Льодовики та річки

Вічний сніг, що метає в горах, накопичуючись рік у рік у зручних улоговинах, цирках і на пологих схилах, набуває зернистої будови і перетворюється на фірн. Поступово ущільнюючись, фірн перетворюється на кристалічний лід. Коли фірна і льоду у западинах накопичується дуже багато, він починає «витікати» з них і під дією сили тяжіння повільно сповзає вниз схилом у вигляді крижаних потоків - льодовиків. Найбільші льодовики спускаються на дно долин і заповнюють їх верхів'я. Такі льодовики називаються долинними. Але багато льодовиків закінчуються на схилах або зовсім не виходять із западин. Це висячі та карові льодовики.

Площа сучасного заледеніння в горах залежить від висоти снігової або фірнової лінії - нижньої межі зони вічних снігів та льодовиків, вище за яку сніг ніколи не тане.

Кожен льодовик розділяється фірновою лінією на дві частини: верхню, або фірновий басейн, де відбувається накопичення фірну і льоду (це так звана область живлення льодовика) і нижню, або льодовиковий язик, що спускається з фірнового басейну вниз по долині і являє собою область танення або абляції льодовика.

Часто на поверхні льодовика можна бачити тріщини різної величини та форми, що утворюються в результаті руху льодовика. Чим швидше льодовик рухається, тим більше на ньому тріщин. Залежно від розташування та простягання тріщини діляться на поздовжні, поперечні та діагональні, або крайові. Іноді тріщини бувають і на поверхні фірнових полів, по їхніх краях, біля підніжжя крутих схилів тоді вони називаються бергшрундами. Глибокі і замасковані снігом тріщини являють собою велику небезпеку для людей, що проходять льодовиком. Особливо багато тріщин буває в місцях перепаду льодовикового ложа, де льодовик розсікається ними на безліч крижаних пластин, зубців, шпилів, так званих сераків, що утворюють важкопрохідні льодопади. На пологих ділянках льодовика витаювання каменів з льоду призводить до утворення своєрідних форм льодовикового рельєфу: льодовикових столів, склянок, колодязів, мурашиних куп і ін. дном, покритим морінними відкладеннями.

У руйнівній роботі льодовику допомагають ті уламки, які постійно скочуються з навколишніх схилів на його поверхню і утворюють бічні, серединні та поверхневі морени. Частина цих уламків вмерзає в лід і з їх допомогою льодовик, як рубанком, стирає і шліфує ложе і борти своєї долини.

Морени, що покривають поверхню льодовика і вмерзли в його тіло, повільно повзуть разом із ним льодовиковою долиною. Блакитний лід забирає з собою і дрібні піщинки, і невеликі уламки каменю, і величезні кам'яні брили-валуни, що іноді досягають кількох метрів у поперечнику і багатьох сотень тонн ваги. Такі валуни вода не в змозі перенести, і в цьому сенсі крига є більш могутнім працівником, ніж вода.

Там, де льодовик остаточно зупиняється, весь цей уламковий матеріал завантажується біля його кінця та бортів. Так утворюються кінцеві та берегові морени - своєрідний бар'єр, яким нелегко пробиратися незвичним людям при сходженні на льодовик.

У горах Дігорії фірнова лінія знаходиться на висоті в середньому 3450 м-коду, піднімаючись від 3400 м-коду в західній її частині до 3500 м-коду - в східній. Крім того, у кожній окремій гірського ланцюгаСнігова лінія лежить на південних схилах трохи вище, ніж північних. Тому найбільші льодовики знаходяться на північних схилах хребтів. У високогірній Дігорії налічується понад 60 льодовиків, загальною площею близько 90 кв. км.

Найбільша кількість льодовиків знаходиться на північних, більш пологих схилах хребтів, де численні відроги утворюють зручні для накопичення снігу та льоду улоговини.

