моноклинали. Зона сложена отложениями среднего и верхнего палеозоя и характеризуется интенсивными глыбовыми движениями и проникновением ультраосновной магмы па глубинным разломам; зона восточной части северного склона Главного хребта, сложенная складками верхней юры, мела и палеогена, расположена в центральном Дагестане и отделяет центральную часть Главного хребта от северного Дагестана, или Дагестанского Клина;

9) зона северного Дагестана, или Дагестанского Клина, сложена карбонатными породами нижнего и верхнего мела и верхней юры, собранными в коробчатые (сундучные) складки.

В складчатой системе южного склона Главного Кавказского хребта К. Н. Паффенгольц выделяет четыре тектонические зоны:

10) Рачинско-Триалетская зона сложена нижне- и среднеюрскими глинисто-песчанистыми отложениями и верхнеюрскими нижнемеловыми флишевыми толщами. Складки изоклинальные, опрокинуты к югу; западная часть складчатой системы южного склона (Абхазская, Сванетская и Сухумско-Душетская) сложена мощными отложениями юры и мела, собранными в складки с большим количеством разрывов;

11) Кахетинско-Нухинско-Вандамская зона характеризуется интенсивной дислоцированностью меловых, верхнеюрских и нижнепалеогеновых отложений, складки которых опрокинуты к югу;

12) зона погружения западной части Главного хребта расположена к западу от крайних выходов гранитов Главного хребта Она сложена мезозоем от нижней юры включительно до верхнего мела. Отложения представлены большой толщей флиша, собранных в крутые антиклинали и синклинали с разрывами и надвигами;

13) зона погружения восточной части Главного хребта, западная граница которой проводится по контакту юрских и меловых отложений, сложена карбонатно-флишевыми толщами, образующими длинные узкие антиклинали, опрокинутые к югу.

На Апшеронском полуострове общая мощность мезозойских и третичных отложений достигает 12-13 км, что свидетельствует о геосинклинальной природе этой зоны.

III . Рионо-Куринская депрессия разделяет складчатые сооружения Большого и Малого Кавказа и представляет межгорный прогиб, заполненный мощной толщей мезо-кайнозойских отложений, лежащих на древнем жестком субстрате (глыбе), который выступает в кристаллическом Дзирульском массиве, сложенном допалеозойскими кристаллическими породами, сланцами, гнейсами и филлитами

Южная граница Рионско-Куринской депрессии проходит примерно через города: Нотанеби (пункт на Черноморском побережье севернее г. Батуми), Самтредиа, Боржоми, Тбилиси, Кировабад, Агдам, Ленкорань. На северную границу депрессии надвинуты складки Большого Кавказа, и условно северная граница может быть проведена через города: Сочи, Они, Душети, Сигнахи, Шемаха, Килязи.

В Рионско-Куринской депрессии К. Н. Паффенгольц выделяет пять зон (14, 15, 16, 17, 18);

14) Колхидская зона занимает западную часть Рионско-Куринской (Грузинской) глыбы. Коренные породы перекрыты мощными четвертичными отложениями. Меловые и третичные отложения залегают почти горизонтально. Колхидскую зону К. Н. Паффенгольц рассматривает как разбитую на отдельные мелкие глыбы, погруженную часть Грузинской глыбы;

15) Дзирульская зона - самая приподнятая часть Грузинской глыбы, где на поверхность выходит кристаллический фундамент;

16) Молассовая зона сложена мощными толщами конгломератов, песчаников, глин, накапливавшихся в краевой межгорной депрессии, в пределах Тиринонской и Мухранской долин и между Кахетинским и Аджаро-Триалетским хребтами. Жесткость субстрата Молассовой зоны доказывается надвигом на нее складчатых систем южного склона и складок Аджаро-Триалетского хребта;

17) Сагареджо-Ширакско-Аджинаурская зона является северо-западной частью Азербайджанской глыбы. Зона сложена верхнепалеогеновыми и миоплиоценовыми мелководными отложениями. На небольшой глубине имеются выступы жесткого субстрата; К. Н. Паффенгольц считает, что вся Сагареджо-Ширакско-Аджинаурская зона относится к Грузинской глыбе;

18) Куринская впадина. Близко к поверхности Куринской впадины подходят кристаллические породы фундамента.

IV . Малый Кавказ представляет сложный антиклинорий, включающий шесть зон (19, 20, 21, 22, 23, 24):

19) Аджаро-Триалетская зона расположена широтно от побережья Черного моря до среднего течения р. Иори. Зона сложена толщами отложеений от верхнего мела до олигоцена включительно и достигает общей мощности 7-8 км. Она состоит из сильно сжатых складок известняков, флиша, вулканогенно-осадочных толщ. Складки опрокинуты на север, на Грузинскую глыбу, и на юг, на Артинско-Сомхетскую глыбу;

20) Сомхетско-Ганджинско-Карабахская зона характеризуется спокойной пологой складчатостью. На севере зона граничит с Куринской депрессией, а на юге - с Армянской тектонической зоной. Рассматриваемая зона сложена вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами олигоцена и верхнеплиоценовыми и четвертичными лавовыми потоками, под которыми близко к поверхности находится жесткий кристаллический субстрат;

21) Армянская складчатая зона. Северная часть Армянской зоны состоит из пояса изоклинальных складок, сложенных главным образом карбонатными и вулканогенными породами. Южнее наблюдаются крупные антиклинали (Зангезурская и Каданская). В пределах этой зоны наблюдаются крупные разломы и надвиги с большой амплитудой, в которых породы девона надвинуты на вулканогенные образования верхней юры и на известняки нижнего мела;

22) зона восточного погружения Малого Кавказа состоит из складок, сложенных известняками нижнего и верхнего мела;

23) Талышская зона - непосредственное продолжение Малого Кавказа - крупный антиклинорий, состоящий из вулканогенных третичных отложений;

24) Нахичеванская зона сложена толщами девона, карбона, перми и триаса, представленных карбонатными дацитами и вулканогенно-осадочными отложениями эоцена и олигоцена. Наблюдаются крупные надвиги известняков карбона на нижнеэоценовые отложения (сел. Яйджи).

V . Депрессия среднего течения р. Аракса (25) относится к северному краю Анатолийско-Иранского межгорного прогиба. Тектонически это крупный грабен.

История геологического развития. В докембрийское время на месте Кавказа располагался морской бассейн, это можно доказать тем, что докембрийские породы представлены гнейсами и кристаллическими сланцами, возникшими из осадочных пород. Геосинклинальный режим сменился каледонским орогенезом, сопровождавшимся внедрением магматических пород.

