Ледники и реки

Вечный метающий снег в горах, накапливаясь из года в год в удобных котловинах, цирках и на пологих склонах, приобретает зернистое строение и превращается в фирн. Постепенно уплотняясь, фирн переходит в кристаллический лед. Когда фирна и льда во впадинах накопляется очень много, он начинает «вытекать» из них и под действием силы тяжести медленно сползает вниз по склону в виде ледяных потоков - ледников. Наиболее крупные ледники спускаются на дно долин и заполняют их верховья. Такие ледники называются долинными. Но многие ледники заканчиваются на склонах или вовсе не выходят из впадин. Это висячие и каровые ледники.

Площадь современного оледенения в горах зависит от высоты снеговой или фирновой линии - нижней границы зоны вечных снегов и ледников, выше которой снег никогда не тает.

Каждый ледник разделяется фирновой линией на две части: верхнюю, или фирновый бассейн, где происходит накопление фирна и льда (это так называемая область питания ледника) и нижнюю, или ледниковый язык, спускающийся из фирнового бассейна вниз по долине и представляющий собой область таяния или абляции ледника.

Часто на поверхности ледника можно видеть трещины различной величины и формы, образующиеся в результате движения ледника. Чем быстрее ледник движется, тем больше на нем трещин. В зависимости от расположения и простирания трещины делятся на продольные, поперечные и диагональные, или краевые. Иногда трещины бывают и на поверхности фирновых полей, по их краям, у подножия крутых склонов - тогда они называются бергшрундами. Глубокие и замаскированные снегом трещины представляют собой большую опасность для проходящих по леднику людей. Особенно много трещин бывает в местах перепада ледникового ложа, где ледник рассекается ими на множество ледяных пластин, зубцов, шпилей, так называемых сераков, образующих труднопроходимые ледопады. На пологих участках ледника вытаивание камней из льда приводит к образованию своеобразных форм ледникового рельефа: ледниковых столов, стаканов, колодцев, муравьиных куч и др. Ледник при движении вниз постепенно истирает свое ложе и выпахивает корытообразную долину - так называемый трог с крутыми склонами и широким плоским дном, покрытым моренными отложениями.

В разрушительной работе леднику помогают те обломки, которые постоянно скатываются с окружающих склонов на его поверхность и образуют боковые, срединные и поверхностные морены. Часть этих обломков вмерзает в лед и при их помощи ледник, как рубанком, истирает и шлифует ложе и борта своей долины.

Морены, покрывающие поверхность ледника и вмерзшие в его тело, медленно ползут вместе с ним по ледниковой долине. Голубой лед уносит с собой и мелкие песчинки, и небольшие обломки камня, и громадные каменные глыбы-валуны, достигающие иногда нескольких метров в поперечнике и многих сотен тонн веса. Такие валуны вода не в состоянии перенести, и в этом смысле лед является более могучим работником, чем вода.

Там, где ледник окончательно останавливается, весь этот обломочный материал сгружается у его конца и бортов. Так образуются конечные и береговые морены - своеобразный барьер, по которому нелегко пробираться непривычным людям при восхождении на ледник.

В горах Дигории фирновая линия находится на высоте в среднем 3450 м, поднимаясь от 3400 м в западной ее части до 3500 м - в восточной. Кроме того, в каждой отдельной горной цепи снеговая линия лежит на южных склонах несколько выше, чем на северных. Поэтому наиболее крупные ледники находятся на северных склонах хребтов. В высокогорной Дигории насчитывается более 60 ледников, общей площадью около 90 кв. км.

Наибольшее количество ледников находится на северных, более пологих склонах хребтов, где многочисленные отроги образуют удобные для накопления снега и льда котловины.

