Эльбрус в январе: Как мы в январе Эльбрус ходили (меньше слов, больше фото) — Risk.ru

август 8374

D

май

июнь

7 D

март

11.2 миль / час

апрель

11,2 миль / час

май

11,2 миль / час

ноябрь

20 D

март

18 D

март

18 D

° F ° C

Иконки:

Ширина страницы:

1000

Сохранить

Отмена

Сколько времени нужно, чтобы подняться на Эльбрус?

В жизни есть много вещей, на которые не стоит торопиться.И восхождение на Эльбрус — одно из них. Эльбрус, одна из семи вершин, является самой высокой вершиной Европы на высоте 5642 метра. Гора — это чудовище, и чтобы иметь самые высокие шансы на успешную вершину, нужно не торопиться. Итак, , сколько времени нужно, чтобы подняться на Эльбрус , спросите вы? Давайте узнаем…

Наша экспедиция рассчитана на 14 дней. Сюда входят дни отдыха, которые очень важны для акклиматизации. Мы разработали наш маршрут так, чтобы иметь наилучшие шансы на восхождение.Погода на Эльбрусе, как известно, непостоянна. Это означает, что получение окна с ясной погодой абсолютно необходимо для успешного саммита. Наш маршрут позволяет нам скорректировать день восхождения на день или два, чтобы по возможности воспользоваться окнами с хорошей погодой.

Когда вы преодолеваете большую площадь и высоту, очень важно дать телу отдохнуть и приспособиться. Это особенно важно перед днями саммита, которые обычно бывают долгими и трудными.Ваше тело должно быть в хорошей форме! В другие дни отдыха мы также обучаем навыкам, которые понадобятся вам для походов по снегу и льду. Специальное снаряжение не понадобится, но это умение, которым мы не обладаем, жизненно важно на Эльбрусе.

Есть несколько разных маршрутов на вершину Эльбруса. Большинство компаний поднимаются на южную сторону горы. Саутсайд, однако, больше похож на горнолыжный курорт с канатными дорогами и автомобильными подъемниками. Затем альпинисты проходят только последние 942 метра до вершины.Пш. Мы не так катимся! Поднимаемся по северной стороне горы.

Эта сторона горы более удаленная и позволяет нам совершить настоящее приключение. Других скалолазов почти нет, и он намного смелее, с большим количеством снега и льда, с которыми приходится бороться. Однако это делает его еще более сложным и, следовательно, еще более привлекательным в наших глазах!

Если вы хотите узнать больше о нашей экспедиции на Эльбрус, нажмите здесь.

Изменение состава стабильных изотопов снега с высотой на Эльбрусе, Центральный Кавказ | Васильчук

Для всех исследований, требующих информации об изотопном составе снежного покрова на водосборе, важна подробная информация о пространственной и временной изменчивости изотопного состава снега.Ввод воды в водосборный бассейн с преобладанием снега для анализа времени пребывания, анализа смешивания конечных элементов или определения вклада исходной воды требует детального понимания воздействия факторов, которые изменяют изотопный состав снежного покрова.

Во время орографического подъема воздушной массы более тяжелые молекулы воды сначала конденсируются, т. Е. Осадки изотопно обогащаются, а влага в облаке впоследствии истощается из-за непрерывного осаждения при равновесном фракционировании.

Истощение изотопного состава осадков с высотой — это «высотный изотопный эффект» — высотный изотопный эффект в осадках, хорошо известный со времен исследований Дансгаарда (1964). Эффект высоты связан с температурой, потому что конденсация вызвана падением температуры из-за увеличения высоты. Из-за снижения давления с увеличением высоты для достижения давления насыщенного водяного пара требуется большее снижение температуры, чем для изобарической конденсации.Мозер и Штихлер (1970) наблюдали высотный изотопный эффект в свежем снегу в Китцштайнхорне в австрийских Альпах. Был определен градиент высоты для значений δ ¹⁸ 0 от -0,6 до -1,0% на 100 в высокогорье в снегу (Niewodniczanski et al. 1981). Однако имелся широкий диапазон значений изотопов с мелкомасштабным обратным градиентом и, таким образом, лишь частично объяснялся линейным градиентом возвышения. Эти вариации объясняются условиями во время снегопада и после выпадения снега, такими как ветровой дрейф и фракционирование за счет процессов таяния, а также орографическими и климатическими особенностями изучаемых территорий (Niewodniczanski et al.1981). Для свежего снега в Канадских Скалистых горах градиенты высоты колеблются от -0,3 до + 1,8% на 100 м, в зависимости от снегопада и условий накопления (Moran et al. 2007).