Обложения кембрия на Кавказе встречены в бассейне р. Малки и в Дзирульском массиве. Силурийские толщи представлены филлитами и известняками. Первая орогеническая (древнекаледонская) фаза на Кавказе относится к концу нижнего или к началу верхнего силура. В девоне отлагались мощные толщи конгломератов, эффузивов и песчаников. Эти толщи, найденные в зоне Передового хребта на протяжении 160 км , свидетельствуют о том, что на месте Передового хребта имелась депрессия, в которую обломочный материал сносился с суши, находившейся к северу от депрессии (К. Н. Паффенгольц). В течение девона и нижнего карбона шло накопление геосинклинальных осадков (песчаников, сланцев, конгломератов и известняков), а в предвизейское время происходило внедрение серых биотитовых гранитов. Отложения среднего и верхнего карбона (песчаники, глинистые сланцы с прослоями каменного угля) залегают с резким угловым несогласием на породах нижнего палеозоя, девона и нижнего карбона, что свидетельствует о крупных движениях судетской фазы складчатости.

В конце карбона и в начале перми возник крупный герцинский орогенез, сопровождавшийся интрузиями. В нижней перми существовали мелководные бассейны озерного типа и накапливались красноцветные толщи, верхняя пермь представлена морскими толщами. Затем поднятие суши привело к регрессии моря и к перерыву в отложении на границе перми и триаса благодаря орогенезу.

Отложения триаса мощностью до 1500 ж, встречающиеся только в северо-западной части Большого Кавказа на месте Передового хребта, свидетельствуют об их геосинклинальном характере.

На границе триаса и юры Большой и Малый Кавказ испытали крупную древнекиммерийскую орогеническую фазу, что подтверждается тем, что лейас лежит несогласно на докембрийских кристаллических породах. Киммерийский Кавказ достигал очень большой высоты.

К. Н. Паффенгольц указывает, что зона наибольшего поднятия всех складок и тектонических элементов древнекиммерийской орогении совпадала в основном с Главным хребтом Большого Кавказа и с севанской зоной Малого Кавказа.

В лейасе Большой и Малый Кавказ погрузились и в это время наблюдались излияние лав и возникновение порфиритов и кварцевых порфиров в Приказбекском районе, Северной Осетии, Дигории, Череке и в бассейнах рек Малки и Кубани. В средней и верхней юре в кавказской геосинклинали наблюдалось складкообразование. В меловой период на Кавказе продолжали накопляться морские карбонатные отложения. В палеогене на месте Большого Кавказа возникла островная суша, которая покрылась тропической растительностью (полтавской флорой). Эта суша продолжала постепенно подниматься. В неогене геоантиклинали Большого и Малого Кавказа продолжали подниматься, оставаясь островами. В это время на Кавказе создавались эндемическая флора и фауна.

Благодаря поднятиям в неогене Большой Кавказ соединился с Закавказьем и с Передней Азией. К концу неогена на Большом Кавказе и на Закавказском нагорье возникли выровненные поверхности и широкие долины. На Джавахетско-Армянском нагорье широко проявился вулканизм. В связи с похолоданием климата представители полтавской флоры были вытеснены листопадными древесными породами. В четвертичное время продолжавшиеся поднятие и эрозия вызвали возникновение глубоко расчлененного современного рельефа. На Джавахетско-Армянском нагорье в четвертичное время был широко развит вулканизм. На Большом Кавказе излияния лав на Эльбрусе и Казбеке происходили даже в голоцене.

Климат. Кавказ в климатическом отношении отличается от других территорий Европейской части СССР большим разнообразием климатических условий в разных его районах. Большой Кавказ служит барьером для переноса воздушных масс с севера на юг, и поэтому Водораздельный хребет является климаторазделом между Предкавказьем и Закавказьем.

Большое значение в формировании климата Кавказа имеет его географическое положение на границе двух широтных поясов - умеренного и субтропического - и между двумя обширными водоемами - Черным и Каспийским морями. Благодаря положению Кавказа в низких широтах годовой радиационный баланс северных районов Кавказа достигает 40 ккал/см 2 , т. е. такой же величины, как и в самых южных районах Средней Азии. Закавказье - единственный район Европейской части СССР, где радиационный баланс зимой положителен. В летний период радиационный баланс приближается к величинам баланса в тропических широтах, вследствие чего здесь происходит трансформация воздушных масс в тропические.

Особенности циркуляции воздушных масс в летний сезон заключаются в смещении субтропических областей повышенного давления и вынос в них тропического воздуха из! Ирана и Малой Азии.

Зимой наблюдается прохождение средиземноморских циклонов, приносящих на Западный Кавказ обильные осадки.

Северные склоны Кавказа и Предкавказья в отношении циркуляции воздушных масс находятся под преобладающим влиянием северных и северо-восточных потоков воздуха, формирующегося над равнинной частью Европейской территории СССР.

Очень большую, а в некоторых районах и решающую роль в климате играет рельеф. Высокогорная зона Кавказа хорошо защищает от вторжений холодного воздуха с севера, переваливающего хребты высотой до 1000 м . Горы способствуют более усиленному выпадению осадков, а также создают высотную климатическую поясность и делят территорию на ряд климатических районов.

Значение Черного и Каспийского морей в их влиянии на климат неравнозначно главным образом потому, что Черное море лежит на пути средиземноморских и европейских циклонов, воздух в которых увлажняется, проходя над обширной водной поверхностью. Кроме того, зимой над Черным морем создается область пониженного давления, в результате чего средиземноморские циклоны отклоняются от их главного пути - через Малую Азию - и приводят к более усиленному выпадению осадков на побережье и на южных склонах Западного Кавказа. Южное положение Кавказа определяет большое количество поступающего сюда тепла. Распределение же осадков по территории очень неравномерно: Западное Закавказье сильно увлажнено, а Восточное Закавказье, закрытое от влажных потоков воздуха Сурамским хребтом, характеризуется недостатком влаги.

Климатическое районирование Кавказа тесно связано с различной степенью влияния всех рассмотренных климатообразующих факторов. Укажем на особенности климата районов, не останавливаясь на цифровых характеристиках, так как все климатические показатели мы даем, в районных физико-географических характеристиках.

I . Предкавказье. Климат западной части Предкавказья влажный с теплым летом и с умеренно мягкой зимой, а климат восточной части относится к зоне недостаточного увлажнения с очень теплым летом и с умеренно мягкой зимой (М. И. Будыко). В предгорьях Кавказа (до высот 1000 м) зима пасмурная с туманами и с частыми гололедами и изморозью. В пределах Предкавказья следует выделять следующие климатические районы: 1. Западное Предкавказье (приазовские и прикубанские степи) имеет теплый, умеренно континентальный климат, определяемый как большими суммами радиации, так и разнородным влиянием холодных, северных и теплых, юго-западных потоков воздуха. Черное и Азовское моря смягчают климат: в прибрежной зоне он наиболее влажный и характеризуется наименьшими годовыми амплитудами температур по сравнению с другими районами Предкавказья.

2. Ставропольская возвышенность характеризуется более континентальным климатом по сравнению с климатом Западного Предкавказья: континентальный воздух, формирующийся над южной частью Русской равнины, здесь преобладает, определяя средний уровень температуры как в зимний, так и в летний сезон. Отрицательные температуры зимних месяцев способствуют сохранению в Ставрополье снежного покрова. Количество осадков на территории района убывает к востоку.