Найбільшим центром заледеніння в Дігорії є Караугом-Саудорський гірничо-льодовиковий вузол, розташований у її центральній частині, у верхів'ях рік Караугомдон та Айгамугідон. Перед цього «вузла» припадає понад половину всієї площі сучасного заледеніння Дігорії - 52,3 кв. км, за загальної кількості льодовиків 32. Тут, на перетині Головного Вододільного хребта з його північними відрогами, розташовані найбільші долинні льодовики Дігорії – Караугомський, Сонгуті, Бартуй та Фастаг.

Льодовик Караугом, що спускається від вершини Бубісхох у північно-західному напрямку, є найдовшим льодовиком Північної Осетії (13,3 км) і другим за площею на Кавказі (26,6 кв. км) після льодовика Дихсу в Кабардино-Балкарії.

Другий за величиною льодовик Дігорії – Сонгуті – розташований у верхів'ях річки Сонгутідон (головного витоку річки Айгамугідон). Довжина його зараз близько 7 км, а площа - 8,2 кв. км.

Першим сусідом Караугома із заходу є льодовик Фастаг завдовжки 3,5 км.

На захід від льодовика Сонгуті лежать у глибоких цирках менші льодовики-Скатіком, Кадурхошхін і Хуппара, що дають початок річці Сардідон - лівому витоку Айгамугідона. На схід від льодовика Сонгуті розташовані Кайсарський і Донісарський льодовики, які мають праві притоки Сонгутідону - Кайсардон і Донісардон.

Широко розвинене сучасне заледеніння і у західній частині Головного Вододілу. Тут зі схилів масивів Лабода і Гезетау спускаються у бік Харесского ущелини два великі долинні льодовики - Тана завдовжки 3,5 км і Мосота - 3,6 км, що дають початок правим притокам річки Харес.

Між льодовиками Тана та Бартуй знаходяться три невеликі, але дуже гарні льодовики - Таймазі (Західний та Східний) та Гебі, які часто відвідують альпіністи та туристи.

На Суганському хребті льодовики зосереджені головним чином його північних схилах, у верхів'ях річок Хазнидон, Билягидон, Псигансу, де налічується 12 льодовиків загальною площею близько 16 кв. км. На південному крутому схилі Суганського хребта сучасне заледеніння розвинене значно менше. Тут переважають невеликі карові та висячі льодовики.

Сучасне заледеніння Дігорії, як і всього Кавказу в цілому, є лише невеликим залишком - реліктом стародавнього значно потужнішого заледеніння, що покривало 1 млн. років тому не тільки гори, а й передгірну рівнину. І навіть ще нещодавно, у першій половині XIX століття, льодовики спускалися по долинах річок значно нижче, ніж зараз, до абсолютних позначок 1600-1700 м. Потім, в результаті потепління клімату, вони почали швидко відступати вгору по долинах і збереглися тільки в них верхів'ях.

Відступ льодовиків триває й нині. Багато льодовиків за період після першої їх зйомки (80-90-і роки минулого століття) скоротили свої розміри майже вдвічі, деякі дрібні карові льодовики зникли зовсім, великі розділилися менш значні.

Однак швидкість відступу льодовиків навіть у сусідніх ущелинах або на різних схилах одного і того ж гірничо-льодовикового масиву не однакова. Найшвидше відступають льодовики південних та східних схилів, значно повільніше – льодовики північних експозицій.

Деякі льодовики, розташовані в глибоких ущелинах і вкриті потужними моренами, перебувають у стаціонарному стані, інші внаслідок сприятливих умов харчування навіть наступають.

Спостереження самих останніх роківсвідчать про те, що з 60-х років XX століття багато льодовиків виявляють ознаки стабілізації, зменшення швидкості відступу і навіть перехід до етапу наступу льодів. В даний час у Дігорії, як і на всьому Кавказі, панують невеликі карові і льодовики висячі розміром 0,8-1,0 кв. км, великих долинних льодовиків довжиною понад 2,0 км тут налічується всього 18.

Льодовики, консервуючи у собі вікові запаси вологи, віддають її потім крапля за краплею річкам, струмкам і ґрунтовим водам.