В отличие от высотного изотопного эффекта в свежем снегу, изотопный состав всего снежного покрова более сложен (Moser and Stichler 1974). Снежный покров изменяется в результате сублимации, испарения, метаморфизма снежных кристаллов, просачивания талой воды и осадков, обогащенных изотопами, особенно в умеренных климатических условиях (Judy et al.1970; Ambach et al. 1972; Stichler et al. 2001; Сократов, Голубев 2009). Эти процессы могут скрывать высотный эффект свежего снега и приводить к обратным градиентам (Moser and Stichler 1970). В некоторых случаях не было значительной связи между изотопными характеристиками всего снежного покрова и высотой (Raben and Theakstone 1994; Kang et al. 2002; Koniger et al. 2008).

Дитерманн и Вейлер (2013) наблюдали только ограниченный высотный изотопный эффект в Швейцарских Альпах. Высотный эффект для значений δ ² Η на южных склонах составлял от -6.От 2 до + 2,6% / 100 м с большим разбросом для отдельных образцов. Эти результаты подтверждают влияние процессов таяния на изменение среднего изотопного состава снежного покрова. Северный склон этого водосбора представляет собой крутой склон, склонный к сходам лавин, популярный среди любителей горных лыж. Эти факторы, вероятно, приводят к перемешиванию снега и нарушению изотопного эффекта высоты (Dietermann and Weiler 2013).

Мы обнаружили высотный эффект на значения δ ¹⁸ 0 и δ ² Η свежего снега на южном склоне Эльбруса в январе 2001 г., уменьшающиеся с увеличением высоты (Васильчук, Чижова, 2010).Снежный покров становится все более и более истощенным в содержании ¹⁸ 0 и ² Η на больших высотах. В диапазоне 3100-3400 м над уровнем моря градиенты составляют -2,4% / 100 м для значений Δδ ¹⁸ 0 и -20% для значений Δδ ² Η, а на высотах 3400-3900 м они составляют -0,6 / 100 м для значений Δδ ¹⁸ 0 и -6% для значений Δδ ² Η. Мы обнаружили уменьшение значений d-избытка в снегу на высоте от 3100 до 3400 м над ур. М. Мы связали высокие градиенты на высотах от 3100 до 3400 м с интенсивным вымыванием воздушной массы и изотопным обеднением при выпадении осадков.Однако, если предположить на основании изотопных данных уменьшение значений δ ¹⁸ 0 с -17 до -29% в снегу с увеличением высоты с 3100 до 3400 м из-за прогрессирующих осадков, то уменьшение d-избытка в этот снег невозможно объяснить.

Процесс постепенного выпадения дождя, основанный на модели фракционирования / конденсации Рэлея, предсказывает возрастающие значения превышения d на последних стадиях выпадения осадков. Кроме того, модель равновесной конденсации Рейлея, включающая изотопный кинетический эффект (Jouzel and Merlivat 1984), а также изотопная модель, включающая процессы смешанного облака (Ciais and Jouzel 1994), предсказывают относительно высокие значения d-избытка.

Во многих случаях обнаруживается, что избыток d увеличивается с высотой на горных склонах, возможно, по ряду причин. Этот вопрос окончательно не решен. Таким образом, уменьшение d-избытка с уменьшением значений δ ¹⁸ 0 в свежем снегу в январе 2001 г. может свидетельствовать о весьма неоднозначном формировании изотопного состава снежного покрова на южном склоне Эльбруса.

Последние исследования ледников Эльбруса направлены на получение информации об экологических условиях накопления льда, включая источники воздушных масс, атмосферные условия и превращение снега в лед.Стабильные изотопы и химический состав являются индикаторами процессов, связанных с атмосферными осадками.

0 наблюдений за недавним отступлением ледниковой системы Эльбруса (Васильчук и др., 2006, 2010; Золотарев, Харковец, 2010; Holobaca, 2016; Тиелидзе, Уит, 2017) показывают значительные изменения объема ледников и отступлений их « языков » во время отступления ледников. Однако за последние 100 лет, похоже, нет никаких признаков в изотопном составе ледникового льда (Васильчук и др.2006 г.).

Хотя большая часть поступающей в Эльбрус влаги имеет атлантическое происхождение, некоторые воздушные массы дрейфуют из южных пустынь. Пыль, происходящая из предгорья Джебель Ахдар в восточной Ливии и перенесенная на Кавказ вдоль восточного побережья Средиземного моря, Сирии и Турции (Шахгеданова и др., 2013), была обнаружена в снежном покрове ледника Гарабаши.