3. Восточное Предкавказье по климатическим особенностям занимает среднее положение между Ставропольем и полупустынями Прикаспийской низменности. Роль холодного континентального воздуха зимой и сухих нагретых воздушных масс в летний период очень велика; температурный режим характеризуется ростом годовых амплитуд в основном за счет повышения летних температур. Количество осадков убывает к северо-востоку до 300 м, в то же время для Восточного Предкавказья испаряемость более 1000 мм.

4. Предгорья, покрытые широколиственными лесами, характеризуются более мягким и влажным климатом по сравнению с районами, прилегающими к ним с севера. Количество осадков по мере увеличения высоты гор возрастает в западной части до 700-1200 мм, а в восточной - до 500- 700 мм в год.

II . Высокогорный Кавказ. Климат высокогорной зоны Большого Кавказа, принадлежащей к зоне избыточного увлажнения (М. И. Будыко), складывается под влиянием западных течений свободной атмосферы и характеризуется общим увеличением осадков и понижением температуры воздуха с высотой.

Западная часть высокогорной зоны обладает довольно равномерным увлажнением в течение года и незначительным зимним максимумом осадков, восточная часть высокогорья отличается преобладанием летних осадков. В этой зоне в зависимости от степени увлажнения различают две климатические подобласти: западную - влажную - и восточную - более сухую (Б. П. Алисов).

Вертикальная климатическая зональность проявляется в высокогорьях Кавказа очень отчетливо. В нижней зоне Большого Кавказа, начиная с высоты 600 м и кончая высотой до 2000 м , располагается пояс умеренно холодного климата западноевропейского типа со сравнительно теплой многоснежной зимой и прохладным летом. Примерно с высоты 2000 м и до 3000- 3500 м располагается пояс климата альпийских лугов. Климат этого пояса холодный с коротким и прохладным летом. Продолжительная многоснежная зима сопровождается снежными заносами и лавинами. На летнее время здесь остается много снежников.

Примерно с высоты 3000 м (на западе) и 3500 м (на востоке) располагается климат вечных снегов. Это пояс развития фирновых и ледяных полей.

III . Западное Закавказье (Черноморское побережье, Колхидская низменность, южные предгорья Большого и Малого Кавказа). Этот район характеризуется климатом влажных субтропиков. Северная граница субтропической зоны идет вдоль южных склонов Большого Кавказа. Зима здесь очень теплая, а количество осадков наибольшее по сравнению со всеми остальными областями СССР. Климат здесь влажный с очень теплым летом и мягкой зимой.

Амфитеатр хребтов Большого и Малого Кавказа и Сурамский хребет способствуют обострению атмосферных фронтов и задержанию циклонов, что обусловливает большие суммы осадков. Отепляющую роль играет бассейн Черного моря. На территории этой зоны можно выделить два различных по климату района: а) наиболее увлажненный район Колхидской

низменности; б) побережье от Анапы до Туапсе, климат которого приближается к средиземноморскому.

IV . Восточное Закавказье. Куринская низменность имеет климат сухих субтропиков, характеризующийся менее теплой, чем в Колхидской низменности, и более сухой зимой и жарким летом. Западные потоки воздуха, переваливая Сурамский хребет, испытывают опускание, адиабатически нагреваются и осадков не дают.

Большая часть Восточного Закавказья лежит, по М. И. Будыко, в зоне недостаточного увлажнения, а низовья р. Куры и побережье Каспийского моря располагаются в зоне сухого климата.

Орографическим продолжением Куринской низменности является Ленкоранская низменность, климат которой резко отличается от сухого климата низовий р. Куры и обладает чертами климата Колхидской низменности, т . e . влажных субтропиков. Количество осадков на Ленкоранской низменности резко возрастает при подъеме воздуха по склонам Талышского хребта. Максимум осадков выпадает здесь в отличие от Колхидской низменности осенью.

V . Джавахетско-Армянское нагорье. Климат Джавахетско-Армянского нагорья в значительной степени определяется особенностями его орографии. Окраинные хребты закрывают нагорье от влажных ветров, кроме того, существенное влияние оказывают межгорные котловины, которые в летнее время сильно прогреваются, а зимой в них скапливается холодный воздух, врезультате чего проявляются характерные черты климата нагорья: малаяоблачность и сухость. Армения в значительной части - безлесная территория с резко континентальным климатом.

Впадина среднего течения р. Аракса и Ереванская котловина имеют сухой климат с очень теплым летом и с умеренно мягкой зимой (И. М. Будыко).

Современное оледенение. Площадь, занимаемая оледенением Кавказа, была подсчитана в конце прошлого столетия, когда были закончены топографические съемки Кавказа в масштабе 1: 42 000. По данным этих съемок был составлен каталог ледников. Общая площадь оледенения Кавказа составляла на конец прошлого столетия 1967 км 2 . Из этой площади на северный склон приходилось 1465 км 2 , а на южный - 502 км 2 . Различие в размерах площадей оледенения северного и южного склонов следует объяснять экспозицией склонов и направлением снего-ветровых потоков, которые переносят снег с южного склона на северный, питая им ледники северного склона.

За период с 1887 по 1958 г. общая площадь оледенения Кавказа сократилась примерно на 10%. К настоящему времени общая площадь оледенения Кавказа уменьшилась до 1775 км 2 (П. А. Иваньков). Существенные изменения произошли и в мощности ледников: в настоящее время происходит не только сокращение длины ледниковых языков, а и утонение ледников и фирновых полей.

Крупнейшими центрами оледенения являются оледенения Эльбруса и Казбека. Величина площадей оледенения на этих потухших вулканах - 144 и 135 км 2 . К 1958 г. (за период с 1887 по 1958 г.) площадь оледенения Эльбруса сократилась на 13,8 км 2 . Оледенение уменьшается не только в своих периферических частях: вся ледяная поверхность Эльбруса испытывает утонение. Ледники отступают неравномерно, проходя через неизбежную стадию существования мертвых льдов.

На Кавказе наблюдаются следующие типы ледников: скандинавские, древовидные, долинные, висячие и каровые. Многие долинные ледники достигают значительной длины (например, Дых-Су - 15,3 км, Караугом - 15 км, Безенги - 12,6 км ).

Положение снеговой границы на Кавказе зависит от его климатических особенностей, а также от положения хребтов относительно снего-ветрового потока. В связи с тем что континентальность климата на Кавказе возрастает по мере движения с запада на восток, в этом направлении повышается снеговая граница и уменьшается оледенение. На южном склоне Кавказа снеговая граница лежит на 200-300 м выше, чем на северном склоне, что связано с более интенсивной абляцией на южном склоне.

Если двигаться вдоль Главного Кавказского хребта с запада на восток, то первые ледники (каровые) появляются в районе вершин Оштен и Шифт, далее к востоку, в районе Марухского перевала, - первый долинный ледник - Марухский.

Значительным районом оледенения служит Тебердинский заповедник, где имеются ледники длиной 4-5 км (Алибекский, Аманаузский, Птыш* скийи др.). Наиболее крупные ледники лежат между Эльбрусоми Казбеком. К востоку от Казбека, в связи с возрастанием континентальности климата, оледенение развито спорадически и приурочено к наиболее высоким массивам (Тебулос-Мта, Диклос-Мта). Последние небольшие ледники находятся на массиве Шагдаг.