Поверхневими водами Дігорія дуже багата. Всі її численні річки та струмки належать басейну однієї річки - Урух - великому лівому притоку річки Терек, що впадає в неї далеко на передгірній рівнині, за межами Північної Осетії, в Кабардино-Балкарії. Загальна довжина річки Урух-105 км, у тому числі високогірної Дігорії припадає на частку 27 км. Починаючись з-під льодовиків Головного Вододільного та Су-ганського хребтів, ця річка у своєму верхів'ї називається Харесом і тече з південного заходу на північний схід по поздовжній Штулу-Харесській долині.

Після злиття з річкою Караугомдон (абс. висота 1490 м), що витікає з-під Караугомського льодовика, річка стає одразу багатоводною (збільшуючись, за об'ємом води у 2,5-3 рази) і повертає круто на північ. Звідси вона називається Урухом ( Місцеві жителіназивають цю річку часто Ірафом.)

Протікаючи далі по дну широкої Урухської ущелини, річка Урух приймає два найбільші свої притоки: зліва - Білягідон, праворуч - Айгамугідон. У 4 км нижче селища Мацута Урух врізається в щільні світло-сірі вапняки Скелястого хребта, утворюючи вузьку та глибоку дигорську тіснину. На рівнину річка Урух виходить біля села Калух (абс. Висота 750 м).

Живляться річки високогірної Дигорії в основному талими сніговими та льодовиковими водами, але значну частку води отримують вони також за рахунок дощових і ґрунтових вод. Тому режим їх відрізняється великою мінливістю. Найбільш повноводні гірські річки влітку, у липні-серпні, коли найінтенсивніше тануть льодовики. Вода в них у цей час каламутна, брудна. Валки, що перекочуються по дну річки, стикаються один з одним і виробляють невгамовний гуркіт, що посилюється особливо до кінця дня і ввечері.

Коли в горах проходять сильні зливи, кількість води в річках збільшується в багато разів і виникають паводки. Річки виходять зі своїх берегів, перетворюючись, на потужні бурхливі потоки, що змивають все на своєму шляху. Прикладом може бути паводок 6 серпня 1967 року, коли всі річки басейну Терека вийшли зі своїх берегів, зруйнувавши на великій протязі дороги, мости та населені пункти. Звичайна кількість води в річці Урух - 27,4 м3/сек збільшилася в цей час у створі селища Ахсарісар у 2,5 рази і досягла 68,5 м3/сек.

Помітно змінюється рівень води в гірських річкахі протягом доби він різко підвищується після полудня. Тому переправлятися через ці річки треба вранці, до початку танення снігів та льодовиків.

Зовсім інакше виглядають гірські річки в холодну половину року. З каламутних і галасливих потоків вони перетворюються восени і взимку на невеликі струмки з прозорою, як скло, блакитною водою, що струмує своїм кам'янистим ложем.

Внаслідок швидкого течії вода в гірських річках взимку не замерзає і лише за великих морозах ними утворюються забереги, намерзання льоду берегами.

Гірничо-льодовиковий басейн нар. Актру займає південно-східну частину гірського вузла Біш-Іірду Північно-Чуйського хребта. Загальна площа басейну дорівнює 42 км2, а площа сучасного заледеніння становить близько 16 км2. Абсолютні висоти, розташовані в межах гірськолижникового басейну, досягають близько 4000 м над у. м., а вершина Актру-Баш, розташована у північно-західній частині, піднімається до 4075 м. Кордони басейну проходять по високих водороздільних гребенях Північно-Чуйського хребта та його відрогах – хребту Передовому та Кашкалич. Район нашого дослідження розташований у високогірній частині басейну, нами розглядаються лише верхів'я річки. Актру, обмежені замикаючим створом в кінці долинного зандра, виключаючи середню та нижню течію.