Лед Эльбруса является палеоархивом, особенно на высотах выше 4900 м, где изотопная запись не нарушается талыми водами из-за отсутствия таяния на этой высоте.Изотопные записи ядер низкоширотных и высокогорных ледников могут предоставить подробную палеоэкологическую косвенную запись и оказаться чрезвычайно ценными для получения непрерывных данных о химии и климате атмосферы (Thompson et al. 1998, 2006a, 2006b). ; Тиан и др., 2003; Яо и др., 2006). Записи о низкоширотных тибетских кернах, особенно в Дунде и Дасуопу, согласуются с местными температурными записями (Yao et al.2006), более северные участки, подобные Дунде, считаются более температурными (например.г., Тиан и др. 2003).

В последние годы глубокое бурение ледников Эльбруса позволило получить записи δ ¹⁸ 0 и δ ² Η (Михаленко и др., 2015; Козачек и др., 2017). Значимой корреляции между записями ледяного керна δ ¹⁸ 0 на западном плато Эльбруса (высота 5115 м над уровнем моря) с региональной температурой, ни с данными реанализа, ни с данными метеостанции не обнаружено (Михаленко и др., 2015; Козачек и др.). ., 2017). На западном плато Эльбруса скорость снегонакопления высока и, кроме того, в керне отмечены ярко выраженные сезонные вариации значений δ ¹⁸ 0 и δ ² Η.Несмотря на наличие амплитуды δ ¹⁸ 0 в керне льда, что может указывать на существование зависимости δ ¹⁸ 0 от температуры, условия отдельных снегопадов играют важную роль. Такие условия включают перемешивание снега ветром, а различные воздушные массы с разными характеристиками источника влияют на осадки у подножия и гребня горы.

В этом случае изучение образования изотопного высотного эффекта в снегу важно для понимания этого исключения температурного эффекта во льду.Здесь представлены результаты изотопного анализа проб снега, чтобы лучше понять пространственные и временные особенности снегонакопления на Эльбрусе.

УЧАСТОК

Кавказские горы расположены между Черным и Каспийским морями и обычно ориентированы с востока на юго-восток, при этом хребет Большого Кавказа часто рассматривается как разделительная линия между Европой и Азией. Общая площадь ледников Кавказа составляет около 1121 ± 30 км ² (Михаленко и др.2015). Ледники на Эльбрусе расположены на высотах 2800-5642 м.

Самые холодные условия наблюдаются выше 5200 м над ур. склонны к плавлению поверхности. Измерения снегонакопления с 1985 по 1988 год показали общее снегонакопление 400600 мм в.э. ^-1 со значительной ветровой эрозией снега на устье Эльбруса (5300 м над уровнем моря).s.l.).

В летней атмосферной циркуляции на Кавказе преобладает высокое субтропическое давление на западе и Азиатская депрессия на востоке. Зимой на циркуляцию влияет западное продолжение Сибирского холма (Володичева, 2002). Кавказ расположен в южной части обширной Русской равнины и, следовательно, подвержен беспрепятственному прохождению холодных воздушных масс с севера. Высокогорные хребты Южного Кавказа отклоняют потоки воздуха с запада и юго-запада.Влияние свободной атмосферы на режим ледника Эльбруса больше, чем локальные орографические эффекты, поскольку область скопления ледников лежит выше основных хребтов.

Большая часть годовых осадков выпадает в западной и южной частях Кавказа. Для южного склона Кавказа количество осадков колеблется от 3000-3200 мм до ^–1 на западе до 1000 мм и ^–1 на востоке. Доля зимних осадков (октябрь-апрель) также уменьшается к востоку с более чем 50 до 35-40% для севера Большого Кавказа и с 60-70 до 50-55% для южного склона (Рототаева и др.2006 г.). Доля твердых осадков увеличивается с высотой и достигает 100% выше 4000-4200 м.

Наши исследования сосредоточены на южном склоне Эльбруса, от станции Азау (2330 м над ур. М.), Вдоль ледника Гарабаши (43 ° 20 ‘с.ш., 42 ° 26’ в.д.) до вершины (рис. 1). В статье обсуждаются данные, полученные в 2017, 2016 гг., А также данные, полученные нами в предыдущие годы (Васильчук и др., 2006, 2010; Васильчук, Чижова, 2010).

Рис.1. Космический снимок Эльбруса со спутника SPOT 7, 20 августа 2016 г.

По температуре сезон 2015/16 продолжил уникальную серию теплых зим, начавшуюся в 2009/10 году. Температурная аномалия сформировалась за счет теплых месяцев в начале (ноябрь) и конце зимы (февраль, март). При этом традиционно холодные месяцы (декабрь, январь) несколько отличались от долголетней нормы.