Следы древнего оледенения на Кавказе вполне четко выражены конечноморенными валами, боковыми моренами, флювиогляциальными террасами. В настоящее время вполне достоверны следы лишь двух оледенений, которые можно синхронизировать с альпийским - Рисским и Вюрмским -

оледенениями. Кроме того, ряд исследователей считают, что на Кавказе была выражена стадия Вюрма - Бюльское, или Каракельское, оледенение. Следы более древних оледенений недостаточно ясно выражены. Кроме того, некоторые исследователи ошибочно относят рыхлые толщи, отложенные гляциальными селями, к моренам и поэтому преувеличивают размеры древнего оледенения в горах и на предгорных равнинах.

Размеры ледников во время Вюрмского оледенения Кавказа были пропорциональны размерам его современного оледенения, т. е. большее оледенение наблюдалось на Западном и Центральном Кавказе, а к востоку от меридиана Казбека следы древнего оледенения выражены меньше. Вюрмский ледник отступал в 8 стадий, которые отмечены конечными моренами. Древний - Тебердинский - ледник достигал в долине г. Теберды длины 77 км, а по р. Тереку длина вюрмского ледника составляла лишь 29 км. Концы вюрмских ледников на северном склоне находились на высотах 900-1100 м.

На Кавказе широко развита деятельность лавин, т. е. своеобразный сток влаги в твердом виде со склонов. Склоны долин испещрены лавинными лотками. На дне долины всюду располагаются конусы выноса, перекрывающие моренные отложения и флювиогляциальные террасы. Исследованиями современных и древних лавинных конусов выноса, состоящих из обломочного материала, установлено существование некоторой пропорциональности между размерами лавинной деятельности в прошлом и размерами древних ледников. Большое развитие ледников было обусловлено лучшим питанием их твердыми осадками. Следовательно, и лавинная деятельность обеспечивалась большим количеством твердых атмосферных осадков. На участках долин, давно освободившихся от ледников, лежат огромные древние лавинные конусы выноса, в настоящее время заросшие частично лесом.

При проектировании и строительстве промышленных, жилых и спортивных сооружений, а также при трассировании дорог необходимо тщательно учитывать лавинную опасность с целью предотвращения катастроф, а также обеспечения круглогодичной бесперебойной эксплуатации транспортных сооружений.

Следует отметить большое значение селевых выносов в формировании рельефа и рыхлых отложений в долинах Кавказа. Сели возникают как при ливнях, так и при интенсивном таянии ледников. Селевые отложения принимают часто за морены. По-видимому, это объясняется тем, что отложения состоят из морен небольших угасающих ледничков или ледниковых ветвей, которые дают много воды и пропитывают морены. Сходу селей способствуют сухая погода в течение длительного времени, вызывающая усиленное таяние ледников, и поступление огромных количеств воды на днища небольших крутых долин, в которых скопилось много морены.

Ритмы в оледенении и снежности на Кавказе за историческое время. Ритмы в изменчивости оледенения и снежности на Кавказе в историческое время, т. е. за период с середины первого тысячелетия до нашей эры, и до настоящего времени доказываются изучением следов изменений размеров ледников, стратиграфии ледниковых, лавинных и осыпных отложений, а также археологических данных.

Как известно из работ Петтерсона, Б. Мультановского, А. В. Шнитникова, существует «многовековая» и «внутривековая» (по Брикнеру) изменчивость в увлажненности, а следовательно и снежности, «многовековая» изменчивость и ее влияние на поведение ледников дают очень интересный материал для изучения вопросов динамики ледников в историческое время. «Внутривековая» изменчивость увлажнения быстро сказывается на снежности зим, резком усилении лавинной опасности, а также на динамике ледников в отрезок времени от максимума их наступания в середине XIX в. по настоящее время. «Многовековая» изменчивость имеет период 1800- 2000 лет, а внутривековая - 35-40 лет.

С середины и до конца первого тысячелетия до нашей эры в северном полушарии была эпоха повышенной увлажненности и ей соответствовало горное оледенение стадии эгессен. В стадии эгессен известны случаи надвигания ледников на высокогорные селения* а также отмечены штормовые приливы и «Века Страшных Зим» на североатлантическом побережье.

В первом тысячелетии нашей эры в северном полушарии наблюдались уменьшение снежности и отступание горного оледенения, так называемый «Архызский перерыв». В эту эпоху заселялись высокогорные участки долин в Альпах и на Кавказе. Одновременно с этим, в связи с малой ледовитостью Северной Атлантики, возникли поселения в Исландии и Гренландии. Остатки построек в высокогорных долинах Кавказа обнаружены в бассейне р. Теберды. В Теберде, на Домбайской поляне до отметок 1900 м найдены остатки аланской земледельческой культуры. В настоящее время постоянное население живет лишь в селении Теберда на высоте 1323 м, в долине р. Зеленчука (район Архыза). В первом тысячелетии существовали крупные населенные пункты Аланского государства.

Повышение увлажненности началось в XIII - XIV вв. н. э., в результате чего увеличилась снежность зим. Увлажнение привело к увеличению оледенения в Альпах и на Кавказе. Началось продвижение ледников вниз по долинам. В Альпах это разрастание ледников называют «малым ледниковым периодом» или стадией Фернау, а на Кавказе - стадией оледенения середины XIX в.

Увеличение снежности вызвало усиление лавинной деятельности, в результате которой были уничтожены селения аланов в Архызе. Несколько позже, когда в бассейнах питания накопились снег и лед, ледники проникли далеко вниз по долинам в лесную зону и перекрыли почвы, возникшие в Архызский перерыв в верховьях многих долин Кавказа. Процессы солифлюкции, синхронные похолоданию и увлажнению, создали на склонах разрезы, в которых горизонты почв погребены под горизонтом рыхлых отложений, испытавших солифлюкцию. Характер погребенных почв свидетельствует о более теплом и сухом климате, чем климат, свойственный горным долинам в настоящее время.

Верхняя граница леса на Кавказе находилась в Архызский перерыв гораздо выше, чем в настоящее время. Это позволяет предполагать, что

ледники на Кавказе в Архызский перерыв очень резко уменьшались, а многие ледники, возможно, полностью исчезали.

Реки и озера. Для высокогорной части Большого Кавказа характерны реки альпийского типа, т. е. снежно-ледникового питания.

Все реки снежно-ледникового питания имеют общие особенности: минимальные уровни наблюдаются у них зимой, когда таяние ледников дает ничтожное количество воды; первый паводок совпадает с таянием снегов в предгорьях, а максимальный уровень приходится на июль, когда происходит таяние льдов и снежного покрова на поверхности ледников. К этому типу рек относятся в верхнем течении Кубань, Терек, Риони, Ингури, Кодори и их притоки.

На Малом Кавказе реки возникают на склонах хребтов на высоте 2000-3000 м и питаются грунтовыми водами. Весеннее таяние снегов способствует подъему уровня. Минимальные уровни на реках совпадают с летними месяцами (июнь - июль). Типичной рекой этого горно-континентального типа является р. Кура, начинающаяся с Гельской котловины из родников.