Крупнейшим центром оледенения в Дигории является Караугом-Саудорский горно-ледниковый узел, расположенный в ее центральной части, в верховьях рек Караугомдон и Айгамугидон. На долю этого «узла» приходится свыше половины всей площади современного оледенения Дигории - 52,3 кв. км, при общем количестве ледников 32. Здесь, на пересечении Главного Водораздельного хребта с его северными отрогами, расположены наиболее крупные долинные ледники Дигории - Караугомский, Сонгути, Бартуй и Фастаг.

Ледник Караугом, спускающийся от вершины Бубисхох в северо-западном направлении, является самым длинным ледником Северной Осетии (13,3 км) и вторым по площади на Кавказе (26,6 кв. км), после ледника Дыхсу в Кабардино-Балкарии.

Второй по величине ледник Дигории - Сонгути - расположен в верховьях реки Сонгутидон (главного истока реки Айгамугидон). Длина его в настоящее время около 7 км, а площадь - 8,2 кв. км.

Первым соседом Караугома с запада является ледник Фастаг длиной 3,5 км, за ним следует Бартуй - третий по величине ледник Дигории, достигающий в длину 4, 8 км.

Западнее ледника Сонгути лежат в глубоких цирках менее крупные ледники-Скатиком, Кадурхошхин и Хуппара, дающие начало реке Сардидон - левому истоку Айгамугидона. Восточнее ледника Сонгути расположены Кайсарский и Донисарский ледники, питающие собой правые притоки Сонгутидона - Кайсардон и Донисардон.

Широко развито современное оледенение и в западной части Главного Водораздела. Здесь со склонов массивов Лабода и Гезетау спускаются в сторону Харесского ущелья два крупных долинных ледника - Тана длиной 3,5 км и Мосота - 3,6 км, дающие начало правым притокам реки Харес.

Между ледниками Тана и Бартуй находятся три небольших, но очень красивых ледника - Таймази (Западный и Восточный) и Геби, часто посещаемые альпинистами и туристами.

На Суганском хребте ледники сосредоточены главным образом на его северных склонах, в верховьях рек Хазнидон, Билягидон, Псыгансу, где насчитывается 12 ледников общей площадью около 16 кв. км. На южном крутом склоне Суганского хребта современное оледенение развито значительно меньше. Здесь преобладают небольшие каровые и висячие ледники.

Современное оледенение Дигории, как и всего Кавказа в целом, является лишь небольшим остатком - реликтом древнего значительно более мощного оледенения, покрывавшего 1 млн. лет назад не только горы, но и предгорную равнину. И даже еще совсем недавно, в первой половине XIX столетия, ледники спускались по долинам рек значительно ниже, чем сейчас, до абсолютных отметок 1600-1700 м. Затем, в результате потепления климата, они начали быстро отступать вверх по долинам и сохранились только в их верховьях.

Отступание ледников продолжается и в настоящее время. Многие ледники за период после первой их съемки (80-90-е годы прошлого столетия) сократили свои размеры почти вдвое, некоторые мелкие каровые ледники исчезли совсем, крупные разделились на менее значительные.

Однако скорость отступания ледников даже в соседних ущельях или на различных склонах одного и того же горно-ледникового массива не одинакова. Быстрее всего отступают ледники южных и восточных склонов, значительно медленнее - ледники северных экспозиций.

Некоторые ледники, расположенные в глубоких ущельях и покрытые мощными моренами, находятся в стационарном состоянии, другие, вследствие благоприятных условий питания, даже наступают.

Наблюдения самых последних лет свидетельствуют о том, что с 60-х годов XX века многие ледники обнаруживают признаки стабилизации, уменьшение скорости отступания и даже переход к этапу наступания льдов. В настоящее время в Дигории, как и на всем Кавказе, господствуют небольшие каровые и висячие ледники размером 0,8-1,0 кв. км, крупных долинных ледников длиной более 2,0 км насчитывается здесь всего 18.

Ледники, консервируя в себе вековые запасы влаги, отдают ее потом капля за каплей рекам, ручьям и грунтовым водам.