По количеству осадков сезон 2015/16 г. был на 18% ниже нормы, а зимний максимум осадков был зарегистрирован в январе.За январский снегопад выпало 101,9 мм осадков, что составило 36% от количества осадков за весь холодный период (XI-III). Толщина снега на дне долины во второй декаде января увеличилась с 30 см до 72 см (метеостанция Терскол, 2141 м над ур. М.) И с 59 см до 103 см (метеостанция Азау).

Зима 2016/17 года характеризовалась крайне малым количеством осадков и длительными периодами без осадков, например, до 26 января 2017 года снег выпадал только 26 ноября.Уровень перепада температуры с высотой (градиент) для южного склона Эльбруса оценивается как 0,6 ° C / 100 м. Этот градиент был определен путем сравнения записей автоматической метеостанции (установленной на западном плато Эльбруса на высоте 5115 м над ур. М.) С измерениями с ближайшей метеостанции (Михаленко и др., 2015).

МЕТОДЫ

Образцы снега были отобраны на южном склоне горы Эльбрус в середине периода снегонакопления в январе 2017 г., феврале 2016 г., январе 2001 г. и во время сезона таяния снегов в июле 1998 г. и августе 2009 г.В 2017 г. отобрали свежий снег. В 2016 г. отбирались пробы поверхностного снега (1 февраля) и свежего снега (3 февраля), в 2001 и 2009 гг. Отбирались пробы свежего снега. Во время сезона абляции 1998 г. были взяты образцы поверхностного снега. Отбор проб производился на высоте около 1700 м (рис. 2).

Рис. 2. Профиль отбора проб на южном склоне Эльбруса

Пробы поверхностного снега (с глубины 0-15 см) были собраны 1 февраля 2016 г. (по погодным условиям Терскола). 28 и 29 января выпали осадки.Образцы свежего снега, собранные 3 февраля 2016 г. (с глубины 0-15 см), представляют собой снег, выпавший 2 февраля с утра до вечера. По данным метеостанции Терскол, 2 февраля выпало 9 мм осадков.

В январе 2001 г. и августе 2009 г. пробы только что выпавшего снега были собраны в течение трех часов после снегопада при глубине снежного покрова 0-10 см. Пробы талого снега были собраны на леднике Гарабаши в июле 1998 года.

В январе 2017 года пробы свежего снега были собраны в пределах 2300-3800 м над уровнем моря.s.l. 27 и 28 января в долине и на склоне Эльбруса отобрали пробы снега, выпавшего 26 января. 29 января во второй половине дня выпал снег, а 30 января были взяты образцы недавно выпавшего снега. Все пробы снега отбирались с глубины снежного покрова 0-10 см. В долине (2332 м над ур. М.) И на склоне (3345 м над ур.

Изотопные отношения в снегу в 2016, 2017 и 2009 годах были измерены с помощью проточного масс-спектрометра Finnigan Delta-V в Лаборатории стабильных изотопов географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.Одновременно с этим изотопный состав снега, отобранного в 2016 году, был определен в Ресурсном центре геоэкологических исследований и моделирования (ГЕОМОДЕЛЬ) Санкт-Петербургского государственного университета программой Picarro L-2120i. Различия в измеренных значениях δ ¹⁸ O для одних и тех же образцов в двух лабораториях не превышают ± 0,3% o. Изотопный состав снега, отобранного в 2001 и 1998 годах, был измерен W.Papesch в Исследовательском центре «Арсенал» в Зайберсдорфе, Австрия.

Изотопные данные условно выражаются в виде δ-понятия (%), представляющего отклонение в частях на тысячу, относящееся к к изотопному составу V-SMOW (Венская стандартная средняя океаническая вода).Для калибровки использовались международные стандарты V-SMOW2, GISP, SLAP2. Точность измерения значений δ ¹⁸ O составляет ± 0,1%.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Отношения δ ¹⁸ O — δ ² H для всех образцов снега (накопление и таяние) показаны на рис. 3. Большинство из них очень близко к глобальной линии метеорной воды.

Рис. 3. График δ ¹⁸ O — δ ² H для всех проб снега: 1998, 2001, 2009, 2016, 2017

Высотный изотопный эффект в свежем зимнем снеге явно выражен. виден в 2016 году на высоте до 3000 м над у.м.н.у.м. и в 2001 г. на высоте от 3000 до 4000 м над ур. м. (рис.4, а). Эффект обратной высоты наблюдался в свежем снеге, отобранном в 2016 г. выше 3000 м над ур. М. И в августе 2009 г. (рис. 4, б).