В районах средиземноморского климата (Черноморское побережье Кавказа на участке от Туапсе до Сочи) режим рек связан с зимним максимумом атмосферных осадков. Этот тип рек носит название средиземноморских.

В степном Предкавказье реки начинаются на склонах Ставропольской возвышенности. Паводки на них связаны с весенним таянием снега. Летом большинство этих рек совсем пересыхает или превращается в цепочки озеро-видных расширений, разделенных участками сухих русел.

Кавказ не богат озерами. Наибольшее распространение имеют каровые озера, а также озера, возникшие выше конечноморенных валов или выше конусов выноса, перегораживающих долину. Как правило, это неглубокие (2-3 м) и небольшие по площади озера. Крупное тектоническое озеро находится в Армении. Озеро Рица (на южном склоне Западного Кавказа) тектонически-запрудное.

Почвы. Для Западного (степного) Предкавказья, а также Ставропольской возвышенности характерны черноземы. Восточнее Ставропольской возвышенности, в связи с уменьшением количества осадков, наблюдается смена почв от каштановых (восточные склоны Ставропольской возвышенности) до светло-каштановых (Терско-Кумская равнина). Во впадинах рельефа появляются солончаки.

В горах Большого Кавказа отчетливо выражена высотная зональность. На склонах распространены горно-лесные, преимущественно бурые, почвы, которые выше границы леса сменяются горно-луговыми субальпийскими и альпийскими почвами.

В Закавказье в зависимости от увлажненности встречаются различные типы почв. Во влажном (субтропическом) Западном Закавказье (Аджария) широко развиты красноземы (латериты), богатые глиноземом с большим содержанием окислов железа. Цвет этих почв от кирпично-красного до малинового. В Колхидской низменности развиты болотные, аллювиальные подзолисто-глеевые и субтропические подзолистые почвы. По периферии Колхиды развиты желтоземы.

В Восточном Закавказье (Кура-Араксинская низменность) распространены сероземы - почвы сухих субтропиков. В предгорных частях, в связи с небольшим увеличением атмосферных осадков, развиты горно-коричневые почвы, а местами темно-каштановые и черноземы. В районе Ленкоранской низменности и на склонах Талышского хребта, где количество атмосферных осадков увеличивается, распространены подзолисто-желтоземные почвы и горно-лесные бурые.

Почвы Армении в наиболее засушливых ее частях - полупустынях (по среднему течению р. Аракса в Ереванской котловине) представлены серо-бурыми с солонцами и белоземами, возникшими на карбонатной коре выветривания изверженных пород.

В центральных частях Армении (Ленинаканское плато), в связи с увеличением увлажненности, полупустынные почвы сменяются каштановыми. На высотах 1800-2000 м (Лорийская степь и др.) распространены горные черноземы.

Почвы Кавказа являются ценнейшими природными ресурсами: на черноземах произрастают пшеница и кукуруза, а на красноземах и желтоземах культивируются цитрусовые и чай.

Растительность. Благодаря разнообразным физико-географическим условиям растительность Кавказа характеризуется богатством видового состава и разнообразием растительных сообществ. Число видов растений здесь превышает 6000 (на территории Европейской части СССР - около 3500). Состав растительности Кавказа свидетельствует о сложной истории развития этой горной страны.

С верхнетретичного времени под защитой Кавказского хребта на Кавказе, особенно в Колхидской и Ленкоранской низменностях, сохранилось значительное количество древних реликтовых растений.

Разрастание ледников и фирновых полей, а также увеличение площади устойчивого снежного покрова в ледниковое время вызвали существенные изменения в составе растительности и ее миграцию. Остатками растительности ледникового периода в современных влажных субтропиках Колхиды являются: росянка ( Drosera rotundifolia ) и сфагнум ( Sphagnum cymbifolium ), найденные на болотах около г. Кобулети.

Ксерофитная эпоха, последовавшая вслед за оледенением, способствовала сокращению древних мезофильных лесов, которые уступили место ксерофитной флоре (шибляку и фригане) Средиземноморья, широко распространенной в Восточном Кавказе, Дагестане, Армении. Большое значение в формировании кавказской флоры имеет молодое видообразование и смешение флор европейской, аралокаспийской, малоазиатской и иранской.

В Западном Предкавказье и на Ставропольской возвышенности обширные пространства занимают степи, которые в настоящее время почти полностью распаханы. В Терско-Кумской низменности распространены полупустыни.

В горах Большого Кавказа преобладает лесная зона, а также растительность субальпийских и альпийских лугов. В Закавказье, в пределах Колхидской низменности, до настоящего времени встречаются участки болотистых ольховых лесов, тогда как большая часть лесной растительности колхидского типа почти полностью уничтожена. На возвышенностях, окружающих низменность, произрастают реликтовые широколиственные леса с вечнозеленым подлеском.

В Восточном Закавказье (Куринская впадина и Среднеараксинская котловина) развиты полупустынные и степные типы растительности. В низкогорном поясе Талышских гор произрастают леса талышского, или гирканского, типа. В Армении, на Джавахетско-Армянском нагорье, господствует горно-степная растительность, а на высоких хребтах - горно-луговая.

Распределение растительности Кавказа настолько тесно связано с физико-географическими районами, что рассмотрение типов растительности более удобно в районном обзоре Кавказа.

Животный мир Кавказа отражает как проникновение фаун сопредельных территорий среднеазиатских пустынь и степей, так и наличие эндемичной фауны. Среди животных Кавказа встречаются представители самых различных зоогеографических провинций.

Распределение животных приурочено к определенным физико-географическим зонам; например, лесной зоне свойственны: медведь ( Ursus arctos ), кабан ( Sus scrofa attila ), олень ( Cervus elaphus moral ), барс ( Felis tulliana ), косуля ( Capreolus capreolus capreolus ), куница ( Martes martes ), барсук ( Meles meles ), выдра ( Lutra lutra ); альпийской зоне - тур ( Capra severtzovi ), кавказская серна ( Rupicarpa rupicarpa caucasica ), снежная полевка ( Microtus nivalis ), прометеева мышь ( Prometheomys schaposchnicovi ), горная индейка - улар ( Tetraogallus caucasicus ), орлы ( Aquila heliaca ), грифы ( Gups fulvus ). В Талыше и Ленкорани - барс ( Felis tulliana ), индийский дикобраз ( Hystrix hirsutirostris ), гиена ( Hyaena hyaena ), шакал ( Canis аи reus ), султанская курица ( Porphyrio poliocephalus ), розовый фламинго ( Phoenicopterus roseus ), пеликаны ( Pelecanus crispus ). В степях Восточного Предкавказья наблюдается большая примесь среднеазиатских форм животных: ушастый еж ( Hemiechinus auritus ), лисица-корсак ( Vulpes corsac ) и караганка ( Vulpes vulpes karagan ), барсук ( Meles meles ), тушканчик ( Allactaga williamsi ), сайга ( Saiga tatarica ), ящерица-круглоголовка ( Phrynocephalus helioscopus persicus ), песчаный удав ( Eryx miliaris ).