Четвертичне зледеніння мало великий вплив на вироблення форм сучасного рельєфу басейну, тут "свіжий", сильно розчленований альпійський рельєф високогірного Алтаю, де процеси фізичного вивітрювання протікають особливо інтенсивно, а процеси рельєфоутворення легко спостерігаються і порівнюються між собою.
Рельєф гірськолижникового басейну Актру та його розвиток . Основні риси сучасного рельєфу гірськолижного басейну Актру сформувалися внаслідок тривалої водно-льодовикової ерозії, що діє на тлі інтенсивного тектонічного підняття гірського вузла Біш-Іірду. Початок утворення сучасних морфоструктур Алтаю більшість дослідників відносять до кінця третинного та початку четвертинного часу [Нехорошев, 1958]. Хребет Біш-Іірду характеризується безперечною молодістю, а сучасний рельєф є результатом розчленування високопіднятої поверхні, що розпочалося одночасно з підняттям у четвертинний час. Підняття характеризувалося закладенням сучасної річкової мережі з типовим рельєфом V-подібного профілю [Душкін, 1967].
У період заледеніння, що почалося, розчленований V-подібний рельєф був перепоглиблений і значно перероблений льодовиками на тлі інтенсивного підняття. Очевидно, долина р. Актру випробувала дворазове заледеніння [Івановський, 1967]. За період першого зледеніння сформувалися основні кари в басейні на висотах від 3000 м над у. м. Найбільш яскраво виражені в рельєфі форми, що утворилися в ході останнього зледеніння, що дозволяють встановити відносну хронологію подій, що відбувалися в долині [Івановський, 1967]. Актру, висотою до 2,5 м. Вони мають вік, судячи з деревної рослинності, яка оселилася на них, близько 150-170 років. Отже, величина підняття у цьому районі можна оцінити приблизно 1–1,5 див/год [Душкін, 1967].
коротка характеристика геологічної будови . У цілому нині гірничолідниковий басейн складний одноманітними і сильно дислокованими серицит-хлоритовыми сланцями з домішкою кварцитових та інших порід девонського віку. Девонські відклади поділяються на дві товщі: ефузійно-осадову та піщано-сланцеву. Ефузивно-осадова товща представлена ​​комплексом порід: кварцові порфіри, чорні та темно-сірі сланці, сірі та тютюново-жовті пісковики, вапняки. Піщано-сланцева товща представлена ​​чорними і сірими глинистими сланцями, що тонкоперешаровуються з такими ж вапняковими і мергелістими пісковиками (додаток 1). Крім середньодевонських відкладень, у долині поширені верхньосилурійські морські відкладення Чуйської формації, представлені зеленими і зелено-сірими пісковиками, що місцями перешаровуються із зеленими, ліловими та сіро-ліловими глинистими сланцями [Петкевич, 1972].
Складки тектонічних структурмають загальне північно-західне простягання з крутими кутами падіння - 70-80 °. Сланці, пісковики, вапняки - породи, що досить швидко піддаються вивітрюванню і дають при руйнуванні велику кількість уламків. Тріщини в сланцях поширюються по площині сланцюватості, і в долині сланці, що вивітрюються, мають форму плит. Пісковики тріщини проникають глибше, тому при вивітрюванні відколюються масивні гострокутні уламки. Круте падіння пластів також сприяє швидкому вивітрюванню [Петкевич, 1972].
У формуванні сучасного рельєфу даної території найбільше значення мають швидко протікають (мерзлотні, нівально-гляціальні та гравітаційні) процеси. Їх проявом можуть бути схили північної експозиції з висотами понад 2700 м, де домінуючими є нівально-гляціальні процеси. Часті каменепади та обвали ведуть до накопичення уламкового матеріалу різної розмірності у вигляді конусів осипів, біля підніжжя крутих схилів [Тітова, Петкевич, 1964].
Морфометричні характеристики . Однією з особливостей у морфометрії гірськолижникового басейну нар. Актру є добре виражена асиметрія схилів, де північні схили крутіші (55–60º), а південні, навпаки, більш пологі (47–49º). Така асиметричність бортів долини зумовлювала розвиток і безпеку заледеніння у минулі епохи, коли південні прогріті схили більшою мірою піддавалися фізичному вивітрюванню, ніж північні, які рівномірно потрапляли під “захист” снежно-фирновых мас. Згодом, при деградації заледеніння, більш освітлені схили південної експозиції швидше звільнилися від снігу, і процеси нівації відновили свою руйнівну дію. У місцях інтенсивного розвитку осипів відносна висота бортів долини річки. Актру сягає 1200 – 1400 м, тут спостерігається велика кількість сніжників, які танення сприяє значному зволоженню правого схилу. Асиметричність бортів долини визначає характеристики приходу сонячного тепла на поверхню схилів і, як наслідок, параметри відтавання грунту схилів долини. Внаслідок цього характеристики швидкості процесів денудації на схилах різної експозиції відрізнятимуться.