Рис. 4. Значения δ ¹⁸ O в снежном покрове горы Эльбрус зимой (а) и летом (б)

Значения d-избытка (d) в свежий снег имеет сезонные колебания, увеличивающиеся летом (Таблица 1). Значения d _exc зависят от относительной влажности воздушных масс в момент их океанического происхождения (Merlivat and Jouzel 1979).Более низкие значения d _exc осадков в северном полушарии в летние месяцы соответствуют более высокой относительной влажности воздуха, которая связана с ТПО в океанических исходных регионах соответствующих воздушных масс. В китайском Тянь-Шане высокие значения d _exc были отмечены в зимние месяцы, когда осадки выпадали при низких температурах и низкой относительной влажности (Pang et al. 2011). Напротив, более высокие значения d _exc в зимние месяцы вызваны более низкой относительной влажностью в районах океанических источников.Обратный тренд для значений d _exc в летних осадках может иметь место в регионах, где преобладает атмосферный водяной пар из-за испарения влаги из континентальных бассейнов (Schotterer et al. 1993; Schotterer et al. 1997).

Таблица 1. Избыток дейтерия в снежном покрове горы Эльбрус

Недавно выпавший (свежий) снег

В свежем снеге, отобранном 27 и 28 января 2017 г., значения δ ¹⁸ O изменяются от -24,84 до -34,46%, δ ² Η от -173,2 до -247,9% (Таблица 2). Независимо от даты отбора все образцы находятся в диапазоне высот 2256-3850 м над ур. М. Практически нет четкой зависимости между значениями δ ¹⁸ O и δ ² Η и высотой (рис.5). Однако некоторая слабая тенденция к уменьшению значений δ ¹⁸ O с высотой может быть обнаружена путем расчета разницы между содержанием изотопов на высоте 2256 м над уровнем моря. и 3850 м над ур. м. Это дает градиент -0,32% δ ¹⁸ O / 100 м.

Таблица 2. Высотное распределение значений δ ¹⁸ O и δ ² H в свежем снегу на Эльбрусе в 2016 и 2017 гг.

13,43

-33,5

Рис.5. Влияние высоты на δ ¹⁸ O и δ ² H и d для свежего снега 27 января 2017 г.

0n 3 февраля 2016 г. значения δ ¹⁸ O увеличились с -34,5% до — 25,5% в свежем снегу между 2287 и 3836 м над уровнем моря, самые низкие значения δ ¹⁸ 0 были получены около 3000 м над уровнем моря. (Рис. 6). Было обнаружено, что существует явный обратный высотный изотопный эффект между 4000 и 3000 над ур. М. с градиентом δ ¹⁸ O = + 1.04% / 100 м (таблица 2).Ниже 3000 м над ур.

Рис. 6. Высотное влияние на δ ¹⁸ O и δ ² H и d _exc для свежего снега 8 февраля 2001 г. и 3 февраля 2016 г.

В августе 2009 г. свежий снег показал слабый положительный изотопный тренд с высотой с низкой статистической значимостью (рис.7).

Рис. 7. Высотное влияние на δ ¹⁸ O и δ ² H и d _exc для свежего снега в августе 2009 г. и для поверхностного снега 1 февраля 2016 г.

В 2001 г. высотный изотопный эффект наблюдался выше 3000 м в свежем снегу с градиентом δ ¹⁸ O -1,3% / 100 м и δ ² Η -11,1% / 100 м (на 3100 м δ ¹⁸ O = -17,81%, δ ² Η = -128,1%, на 3900 м δ ¹⁸ O = -28.24%, δ ² Η = -217,1%, см. Рис.6).

Одновременные измерения температуры на южном склоне Эльбруса в диапазоне высот 2355-3853 м показали перепад температуры с высотой для разных типов погоды в сезоне 2016/17 (таблица 3).

Таблица 3. Измеренная температура воздуха на южном склоне Эльбруса в 2017 г.

Эти значения означают, что для образцов снега 2001 г., в которых выражен высотный изотопный эффект (от 2900 до 3900 м. asl) коэффициент связи δ ¹⁸ O с T находится в диапазоне от 0,55% o / ° C до 0,76% o / ° C (на основании данных таблицы 3 для разных типов погоды). Это соответствует модели Рэлея равновесного фракционирования изотопов.

Выявлено уменьшение значений d _exc с высотой (см. Рис. 6). Такое уменьшение значений d _exc во время снегопада противоречит другим модельным расчетам (Jouzel, Merlivat, 1984; Ciais, Jouzel, 1991) и полевым наблюдениям (Васильчук и др., 2005).