Поверхностными водами Дигория очень богата. Все ее многочисленные реки и ручьи принадлежат бассейну одной реки - Урух - крупному левому притоку реки Терек, впадающему в нее далеко на предгорной равнине, за пределами Северной Осетии, в Кабардино-Балкарии. Общая длина реки Урух- 105 км, из которых на долю высокогорной Дигории приходится 27 км. Начинаясь из-под ледников Главного Водораздельного и Су-ганского хребтов, эта река в своем верховье называется Харесом и течет с юго-запада на северо-восток по продольной Штулу-Харесской долине.

После слияния с рекой Караугомдон (абс. высота 1490 м), вытекающей из-под Караугомского ледника, река становится сразу многоводной (увеличиваясь, по объему воды в 2,5-3 раза) и поворачивает круто на север. Отсюда она называется Урухом (Местные жители называют эту реку часто Ирафом.)

Протекая далее по дну широкого Урухского ущелья, река Урух принимает два самых больших своих притока: слева - Билягидон, справа - Айгамугидон. В 4 км ниже селения Мацута Урух врезается в плотные светло-серые известняки Скалистого хребта, образуя узкую и глубокую Дигорскую теснину. На равнину река Урух выходит около селения Калух (абс. высота 750 м).

Питаются реки высокогорной Дигории в основном талыми снеговыми и ледниковыми водами, но значительную долю воды получают они также за счет дождевых и грунтовых вод. Поэтому режим их отличается большим непостоянством. Наиболее полноводны горные реки летом, в июле-августе, когда интенсивней всего тают ледники. Вода в них в это время мутная, грязная. Перекатываемые по дну реки валуны сталкиваются друг с другом и производят неумолкаемый грохот, усиливающийся особенно к концу дня и вечером.

Когда в горах проходят сильные ливни, количестве» воды в реках увеличивается во много раз и возникают паводки. Реки выходят из своих берегов, превращаясь, в мощные бурные потоки, смывающие все на своем пути. Примером может служить паводок 6 августа 1967 года, когда все реки бассейна Терека вышли из своих берегов, разрушив на большом протяжении дороги, мосты и населенные пункты. Обычное количество воды в реке Урух - 27,4 м3/сек увеличилось в это время в створе селения Ахсарисар в 2,5 раза и достигло 68,5 м3/сек.

Заметно меняется уровень воды в горных реках и в течение суток, он резко повышается после полудня. Поэтому переправляться через эти реки надо утром, до начала таяния снегов и ледников.

Совсем по-другому выглядят горные реки в холодную половину года. Из мутных и шумных потоков они превращаются осенью и зимой в небольшие ручьи с прозрачной, как стекло, голубоватой водой, струящейся по своему каменистому ложу.

Вследствие быстрого течения вода в горных реках зимой не замерзает и лишь при больших морозах на них образуются забереги, намерзание льда по берегам.

Горноледниковый бассейн р. Актру занимает юго-восточную часть горного узла Биш-Иирду Северо-Чуйского хребта. Общая площадь бассейна равна 42 км 2 , а площадь современного оледенения составляет около 16 км 2 . Абсолютные высоты, расположенные в пределах горноледникового бассейна, достигают порядка 4000 м над у. м., а вершина Актру-Баш, расположенная в северо-западной части, поднимается до 4075 м. Границы бассейна проходят по высоким водораздельным гребням Северо-Чуйского хребта и его отрогам – хребту Передовому и Кашкалыч. Район нашего исследования расположен в высокогорной части бассейна, нами рассматриваются только верховья р. Актру, ограниченные замыкающим створом в конце долинного зандра, исключая среднее и нижнее течение.