Кліматичні особливості . Клімат високогір'я, що визначається висотою території, а також напрямком хребтів та експозицією схилів гірських долин, можна охарактеризувати як високогірний нівальний з довгою (листопад-березень), хоча відносно м'якою зимою, коротким (червень-серпень) прохолодним літом та нетривалими неяскраво вираженими перехідними сезонами.
Кліматичні показники, отримані внаслідок спостережень у гірському льодовиковому басейні Актру, вважатимуться, за словами М.В. Тронова, “деякими середніми для Гірського Алтаю” [Тронов, 1973].
Абсолютний мінімум відзначений у грудні - мінус 34,1 ° C, максимум у липні 24,3 ° C. Основним метеорологічним процесом літнього сезонувважають радіаційну трансформацію прогрівання, а основним процесом зимового сезону є зимове вихолоджування. Тому середня температура червня 8,2 ° C, липня 9,9 ° C, серпня 8,1 ° C. Середня температуразимових місяців: листопада мінус 14°C, грудня мінус 18,4°C, січня мінус 19,5°C, лютого мінус 14,9°C, березня мінус 11,7°C. Середня добова амплітуда температури повітря -10,5°C. Великі добові амплітуди температур повітря відзначаються у ясну погоду та зв'язуються із сильним денним прогріванням, а не з нічним охолодженням. У ясну погоду наростання температури йде швидко. За одну годину температура може зрости на 4-5 ° C (10 серпня 1957 з 7 до 9 годин температура піднялася на 9 ° C) [Петкевич, Титова, 1962].
Максимальні градієнти температур повітря спостерігаються поблизу земної поверхні, зменшуючись з віддаленням від неї. Максимум різниці температури поверхні ґрунту та температури повітря на висоті 0,5 м досягає 13,3°, а в шарі 0,5–2 м градієнт вже не перевищує 0,13 град./м. У ясну погоду середній вертикальний градієнт температури повітря в долині Актру до висоти 3000-3100 м (рівень снігового кордону) становить 0,9 °, у похмурі він нормальний - 0,5 ° на кожні 100 м [Севастьянов, Дьячкова, 1981].
У високогір'ї заморозки практично можливі протягом усього року. Так, за період спостережень з 1957 до 1966 р.р. на станції Актру відмічено таку кількість випадків переходу температур на поверхні ґрунту через 0°: червень – 7, липень – 2, серпень – 4, у вересні воно вже зростає до 18, а у квітні до 19, у травні до 16 [Матеріали спостережень… , 1980, 1987]. Перехід температур через нуль градусів визначає частоту процесу замерзання-відтавання води в тріщинах і порах порід, а отже, певною мірою і ефективність морозного вивітрювання, оскільки перехід вільної води в лід супроводжується збільшенням її обсягу на 9-10% і збільшенням тиску до 2100 кг/см 3 .
Хід температур лежить на поверхні грунту, як було зазначено вище, визначається інтенсивністю радіації. Прихід сонячної радіації на денну поверхню обвально-акумулятивних схилів сягає в долині річки. Актру 1-1,3 кал/см 2 за хв. (або 4,1868–5,4428 Дж/см 2 за хв.). Сумарна сонячна радіаціястановить 99,26 ккал/см 2 на рік (або 415,58 кДж/см 2 на рік) [Севастьянов, 1998]. Проте загальна загородженість обрію в долинах значно знижує інсоляцію [Тітова, Петкевич, 1964]. До того ж вона зменшується через велику хмарність під час опадів. Тому для високогір'я характерне чергування днів із великими і малими сумами радіації, отже, і з підвищеними і зниженими температурами, що може позначатися процесах руйнації і зносу порід.
Для гірськолидного басейну Актру характерна значна річна сума опадів – від 700 до 1000 мм; 70% випадає в теплу пору року – з квітня до жовтня, визначаючи зволоження гірських порід. У гірських долинах опади, як правило, влітку випадають у рідкому вигляді, проте на висотах понад 2200 м-код і влітку можливі снігопади. Стійкий сніговий покрив лягає на початку вересня та тримається близько 7 місяців, досягаючи висоти 100 см і більше. Снігові плями (“сніговики”), зберігаючись влітку на схилах долин, є значним геоморфологічним чинником.