Поверхностный снег

Снег взят 1 февраля 2016 г. в диапазоне 1900–4100 м над ур. М. характеризуется незначительными изотопными вариациями (см. рис. 7). Возможные причины: 1) формирование изотопного состава снега на уровне единой конденсации из обширной облачности; 2) исходный изотопный сигнал снега может быть изменен процессами дрейфа или ветровой эрозии.В сезон абляции 1998 г. остаточный поверхностный талый снег имел самые высокие значения δ ¹⁸ O от -6,82 до -8,79% и δ ² Η от -41,9 до -57,0% (см. Рис. 4, б). Вероятно, это было результатом весенне-летнего снегонакопления, модифицированного сублимацией и частичным таянием. Нижнее значение на 3780 м над ур. М. указывает на частичное таяние поверхностного снега и обнажение зимнего снега.

Отсутствие высотного изотопного эффекта можно объяснить тем фактом, что снежные воздушные массы не подвергаются мелкомасштабному орографическому поднятию, и, во-вторых, тем, что источник и траектория воздушных масс важны для среднего изотопного содержания (Moran et al.2007).

Снежные ямы

Средние значения δ ¹⁸ O для двух снежных ям в январе 2017 г. на высотах 2332 м и 3345 м над ур. М. составляли -26,4%, -24,8%, а значения для δ ² Η составляли -189,7%, -174,8% соответственно. В то время как средние значения δ ¹⁸ и δ ² Η в снежном яме на меньшей высоте более отрицательны, чем значения на большей высоте (рис. 8). В карьере на высоте 2332 м верхний горизонт образован снегом с низкими значениями δ ¹⁸ O (-29.4%) и δ ² Η (-215,4%), это явно свежевыпавший январский снег, в других снежных горизонтах значения δ ¹⁸ O и δ ² Η близки к однородным.

Аналогичные значения δ ¹⁸ O и δ ² Η получены в средних снежных горизонтах на высоте 3345 м над уровнем моря, а нижний горизонт здесь характеризуется относительно высокими значениями (см. Рис. сохранение снега, выпавшего, скорее всего, осенью.

Рис.8. Значения δ ¹⁸ O, δ ² H и d в снежных ямах на высотах 2332 и 3345 м над ур. М.

Интерпретация

В свежем снегу в феврале 2016 г. наиболее отрицательные значения δ ¹⁸ O от -31,3 до -34,4% в диапазоне 30643457 м над ур. Моря. (Таблица 2) являются экстремальными для Эльбруса, особенно для высот ниже 4000 м над ур. М. Изотопные записи керна снежной ямы и фирна получены на высоте 5115 м над ур. М. (Кутузов и др., 2013) показывают четкие сезонные колебания от -27% до -5.5% для значений δ ¹⁸ O. Крайне отрицательные значения изотопов в свежем снегу 2016 г. можно объяснить высыханием воздушной массы. Эволюция изотопного состава водяного пара во время конденсации и выпадения дождя из идеализированной воздушной массы обычно моделируется как процесс рэлеевской дистилляции. Поздние стадии дождя связаны с быстрым уменьшением значений δ ¹⁸ O в осадках и парах. Скорость уменьшения значений δ ¹⁸ O также экспоненциально увеличивается по мере высыхания воздушной массы и увеличивается при более низких температурах (Moran et al.2007).

В любом случае нельзя игнорировать эмпирические данные, полученные для снега 3 февраля, даже если распределение значений изотопов не описывалось какой-либо моделью.

Формирование высотного изотопного эффекта не всегда связано с местными условиями, такими как наветренный / подветренный уклон, температура и т. Д. Отсутствие высотного эффекта часто объясняется тем, что воздушные массы не следуют за орографическим поднятием и, во-вторых, , источник и траектории воздушных масс, которые могут изменяться довольно быстро, оба важны для формирования изотопного состава.

Мур и др. (2016) исследовали важность нелокальных процессов посредством анализа циркуляции синоптического масштаба во время снегопада на вершине горы Врангель на юге центральной части Аляски. Во время этого события в течение однодневного периода, в течение которого местная температура была приблизительно постоянной, изменение значений δ ¹⁸ O превышало половину того, что обычно наблюдается между летом и зимой в регионе. Можно предположить, что регион источника снега, выпавшего на гору Врангель во время события, изменился с субтропического восточного Тихого океана на северо-восточную Азию.