В тех районах Кавказа, где возникает устойчивый снежный покров, зима в жизни животных играет большое значение. Значение снега в жизни копытных удалось выяснить благодаря организации на Кавказе государственных заповедников. Часто многие изменения, происходящие в составе фауны, объясняют ледниковым периодом. В то же время большая снежность зимы может привести к значительным миграциям животных, а также способствовать полному исчезновению некоторых видов, так как снежный покров затрудняет передвижение и кормежку, а также благоприятствует преследованию их хищниками.

Копытные животные проваливаются в снег, что в значительной мере зависит от физико-механических свойств снега, а также от опорной площади конечностей животных. Возникают большие трудности добыть корм при высоком снежном покрове. Европейский олень достает желуди из-под снега лишь при высоте снежного покрова до 30 см. В зимы, когда высокий (50- 60 см ) снежный покров сохраняется 3-4 недели или больше, многие кабаны гибнут от истощения (А. А. Насимович).

эволюция и современное состояние оледенения

А. А. Медведков ,
кафедра физической географии мира и геоэкологии МГУ им. Ломоносова

Ледник - развивающаяся система, состоящая из массы многолетнего природного льда, которая возникла в результате накопления и преобразования снега, перемещающаяся под действием силы тяжести. В отличие от льда водных объектов, ледниковый лед образуется из снега. Условия для образования ледников существуют там, где за зиму снега выпадает больше, чем тает весной и летом, в результате снег накапливается. Мощность снежного покрова с каждым годом увеличивается, его придонные слои испытывают сильное давление, талая вода, просачиваясь в них, замерзает. В результате накопившийся снег превращается сначала в фирн (зернистый, пронизанный порами, старый, прошлогодний снег), который под давлением вышележащих слоев может превратиться в сплошной лед.
В самом начале развития снежно-ледовые массы пассивны и практически неподвижны. Форма этих нивально-гляциальных образований целиком зависит от геоморфологических условий, в которых они сформировались. Подобные образования относят к снежникам . И только по достижении снежниками значительной массы, при которой они начинают двигаться под действием силы тяжести, они переходят в новую стадию и становятся полноценными ледниками. У ледников, как и у других объектов гидросферы, есть свой специфический режим, который определяется климатическими условиями. Состояние и режим ледника зависят от соотношения прихода и расхода льда, то есть от баланса массы . Если в течение года на его поверхность выпадает снега больше, чем стаи-вает за лето, то баланс ледника положительный, и ледник наступает - его язык движется вниз по долине. Если баланс ледника отрицательный - значит, льда стаивает больше, чем накапливается, и ледник отступает.

Формула режима ледника:
АККУМУЛЯЦИЯ > АБЛЯЦИИ → ледник наступает
АККУМУЛЯЦИЯ < АБЛЯЦИИ → ледник отступает
АККУМУЛЯЦИЯ = АБЛЯЦИИ → ледник в стабильном состоянии

Современные ледники занимают на территории России площадь около 60 тыс. км 2. Если сложить все отечественные ледники вместе, получим квадрат примерно 250 х 250 км. Не так уж и много по меркам России, но достаточно, чтобы полностью покрыть Костром­скую область или Хорватию.
В этой небольшой площади льдов заключены значительные запасы чистой пресной воды - свыше 16 тыс. км 3 , что более чем в три раза превышает объем годового стока всех российских рек.
Преобладающая часть со­временного оледенения России приходится на арктические острова (более 56 тыс. км 2 , или 95% площади оледенения России), при этом значительная часть оледенения приурочена к западной части Российского сектора Арктики, где климат менее континентален. Западный сектор Арктики испытывает большое влияние влажных воздушных масс, образовавшихся над Северной Атлантикой, а при их прохождении в восточную часть сектора они трансформируются и становятся менее влажными. Соответственно, несут меньше осадков, и снеговое питание ледников на островах в восточной части сектора скуднее.

Оледенение на островах Российского сектора Арктики

На арктических островах - в основном покровное оледенение: ледниковые щиты и купола с выводными ледниками. Толщина ледниковых покровов арктических островов достигает 100-300 м, а запасы воды в них составляют свыше 15 тыс. км 3 .
Самый обширный ледниковый покров - на Северном острове Новой Земли (Архангельская обл.). Длина ледника здесь 400 км, а наибольшая ширина достигает 90 км. Общая площадь оледенения Новой Земли - около 24 тыс. км 2 , из них 20 тыс. км 2 - на Северном.
В настоящее время ледниковый покров Новой Земли сокращается. Сокращение отмечалось уже в начале ХХ столетия, но оно было незначительным; c 30-х годов ХХ в. оно ускорилось; с 60-х годов темпы отступания стали замедляться, сохраняя такую тенденцию по настоящее время.
В результате сокращения ледников внешние части фьордов и подледниковых долин освободились ото льда, и возникли не существовавшие ранее заливы и бухты. Прежние нунатаки (выступающие из-подо льда на дневную поверхность одинокие скалы) превратились в острова и мысы, появились новые участ­ки берега, свободные ото льда. В среднем за последние 50 лет ледники Новой Земли отступили на 1,5 км, а максимальное отступание составило более 5,5 км. В результате такого сокращения ледников площадь архипелага Новая Земля за последние 50 лет уменьшилась на 280 км 2 . Причины ухудшения состояния ледников Новой Земли многими учеными видятся в усилении влияния Северной Атлантики - значительное увеличение прихода тепла в Арктику с зональным переносом воздушных масс из северной части Атлантического океана.
Сотрудники Института географии РАН, опираясь на данные измерений, выяснили, что интенсивность убыли ледников на восточной стороне Новой Земли заметно ниже, чем на западной: скорость отступания ледников за последние 50 лет на Баренцевоморском берегу составила 34 м/год, а на Карском - 19 м/год (в 1,8 раза ниже). Площадь ледников Баренцевоморского берега за тот же период сократилась на 209 км 2 , Карского - на 75 км 2 . Некоторые специалисты склонны считать, что это может быть следствием различий в ледниковой морфологии западного и восточного берегов: на стороне Баренцева моря существует система фьордов, а в Карское море ледники спускаются широкими лопастями, обрывающимися в мелководье. Но, скорее всего, инертность ледников восточного берега и запаздывание их реакции на климатический сигнал вызваны большей континентальностью климата Карского побережья, где ниже среднегодовые температуры воздуха, а значит, и меньше стимулов для абляционных процессов .
На архипелаге Земля Франца-Иосифа (Архангельская обл.) площадь оледенения около 14 тыс. км 2 ; льдом покрыто более 85% территории. На ЗФИ также наблюдается дегляциация . Но за последний век наблюдались и кратковременные эпизоды замедления отступания льдов, и даже переход их в наступление (около 1910 г., в середине 20-х годов и на рубеже 40-50-х годов ХХ в.). За последние 50 лет ледники, по балансовым оценкам , потеряли здесь около 10 м толщины.
Известный специалист по арктическим ледникам В.С. Корякин полагает, что площадь оледенения архипелага ЗФИ вХХ в.сократилась на 700 км 2 ,а объем уменьшился на 260 км 3 .
Площадь наземного оледенения Северной Земли (Красноярский край) - 18 тыс. км 2 (половина площади архипелага). Степень оледенения на архипелаге убывает с севера на юг: на о. Шмидта доля оледенения в общей площади острова составляет 99,7%, на о. Комсомолец - 68, на о. Большевик - 31%. Ледниковый район Северной Земли, удаленный от атлантического влияния, наименее «пострадал» в условиях потепления климата.
При движении к востоку всё большая часть островов остается свободной ото льда. Например, на Новосибирских островах (Республика Саха /Якутия/) оледенение характерно лишь для самой северной группы островов Де-Лонга , а на о. Врангеля (Чукотский а.о.) покровного оледенения и вовсе нет, здесь встречаются лишь снежники и небольшие отдельные леднички.
Ледники арктических островов на протяжении ХХ в. отступали, причем особенно сильно в 30-60-х годах в западном секторе Российской Арктики, когда отмечалось предыдущее «потепление» в арктических широтах. В настоящее время сокращение наземного оледенения Арктики продолжается, чему особенно способствует нынешнее «потепление» Арк­тики, усиленное зональным переносом воздушных масс из теплой Северной Атлантики.