Для високогір'я характерна складна циркуляція повітря, пов'язана з вихровими рухами вздовж крутих та високих схилів. На вершинах спостерігається майже незмінена циркуляція вільної атмосфери, а гірських долинах переважають гірничо-долинні вітри, ускладнені фенами. Штильова погода становить 10% від загальної кількості спостережень. Спостереження свідчать, що у схилах швидкості вітру з висотою зростають. Там панують рвучкі вітри з частою зміною напрямів [Севастьянов, 2008].
Умови фізичного вивітрювання гірських порід в Актру . Як було встановлено [Шмиглева, 1978], амплітуда добового перебігу температур на поверхні скельного схилу висока, і вона в основному залежить від прогрівання протягом дня. Добова амплітуда температур на схилах південних експозицій становить 10–15°C, окремі дні може досягати 35–40°C. Температурні коливання згасають на глибині 30-50 см. У зимовий час надходження матеріалу до підніжжя схилів йде в основному за рахунок лавинного зносу.
Основними факторами вивітрювання в гірськолижниковому басейні Актру є коливання температур (температурне вивітрювання) і морозне вивітрювання, що відбувається в результаті розширення води, що неодноразово замерзає і відтає в тріщинах і порах скельних порід. Тому швидкість вивітрювання пропорційна сумі добових амплітуд температури та кількості її переходів через точку замерзання води. Сильна тріщинуватість і достатня вологонасиченість порід, а також розташування в безпосередній близькості до льодовиків – все це сприяє розвитку форм акумуляції біля підніжжя схилів. Найбільші уламки сланців досить швидко розпадаються на дрібніші і під впливом сил гравітації і здатності, що транспортує, води зносяться вниз по схилу. Пісковики тріщини проникають глибше, тому при вивітрюванні відколюються масивні гострокутні уламки. Круте падіння пластів також сприяє швидкому вивітрюванню.
Швидкість вивітрювання гірських порід у межах верхів'я гірничолідникового басейну Актру, за підрахунками М.А. Душкіна, становить 6–8 мм/год [Душкін, 1964], причому з набором висоти переважає морозне вивітрювання, але в нижчих ділянках — температурне.
Типовість комплексу оро-гідро-гляціо-кліматичних характеристик басейну нар. Актру дає можливість розглядати басейн як репрезентативний для високогірного Алтаю [Тронов, 1973].
Виходячи з вищесказаного, всю територію гірничо-льодовикового басейну Актру можна умовно розділити на три зони з певним набором елементів, характерних для даної ділянки. Це зони: льодовикова, прильодовикова та позальодовикова.
Льодовикова зона . Охоплює сферу поширення сучасного заледеніння; тут основним чинником перетворення рельєфу є діяльність льодовиків та морозне вивітрювання. Середні висоти становлять 3000-3500 м-коду над у. м. У цій зоні відбувається активне формування сучасних морен та молодих акумулятивних утворень біля підніжжя схилів. Знесення гірських порід відбувається переважно рахунок осідання брил, їх обвалювання на крутих стінках і схилах крутістю понад 42–45°. А транспортування уламкового матеріалу здійснюється за рахунок руху льодовиків та під дією тимчасових водотоків, що виникають при таненні великої кількості сніжників на схилах. Характерним для цієї зони є також льодовикова екзарація бортів долини.
Прилідникова зона . Розташовується нижче кінцевих полів льодовиків і приурочена переважно до місць поширення моренних накопичень і схилам переважно південних експозицій. Середні висоти перебувають у межі межі лісу (2200 м) до 2800 м над у. м. На схилах домінуючими є процеси обвалювання, обсипання уламків внаслідок температурного вивітрювання. На плоских вододілах переміщення уламкового матеріалу здійснюється за рахунок кріогенезу та соліфлюкції. У цьому районі відбувається активна підготовка матеріалу до знесення під впливом вищезгаданих процесів. У підніжжя схилів розвинені акумулятивні утворення. Взимку досить часті випадки сходу лавин зі схилів.
Позальодовикова зона . Розташовується від місця злиття водних потоків Малого Актру та Великого Актру до замикаючого створу, розташованого внизу долини на висоті близько 2000 м. У межах цієї області здійснюється переважно акумуляція уламкового матеріалу та його транзитне перенесення водним потоком р. Актру за межі території, що розглядається. Також у цій галузі набули розвитку соліфлюкційні процеси, зсуви та селеві явища. На крутих схилах у зимовий час за достатнього снігонакопичення можливі випадки сходу лавин.