Четвертичное оледенение оказало большое воздействие на выработку форм современного рельефа бассейна, здесь “свежий”, сильно расчленённый альпийский рельеф высокогорного Алтая, где процессы физического выветривания протекают особенно интенсивно, а процессы рельефообразования легко наблюдаются и сравниваются между собой.
Рельеф горноледникового бассейна Актру и его развитие . Основные черты современного рельефа горноледникового бассейна Актру сформировались в результате длительной водно-ледниковой эрозии, действующей на фоне интенсивного тектонического поднятия горного узла Биш-Иирду. Начало образования современных морфоструктур Алтая большинство исследователей относят к концу третичного и началу четвертичного времени [Нехорошев, 1958]. Хребет Биш-Иирду характеризуется несомненной молодостью, а современный рельеф является результатом расчленения высокоподнятой поверхности, начавшегося одновременно с поднятием в четвертичное время. Поднятие характеризовалось заложением современной речной сети с типичным рельефом V-образного профиля [Душкин, 1967].
В период начавшегося оледенения расчленённый V-образный рельеф был переуглублён и значительно переработан ледниками на фоне интенсивного поднятия. По всей видимости, долина р. Актру испытала двукратное оледенение [Ивановский, 1967]. За период первого оледенения сформировались основные кары в бассейне на высотах от 3000 м над у. м. Наиболее ярко выражены в рельефе формы, образовавшиеся в ходе последнего оледенения, позволяющие установить относительную хронологию событий, происходивших в долине [Ивановский, 1967].О современном поднятии осевой части хребта может свидетельствовать факт образования молодых террас в самых верховьях р. Актру, высотой до 2,5 м. Они имеют возраст, судя по древесной растительности, поселившейся на них, около 150–170 лет. Следовательно, величина поднятия в данном районе может быть оценена приблизительно в 1–1,5 см/год [Душкин, 1967].
Краткая характеристика геологического строения . В целом горноледниковый бассейн сложен однообразными и сильно дислоцированными серицит-хлоритовыми сланцами с примесью кварцитовых и других пород девонского возраста. Девонские отложения делятся на две толщи: эффузивно-осадочную и песчано-сланцевую. Эффузивно-осадочная толща представлена комплексом пород: кварцевые порфиры, чёрные и тёмно-серые сланцы, серые и табачно-жёлтые песчаники, известняки. Песчано-сланцевая толща представлена чёрными и серыми глинистыми сланцами, тонкопереслаивающимися с такими же известняковистыми и мергелистыми песчаниками (приложение 1). Кроме среднедевонских отложений, в долине распространены верхнесилурийские морские отложения Чуйской формации, представленные зелёными и зелёно-серыми песчаниками, местами переслаивающимися с зелёными, лиловыми и серо-лиловыми глинистыми сланцами [Петкевич, 1972].
Складки тектонических структур имеют общее северо-западное простирание с крутыми углами падения – 70–80°. Сланцы, песчаники, известняки – породы, достаточно быстро подвергающиеся выветриванию и дающие при разрушении большое количество обломков. Трещины в сланцах распространяются по плоскости сланцеватости, и в долине выветривающиеся сланцы имеют форму плит. У песчаников трещины проникают глубже, поэтому при выветривании откалываются массивные остроугольные обломки. Крутое падение пластов также способствует быстрому выветриванию [Петкевич, 1972].
В формировании современного рельефа данной территории наибольшее значение имеют быстро протекающие (мерзлотные, нивально-гляциальные и гравитационные) процессы. Их проявлением могут служить склоны северной экспозиции с высотами более 2700 м, где доминирующими являются нивально-гляциальные процессы. Частые камнепады и обвалы ведут к накоплению обломочного материала различной размерности в виде конусов осыпей, у подножия крутых склонов [Титова, Петкевич, 1964].
Морфометрические характеристики . Одной из особенностей в морфометрии горноледникового бассейна р. Актру является хорошо выраженная асимметрия склонов, где северные склоны более крутые (55–60º), а южные, наоборот, более пологие (47–49º). Такая асимметричность бортов долины обусловливала развитие и сохранность оледенения в прошлые эпохи, когда южные прогретые склоны в большей степени подвергались физическому выветриванию, чем северные, которые более равномерно попадали под “защиту” снежно-фирновых масс. Впоследствии, при деградации оледенения, более освещённые склоны южной экспозиции быстрее освободились от снега, и процессы нивации возобновили своё разрушающее действие. В местах интенсивного развития осыпей относительная высота бортов долины р. Актру достигает 1200 – 1400 м, здесь наблюдается большое количество снежников, а их таяние способствует значительному увлажнению правого склона. Асимметричность бортов долины определяет и характеристики прихода солнечного тепла на поверхность склонов и, как следствие, параметры оттаивания грунта склонов долины. В результате этого характеристики скорости процессов денудации на склонах разной экспозиции будут отличаться.