Оледенение Урала

Климатические и орографические особенности способст­вуют развитию на Полярном и Приполярном Урале, между 68° и 64° с.ш., малых форм современного оледенения. Здесь насчитывается около 140 ледников. Их общая площадь - около 30 км 2 , это совсем немного по сравнению с Российским сектором Арктики. Основные морфологические типы ледников - каровые (⅔ общего числа) и присклоновые , есть также висячие и карово-долинные ледники. Самые крупные - ледники ИГАН (Института географии Академии наук СССР) и МГУ на западной границе Ямало-Ненецкого а.о.
Район распространения со­временного оледенения - это наиболее высокая часть Урала с широким развитием таких нивально-гляциальных форм рельефа, как кары, или цирки , троговые долины и альпинотипичные вершины . Альпинотипичные очертания и так называемый альпийский тип рельефа наиболее характерны для хребтов, лежащих к западу от водораздельного. А циркообразные углубления и нивационные ниши , образованные снежниковой эрозией (разрушительное воздействие снежного покрова на породу, из-за усиления морозного выветривания в условиях попеременного замерзания и оттаивания) и физическим выветриванием, расположены в основном на восточных склонах этих хребтов. В результате метелевого переноса и лавинной деятельности снег скапливается в понижениях.
Как отмечают гляциологи, последняя фаза активизации полярноуральских ледников датируется 80-ми годами XIX в. и относится к т. наз. малой ледниковой эпохе (XVII-XIX вв.). Фаза наступления ледников 1880-х годов сменилась резким потеплением ХХ в., которое было наибольшим, по крайней мере за период с начала Х в. н.э., что подтверждают дендрохронологические исследования и реконструкции (на основе анализа толщины и плотности годичных колец деревьев). В 1900-е и 1920-е годы существовала благоприятная для развития ледников ситуация, когда наблюдалось усиление зональной циркуляции с Атлантики, как следствие - усиление снежно­сти зим, аккумуляция ледников. Наихудшие же климатические условия для существования наземного оледенения Урала наступили в середине ХХ в., как и в случае с оледенением арктических островов, что было связано с «потеплением» высоких широт. В 1930-1940-е годы уменьшилась аккумуляция, и стали преобладать отрицательные значения баланса массы - ледники стали отступать. А после 40-х годов увеличилась снежность зим, при этом ледниковая аккумуляция ненамного преобладала над абляцией, хотя отмечался рост последней. К сожалению, после 1981 г., в результате полного прекращения наблюдений и свертывания всех научных программ из этого района, поступает мало сведений о современном состоянии ледников.
Известный гляциолог из МГУ В.В. Поповнин считает, что интенсивность современного сокращения ледников определяется их морфологией. Он отмечает, что те каровые ледники, которые не отошли от мощных морен малой ледниковой эпохи (ледники ИГАН, Калесника, Маркова, на северо-восточной границе Республики Коми), почти не изменили свою площадь, но испытали значительное уменьшение мощно­сти. Те, у которых край отошел от конечно-моренных валов (ледники Обручева, Анучина, на северо-востоке Республики Коми), деградируют быстрее. Наиболее же сильно деградируют каровые ледники, заканчивающиеся в озерах, лежащих ниже ледников. Гораздо более устойчивы к повышению температуры присклоновые ледники, существующие и питающиеся за счет метелевого переноса снега и не столь сильно зависящие от современных климатических изменений. Как правило, значительная часть таких ледников располагается ниже климатической границы снеговой линии, на высотах 800-1200 м.
Известно, что большинство ледников Урала своих очертаний почти не изменили, но их толщина с конца ХIХ в. уменьшилась в среднем на 20-30 м, а в языковых частях - еще больше. Некоторые каровые ледники за последние 50 лет исчезли полностью. Например, один из крупнейших каровых ледников Приполярного Урала (ледник Манарага на северо-востоке Республики Коми), открытый и изученный в 1932 г., в 2002 г. обнаружить не удалось, на его месте расположилось озеро в каровом углублении. В недалеком прошлом оледенение Урала было более мощным, ледников было значительно больше и многие из них спускались по долинам рек. На стенках кара ледника МГУ, например, хорошо видна до высоты 50 м полоса «отмывки», свидетельствующая о более высоком положении поверхности ледника в недалеком прошлом. В настоящее время ледники продолжают отступать, о чем свидетельствуют высокое положение боковых морен (на хребте Оченырд на Полярном Урале боковые морены поднимаются над поверх­ностью ледников на 30-50 м), образование озер на языках ледников, отрыв ледниковых языков от конечно-моренных валов, цепочки подпрудных озер в долине ледниковых ручьев. Деградация ледников Урала продолжается.