Для объяснения изотопного сигнала у свиноматок, собранных 3 февраля, мы предполагаем одновременное поступление одной воздушной массы на склон горы, но двумя путями. Траектории обратных воздушных масс к Эльбрусу предоставлены NOAA с использованием модели HYSPLIT (Draxler, Rolph, 2011), рассчитанной для 3 февраля на высотах 3000 и 5000 м, показаны один источник и один путь влаги с севера. Наиболее отрицательные значения δ ¹⁸ O и δ ² Η соответствовали 3064-3457 м а.s.l. диапазон. Одной из причин такого распределения значений δ ¹⁸ O и δ ² Η в снегу является вынос части снега из вершинной зоны на высоту 3000 м. В этом случае выпавший на вершине снег с низкими значениями δ ¹⁸ и δ ² Η сносится вниз, образуя изотопный эффект обратной высоты. Другая причина в том, что высота 3000 м соответствует зоне максимального накопления. Прогрессивное осаждение приводит к сильному изотопному истощению оставшегося пара и последнего осаждения.Очевидно, что обратный высотный изотопный эффект связан с этими очень отрицательными значениями на высоте около 3000 м.

В свежем снеге, отобранном в 2017 г. со слабым уменьшением значений δ ¹⁸ 0 и δ ² Η с высотой, также наблюдается очень небольшое увеличение d _exc . Основной особенностью изотопной сигнатуры снега в 2017 г. являются высокие значения d _exc , достигающие 33% (см. Таблицу 1, Таблицу 2). Обратные траектории HYSPLIT к Эльбрусу 26 января 2017 г. на высоте 3000 и 5000 м показали, что источником влаги является Средиземноморье.Известно, что этот регион в зимние месяцы из-за низкой относительной влажности над морем является источником осадков с высоким избытком дейтерия (Gat and Carmi 1970).

В пробах свежего снега, отобранных в 2001 году, наблюдался «классический» высотный изотопный эффект в осадках из-за орографического подъема воздушных масс и связанного с этим снижения температуры конденсации (см. Рис. 6).

Когда осадки выпадают из Когда воздушные массы пересекают топографические барьеры, продолжение рэлеевской дистилляции на подветренном склоне действительно должно давать обратную зависимость от отношения изотопов к более легким по высоте при уменьшении высоты.Это предполагает систематическое высотное соотношение, противоположное тому, которое наблюдается на наветренных склонах, но обратное соотношение этого типа недостаточно хорошо установлено или широко не сообщается.

Poage и Chamberlain (2001) предоставляют компиляцию наблюдаемых градиентов высоты δ ¹⁸ O по результатам 68 различных исследований по всему миру, и только в двух из этих исследований сообщается об уменьшении количества осадков δ ¹⁸ O с высотой. Неоднозначные или обратные зависимости δ ¹⁸ O-высоты наблюдались с восточных (подветренных) склонов в Сьерра-Неваде (Фридман и Смит, 1970) и в Скалистых горах Канады (Grasby and Lepitski 2002).Сложные высотные отношения также очевидны в образцах высокогорного снега (Niewodnizanski et al. 1981). Это исследование указывает на необходимость дальнейшего изучения изотопной изменчивости снежного покрова для прогнозирования изотопного состава талой воды и лучшего понимания процессов накопления и источников снега в высокогорье.

ВЫВОДЫ

Результаты показывают, что градиенты высоты δ ¹⁸ O в свежем снегу на южном склоне горы Эльбрус имеют сходные значения, но противоположные тенденции в разные годы и сезоны.Выше 3000 м в 2001 г. значения δ ¹⁸ 0 уменьшались с высотой на -1,3% o / 100 м (-11,1% o δ ² Η / 100 м), в 2016 г. δ ¹⁸ O значения увеличивались с высотой на +1,04% / 100 м (+8,76% δ ² Η / 100 м).

В 2017 г. связь между значениями δ ¹⁸ O и δ ² Η с высотой местности не выражена четко при слабом уменьшении значений δ ¹⁸ O в диапазоне высот 2256-3716 м над уровнем моря, есть также очень небольшое увеличение d _exc . Такое неравномерное распределение изотопного состава снега по высоте в разные сезоны, скорее всего, объясняется различными механизмами снежного осаждения — орографическим поднятием воздушной массы по склону или переходом через главный Кавказский хребет и значительным заносом сухого снега. на склоне.

Ниже 3000 м нарушение градиентов высоты δ ¹⁸ O было приписано пост-осадочным изменениям, ветровому движению, турбулентному перемешиванию воздушных масс или одновременному приходу воздушных масс на склон.