Климатические особенности . Климат высокогорья, определяемый высотой территории, а также направлением хребтов и экспозицией склонов горных долин, можно охарактеризовать как высокогорный нивальный с длинной (ноябрь-март), хотя относительно мягкой зимой, коротким (июнь-август) прохладным летом и непродолжительными неярко выраженными переходными сезонами.
Климатические показатели, полученные в результате наблюдений в горном ледниковом бассейне Актру, можно считать, по выражению М.В. Тронова, “некоторыми средними для Горного Алтая” [Тронов, 1973].
Абсолютный минимум отмечен в декабре - минус 34,1°C, максимум в июле 24,3°C. Основным метеорологическим процессом летнего сезона считают радиационную трансформацию прогревания, а основным процессом зимнего сезона является зимнее выхолаживание. Поэтому средняя температура июня 8,2°C, июля 9,9°C, августа 8,1°C. Средняя температура зимних месяцев: ноября минус 14°C, декабря минус 18,4°C, января минус 19,5°C, февраля минус 14,9°C, марта минус 11,7°C. Средняя суточная амплитуда температуры воздуха 10,5°C. Большие суточные амплитуды температур воздуха отмечаются в ясную погоду и связываются с сильным дневным прогреванием, а не с ночным охлаждением. В ясную погоду нарастание температур идет быстро. За один час температура может вырасти на 4‑5°C (10 августа 1957 г. с 7 до 9 часов температура поднялась на 9°C) [Петкевич, Титова, 1962].
Максимальные градиенты температур воздуха наблюдаются вблизи земной поверхности, уменьшаясь с удалением от нее. Максимум разности температуры поверхности почвы и температуры воздуха на высоте 0,5 м достигает 13,3°, а в слое 0,5–2 м градиент уже не превышает 0,13 град./м. В ясную погоду средний вертикальный градиент температуры воздуха в долине Актру до высоты 3000–3100 м (уровень снеговой границы) составляет 0,9°, в пасмурные он нормален – 0,5° на каждые 100 м [Севастьянов, Дьячкова, 1981].
В высокогорье заморозки практически возможны в течение всего года. Так, за период наблюдений с 1957 по 1966 гг. на станции Актру отмечено следующее число случаев перехода температур на поверхности почвы через 0°: июнь – 7, июль – 2, август – 4, в сентябре оно уже возрастает до 18, а в апреле до 19, в мае до 16 [Материалы наблюдений…, 1980, 1987]. Переход температур через ноль градусов определяет частоту процесса замерзания-оттаивания воды в трещинах и порах пород, а следовательно, в некотором роде и эффективность морозного выветривания, так как переход свободной воды в лед сопровождается увеличением её объема на 9–10% и увеличением давления до 2100 кг/см 3 .
Ход температур на поверхности почвы, как было сказано выше, определяется интенсивностью радиации. Приход солнечной радиации на дневную поверхность обвально-аккумулятивных склонов достигает в долине р. Актру 1–1,3 кал/см 2 в мин. (или 4,1868–5,4428 Дж/см 2 в мин.). Суммарная солнечная радиация составляет 99,26 ккал/см 2 в год (или 415,58 кДж/см 2 в год) [Севастьянов, 1998]. Однако общая загороженность горизонта в долинах значительно снижает инсоляцию [Титова, Петкевич, 1964]. К тому же она уменьшается из-за большой облачности во время осадков. Поэтому для высокогорья характерно чередование дней с большими и малыми суммами радиации, а следовательно, и дней с повышенными и пониженными температурами, что не может не сказываться на процессах разрушения и сноса пород.
Для горноледникового бассейна Актру характерна значительная годовая сумма осадков – от 700 до 1000 мм; 70 % выпадает в теплое время года – с апреля по октябрь, определяя увлажнение горных пород. В горных долинах осадки, как правило, летом выпадают в жидком виде, однако на высотах более 2200 м и летом возможны снегопады. Устойчивый снежный покров ложится в начале сентября и держится около 7 месяцев, достигая высоты 100 см и более. Снежные пятна (“снежники”), сохраняясь летом на склонах долин, являются значительным геоморфологическим фактором.