Таким чином, у геоморфосистемі Актру можна виділити такі структурні елементи: схили обвально-акумулятивні; схили з розвиненими зсувними процесами; льодовикові системи; система заплави нар. Актру, а також позаструктурні процеси, такі як кріогенез та землетруси, які беруть участь в основному у вигляді агентів підготовки матеріалу та/або його переміщення.

Література

1. Душкін М.А. Формування сучасних морен на кінцевому полі льодовика Великого Актра // Гляціологія Алтаю. Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1964. вип. 3. - С. 101-114.
2. Душкін М.А. Геоморфологічний нарис льодовикового басейну Актру // Гляціологія Алтаю. ‑ Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1967. вип 5. – З 42–65
3. Івановський Л.М. Форми льодовикового рельєфу та його палеогеографічне значення Алтаї. Л.: Наука, - 1967 - 263 с.
4. Нехорошев В.П. Геологія Алтаю. - М.: Госгеолтехіздат, 1958. - 262 с.
5. Петкевич М.В. Про фізичне вивітрювання у високогір'ї Південно-Східного Алтаю // Гляціологія Алтаю. - Томськ: вид-во томського ун-ту, 1972. - З 184-202
6. Севастьянов В.В., Дьячкова Л.П. Про вертикальний градієнт температури повітря в гірському Алтаї в літній період // Гляціологія Алтаю. - Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1981. в. 7. - С. 73-77
7. Севастьянов В.В. Клімат високогірних районів Алтаю та Саян. - Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1998. - 202 с.
8. Севастьянов В.В. Еколого-кліматичні ресурси Алтаї-Саянської гірської країни. - Томськ: ТОВ "Рауш МбХ", 2008. - 307 с.
9. Титова З.А., Петкевич М.В. Спостереження над конусами акумуляції у долині річки Актру // Гляціологія Алтаю. - Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1964 ст. 3, - С. 115-143.
10. Тронов М.В. Гірничо-льодовиковий басейн Актру, як показник характерних властивостей орокліматичної бази зледеніння // Проблеми гляціології Алтаю. - Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1973. - З 7-20
11. Шмигльова Г.М. деякі особливості метеорологічного режиму скального схилу в гірськолижниковому басейні нар. Актру / / Гляціологія Алтаю. Томськ: вид-во Томського ун-ту, 1978. вип. 14. - С. 143-152.