ДОЛГОЖДАННОЕ ЗИМНИЕ ВОСХОЖДЕНИЕ НА ЧАТЫН

Северная стена Чатына (4368 м), Центральный Кавказ, Россия-Грузия. Сергей Нилов, Евгений Король и Сергей Доронин, вероятно, совершили второе зимнее восхождение на гору 25 января, после двадцати трех лет неудачной зимней активности, через Ромб (6А, Мышляев), сложный кулуар, переходящий в крутой гребень. [Фото] Предоставлено www.mountain.ru

Вряд ли группа сильных россиян, собранных экспромтом — Сергей Нилов, Евгений Король и Сергей Доронин — совершила зимнее восхождение на Чатынь (4368 м), Центральный Кавказ, Россия-Грузия.Это потенциально второй подъем на гору за зимний сезон. Их восхождение через Ромб (6А, Мышляев), который находится на северной стене Чатына, знаменует собой значительный рост активности с момента первого и единственного зарегистрированного зимнего восхождения в 1984 году через пик Труд (Барулин-Басмаков-Глушковский-Мошников, 5Б). . Центральный Кавказ — самый высокий хребет в Европе (Эльбрус к западу от Чатына — самая высокая вершина Европы на высоте 5642 м), он известен своими снежными склонами, где есть отличные лыжные трассы. Реже предпринимаются попытки преодолеть крутые склоны, которые создают серьезные проблемы для зимних восхождений.

Ромб, 600-метровый гранитный кулуар на северной стене Чатыни, давно отрицает успех. Российская команда из Ростова погибла зимой 1994 года, пытаясь пройти маршрут, и с тех пор несколько попыток потерпели неудачу в первой половине восхождения, некоторые даже не достигли своей базы. Стена снова отвергла своих поклонников в 2006 году, включая Нилова, дважды, любого рельефа выше первых нескольких веревок. После того, как в начале 2007 года ему пришлось отказаться от своей третьей попытки «Ромба» из-за болезни партнера, Нилов остался в туристическом городке Эльбрус, надеясь набрать способных альпинистов, поскольку его товарищи по команде были вынуждены вернуться к другим обязанностям.Нилов убедил Короля и Доронина аннулировать билеты домой за покушение на Чатынь. Импровизированная команда из трех человек отправилась на Rhombus 17 января, хотя Корол теперь признает, что «все, кто узнал о наших планах, говорили, что мы сошли с ума».

Группа поднимается на гребень вершины Чатына 25 января. Последовала схватка за подножие, так как к дню вершины запасы еды и топлива были мизерными. [Фото] Предоставлено www.mountain.ru

Они достигли основания стены через четырнадцать часов и провели следующую неделю, борясь с ледяным кулуаром, фиксируя и закрепляя веревки.Нилов, Король и Доронин, оставаясь достаточно теплыми за счет температуры -30 градусов ночью, преодолели крышу узлов 23 января и 25 января поднялись по крутому гребню вершины на вершину. Почти кончившись провизией, команда помчалась вниз. Два дня спустя на базе метель чуть не задушила команду, заблокировав вход в снежную пещеру. Они выдержали опасные лавинообразные условия и благополучно достигли Эльбруса в ночь на 27 января.

Источник: www.mountain.ru

Восхождение на Эльбрус с западной стороны

День 1. Прибытие в аэропорт Минеральных Вод. Переезд в гостиницу в Кисловодске (1 час).

День 2. Переезд в базовый лагерь в долине Уллу-Хурзук (5 часов).

День 3. Акклиматизационный выход в Лагерь 1 на морене (высота 3500м) и спуск обратно в базовый лагерь. По возвращении в лагерь можно принимать теплые минеральные ванны. Путь пролегает по широким травянистым склонам, пересекает реку и поднимается по морене. В этот день нужно брать с собой только обед и воду / чай. Время в пути 4 — 5 часов.

День 4. Восхождение в Лагерь 1 (3500м) со всем снаряжением. После разбивки лагеря у нас будут тренировки на льду и снегу.Время в пути 4 — 5 часов.

День 5. Акклиматизационный выход до 3900м. В этот день мы вернемся в наш лагерь на высоте 3500 м, поэтому нам остается взять с собой только обед и термосы. Там мы снова проведем тренировки на льду и снегу. На этой высоте нам придется иметь дело со снегом, льдом, моренными большими и средними валунами. Камни могут скользить и катиться вниз, поэтому шлемы необходимы. Продолжительность похода 3 часа. Градиент подъема до 20 °.

День 6. Восхождение в Лагерь 2 на высоте 4200м. Сначала мы поднимемся по горному склону среднего размера, а затем по снежному склону с подъемом до 30 °, пока не дойдем до бивуака, где остановимся на ночь.

День 7. Подъем в передовой Лагерь 3 на западном уступе Эльбруса на высоте 4600 м. Мы поднимемся по снежному склону с уклоном подъема 20 °, затем двинемся вправо, пока не достигнем западного плато.

День 8.