Для высокогорья характерна сложная циркуляция воздуха, связанная с вихревыми движениями вдоль крутых и высоких склонов. На вершинах наблюдается почти неизмененная циркуляция свободной атмосферы, а в горных долинах преобладают горно-долинные ветры, осложненные фенами. Штилевая погода составляет 10% от общего числа наблюдений. Наблюдения показывают, что на склонах скорости ветра с высотой растут. Там господствуют порывистые ветры с частой сменой направлений [Севастьянов, 2008].
Условия физического выветривания горных пород в Актру . Как было установлено [Шмыглева, 1978], амплитуда суточного хода температур на поверхности скального склона высока, и она в основном зависит от прогревания в течение дня. Суточная амплитуда температур на склонах южных экспозиций составляет 10–15°C, в отдельные дни может достигать 35–40°C. Температурные колебания затухают на глубине 30–50 см. В зимнее время поступление материала к подножию склонов идёт в основном за счёт лавинного сноса.
Основными факторами выветривания в горноледниковом бассейне Актру являются колебания температур (температурное выветривание) и морозное выветривание, происходящее в результате расширения воды, неоднократно замерзающей и оттаивающей в трещинах и порах скальных пород. Поэтому скорость выветривания пропорциональна сумме суточных амплитуд температуры и количеству ее переходов через точку замерзания воды. Сильная трещиноватость и достаточная влагонасыщенность пород, а также расположение в непосредственной близости к ледникам – всё это благоприятствует развитию форм аккумуляции у подножия склонов. Наиболее крупные обломки сланцев достаточно быстро распадаются на более мелкие и под воздействием сил гравитации и транспортирующей способности воды сносятся вниз по склону. У песчаников трещины проникают глубже, поэтому при выветривании откалываются массивные остроугольные обломки. Крутое падение пластов также способствует быстрому выветриванию.
Скорость выветривания горных пород в пределах верховья горноледникового бассейна р. Актру, по подсчётам М.А. Душкина, составляет 6–8 мм/год [Душкин, 1964], причём с набором высоты преобладает морозное выветривание, а на более низких участках — температурное.
Типичность комплекса оро-гидро-гляцио-климатических характеристик бассейна р. Актру даёт возможность рассматривать бассейн как репрезентативный для всего высокогорного Алтая [Тронов, 1973].
Исходя из вышесказанного, всю территорию горноледникового бассейна Актру можно условно разделить на три зоны с определённым набором элементов, характерных для данного участка. Это зоны: ледниковая, приледниковая и внеледниковая.
Ледниковая зона . Охватывает область распространения современного оледенения; здесь основным фактором преобразования рельефа является деятельность ледников и морозное выветривание. Средние высоты составляют 3000‑3500 м над у. м. В этой зоне происходит активное формирование современных морен и молодых аккумулятивных образований у подножия склонов. Снос горных пород происходит в основном за счёт оседания глыб, их обваливания на крутых стенках и склонах крутизной более 42–45°. А транспортировка обломочного материала осуществляется за счёт движения ледников и под действием временных водотоков, возникающих при таянии большого числа снежников на склонах. Характерным для этой зоны является также и ледниковая экзарация бортов долины.
Приледниковая зона . Располагается ниже концевых полей ледников и приурочена в основном к местам распространения моренных накоплений и к склонам преимущественно южных экспозиций. Средние высоты находятся в пределе от границы леса (2200 м) до 2800 м над у. м. На склонах доминирующими являются процессы обваливания, осыпания обломков вследствие температурного выветривания. На плоских водоразделах перемещение обломочного материала осуществляется за счёт криогенеза и солифлюкции. В данном районе происходит активная подготовка материала к сносу под действием вышеназванных процессов. У подножия склонов развиты аккумулятивные образования. В зимнее время довольно часты случаи схода лавин со склонов.
Внеледниковая зона . Располагается от места слияния водных потоков Малого Актру и Большого Актру до замыкающего створа, расположенного внизу долины на высоте около 2000 м. В пределах данной области осуществляется преимущественно аккумуляция обломочного материала и его транзитный перенос водным потоком р. Актру за пределы рассматриваемой территории. Также в этой области получили развитие солифлюкционные процессы, оползни и селевые явления. На крутых склонах в зимнее время при достаточном снегонакоплении возможны случаи схода лавин.