Оледенение Кавказа

Кавказ - самый крупный центр горного оледенения в пределах России.На российском Кавказе насчитывается более 2000 ледников; общая площадь оледенения - более 1400 км 2 . Рельеф Кавказа благоприятен для развития оледенения. Горные склоны здесь сильно расчленены, в верховьях большинства долин и на их бортах располагаются циркообразные, или каровые углубления. Почти три четверти ледников на Кавказе - это небольшие леднички площадью менее 1 км 2 . Среди них преобладают висячие на горных склонах и каровые в днищах каров, или цирков.
На Западном Кавказе из-за того, что горы здесь небольшой высоты, оледенение невелико. В пределах этой части Кавказа наибольшие площади оледенения - в бассейне Кубани, на территории юго-восточной части Краснодарского края, юга Республики Адыгея и Карачаево-Черкесской Республики.
Оледенение Восточного Кавказа, ввиду большой сухости климата, незначительно: здесь совсем небольшие каровые, висячие и карово-долинные ледники. На западе Кавказа климат более влажный и снеговая линия ниже, а на востоке - суше и снеговая линия выше. Вслед за уменьшением количества осадков и повышением высотного уровня всей ледниковой зоны Большого Кавказа с запада на восток, понижается летняя температура воздуха на высоте границы питания ледников - от 6-7° до 1-2 °С. Соответст­венно, уменьшается абляция, незначительной становится и аккумуляция на этой высоте. Холодный воздух не может содержать много влаги, и это не способствует развитию мощного оледенения в высокогорной части Восточного Кавказа.
Наибольшее оледенение - на Центральном Кавказе, на северном склоне. Здесь преобладают долинные ледники. Вершины потухших вулканов Казбека и Эльбруса покрыты ледниковыми шапками. Крупнейший массив современного оледенения Кавказа -ледовый комплекс Эльбруса (площадь 122,6 км 2). На двуглавом Эльбрусе - фирново-ледяная шапка диаметром около 10 км. Она питает свыше 50 радиально расходящихся от нее ледниковых потоков. За 80-летний период ледники на западных склонах Эльбруса отступили на 900-1100 м, а на восточных - на 450-550 м. Процесс дегляциации Большого Кавказа наблюдается, по крайней мере, с конца XIX в.
С начала ХХ в. до 1970 г. общая площадь кавказских ледников уменьшилась на треть. Площадь оледенения сократилась на Западном Кавказе почти на 33%, на Центральном - на 37, а на Восточном - на 59%. За 1970-2000 гг. площадь оледенения на северном макросклоне Большого Кавказа уменьшилась еще на 17%. Значительно уменьшились в размерах крупные ледники. В то же время специалисты фиксируют увеличение числа ледников вследствие разделения крупных ледников на части и активизации лавинной деятельно­сти. Из снежников-перелетков , сохраняющихся в течение лета на затененных склонах или в понижениях рельефа, образуются новые малые ледники.
Большинство долинных и каровых ледников, находящихся под наблюдением, в конце ХХ в. неуклонно отступали: на Западном Кавказе - ледники Марухский, Восточный Клухорский, Хакель (Карачаево-Черкесская Республика); на Центральном - Джанкуат (Кабардино-Балкар­ская Республика), Цея (Республика Северная Осетия). Переменные колебания испытывали долинные ледники Алибекский (Карачаево-Черкесия), Кулак Нижний (Кабардино-Балкария), Сказка (Северная Осетия), а также небольшие каровые ледники: Северный Каракайский, что на юге Карачаево-Черкесской Республики, Тихицар и Южный на юго-востоке Республики Дагестан. Наименьшие изменения наблюдаются у ледника Фишт на крайнем западе Кавказа (юго-восточная часть Краснодарского края, на границе с Республикой Адыгеей), это район с наибольшим годовым количеством осадков.
На Кавказе встречаются пульсирующие ледники - одни из наиболее опасных гляциологических объектов. Пульсации происходят более или менее периодически, период каждого цикла - 10-70 (а иногда и более) лет. Полный цикл пульсации состоит из двух основных фаз: стадии подвижки и стадии восстановления . В стадию подвижки ледник растрескивается на отдельные блоки, при этом скорость движения льда увеличивается на 1-2 порядка и более, язык ледника передвигается вниз по долине. Быстрому скольжению льда по ложу способствует водная смазка плоскостей скольжения.
Наиболее известен своими пульсациями ледник Колка, располагающийся в 30 км к югу от Владикавказа. Так, 20 сентября 2002 г. в долине р. Геналдон под склонами г. Джимарай-хох вблизи г. Казбек произошла крупнейшая по объему перемещенного материала (до 140 млн м 3) из зафиксированных в мире ледниковых катастроф, получившая название Кармадонской (по названию долины, в которой расположен пульсирующий ледник Колка). Огромные массы льда, воды и камней стремительно пронеслись вниз по долине 17 км и образовали завал протяженностью 4 км. Дальше вниз по ущелью еще на 19 км пронесся разрушительный гляциальный сель. В результате был уничтожен пос. Верхний Гизельдон. В истории отмечены и более ранние катастрофические явления, связанные с ледником Колка, в частности, в 1902 г. и зимой 1969/70 г. Интересно, что старые аулы располагаются на вроде бы неудобных с точки зрения строительства отрогах долины. Это свидетельствует о том, что местным жителям издавна было известно о возможной опасности, но десятилетия покоя ледника Колка усыпили их бдительность.
Особого внимания заслуживают Эльбрус и Казбек, на склонах которых находится много пульсирующих ледников. Эти массивы расположены в сейсмоактивной зоне, где проявление стихийных гляциальных процессов может быть спровоцировано активизацией процессов эндогенных.
На южном склоне Эльбруса располагается один из крупнейших ледников российского Большого Кавказа - ледник Большой Азау (юго-запад Кабардино-Балкарии). В середине ХIХ в. было обнаружено вторжение ледника в столетний сосновый лес. Из вспоминания очевидцев: «Сломанные сосны нагромождены вместе с обломками льда перед высоким фронтом ледника, другие оказались вмерзшими в лед, из которого торчали их зеленые ветви». Пульсирующий характер ледника подтверждают данные, полученные в результате радиолокационного зондирования в 1989 г.
На западном склоне Эльбруса расположен ледник Кюкюртлю (юго-восток Карачаево-Черкесской Республики). Его подвижки подтвердили результаты фототеодолитных съемок, проведенных сотрудниками МГУ. Само строение ледника способствует его пульсациям. Западный склон Эльбруса обращен навстречу влажным воздушным массам. А на обширных фирновых полях, начинающихся от самой вершины Эльбруса, происходит концентрация огромных масс снега, накопление которого приводит к подвижкам ледника.
Среди ледников Казбека известен своими пульсациями Девдоракский ледник (юг Северной Осетии; часть - в Грузии). С подвижками этого ледника столкнулись инженеры при строительстве в начале ХIХ в. Военно-Грузинской дороги. Пульсации ледника вызывали заторы в р. Терек: ледник периодически выбрасывал туда лед. Эти выбросы перекрывали сток Терека в 1776, 1778, 1785, 1808, 1817 и 1832 гг. Подпруженные воды затем прорывались катастрофическими паводками, с расходами более 3-6 тыс. м 3 /с, вызывая многочисленные разрушения в нижележащих селениях. Наиболее мощная подвижка ледника произошла в августе 1832 г., когда ледник продвинулся на 3190 м, а ледяной завал высотой до 100 м и длиной более 2 км образовал в теснине р. Терек подпрудное озеро глубиной 80-95 м. Плотина была прорвана рекой, и разрушительный паводок уничтожил в ущелье дорогу, сооружения и посевы. Остатки этого ледяного завала растаяли только через 2 года. А более поздние подвижки ледника в 1842, 1843, 1855 и 1875 гг. уже не достигали русла р. Терек.
Среди ледников Большого Кавказа известен своими подвижками долинный ледник Муркар с лавинно-обвальным питанием, который находится на северном склоне г. Базардюзю. Как известно, именно эта гора Дагестана близка к самой южной точке России. Здесь в 1960 г. под ударом огромных масс фирна, упавших с вершинной части г. Базардюзю, на несколько сот метров был сдвинут язык ледника Муркар. Эта пульсация явилась следствием перегрузки лавинами тыловой части ледника.