Таким образом, в геоморфосистеме Актру можно выделить следующие структурные элементы: склоны обвально-аккумулятивные; склоны с развитыми оползневыми процессами; ледниковые системы; система поймы р. Актру, а также внеструктурные процессы, такие как криогенез и землетрясения, которые участвуют в основном в виде агентов подготовки материала и/или его перемещения.

Литература

1. Душкин М.А. Формирование современных морен на концевом поле ледника Большой Актру // Гляциология Алтая. Томск: изд-во Томского ун-та, 1964. вып. 3. – С. 101–114.
2. Душкин М.А. Геоморфологический очерк ледникового бассейна Актру // Гляциология Алтая. ‑ Томск: изд-во Томского ун-та, 1967. вып 5. – С 42–65
3. Ивановский Л.Н. Формы ледникового рельефа и их палеогеографическое значение на Алтае. Л.: Наука, – 1967 – 263 с.
4. Нехорошев В.П. Геология Алтая. ‑ М.: Госгеолтехиздат, 1958. – 262 с.
5. Петкевич М.В. О физическом выветривании в высокогорье Юго-восточного Алтая // Гляциология Алтая. – Томск: изд-во томского ун-та, 1972. – С 184–202
6. Севастьянов В.В., Дьячкова Л.П. О вертикальном градиенте температуры воздуха в горном Алтае в летний период // Гляциология Алтая. – Томск: изд-во Томского ун-та, 1981. в. 7. – С. 73‑77
7. Севастьянов В.В. Климат высокогорных районов Алтая и Саян. – Томск: изд-во Томского ун-та, 1998. – 202 с.
8. Севастьянов В.В. Эколого-климатические ресурсы Алтае-Саянской горной страны. – Томск: ООО “РауШ МбХ”, 2008. – 307 с.
9. Титова З.А., Петкевич М.В. Наблюдения над конусами аккумуляции в долине реки Актру // Гляциология Алтая. ‑ Томск: изд-во Томского ун-та, 1964 в. 3, – С. 115–143.
10. Тронов М.В. Горноледниковый бассейн Актру, как показатель характерных свойств ороклиматической базы оледенения // Проблемы гляциологии Алтая. – Томск: изд-во Томского ун-та, 1973. – С 7–20
11. Шмыглева Г.М. некоторые особенности метеорологического режима скального склона в горноледниковом бассейне р. Актру // Гляциология Алтая. Томск: изд-во Томского ун-та, 1978. вып. 14. – С. 143–152.