А.Б.Климчук, Ю.М.Касьян

Распределение температуры в карстовых системах: данные по глубоким пещерам массива Арабика

Опубликовано: Свет, №1(27), 2005, c.20-24.
УДК 551.448:551.552.6 (479) © А.Б.Климчук, Ю.М.Касьян, 2005

Conditions and factors of the temperature regime formation in karst massifs are still poorly understood. The paper provides an overview of the state of art for this problem and reports data on temperature distribution with depth in the Krubera Cave, Arabika Massif, Western Caucasus, the deepest cave in the world. Air temperature in the cave changes from 2.1°C in the upper part to 7.7°C in the depth of 2080 m from the surface. General temperature gradient is 0,28/100 м but it is not even with depth. There are zones with substantially differing gradients: 0,04 - 0,06°C/100 m in the depth ranges of 100-350 m and 700-1200 m; 0,41 - 0,46°C/100 m in the depth ranges of 350-700 m and 1200-2100 m. Measurements in the Krubera Cave support the presence of the geothermal anomaly in karst massifs determined by an efficient drainage of the geothermal flux by karst flow in the upper part of the phreatic zone.

Введение

Микроклимату пещер и термическому балансу карстовых массивов посвящена обширная литература. В последнее десятилетие появились работы, на новом уровне рассматривающие аэрологию и физику карстовых систем и массивов в целом [5, 15], а также публикации, предлагающие модели распределения температуры в карстовых системах [6, 16]. Особый научный и практический интерес представляет термический баланс горных карстовых массивов с глубокими пещерами ("альпийский" карст). Глубина разведанных пещер и мощность вадозной зоны в них может достигать 2000 м и более. Однако фактические данные по распределению температуры в глубоких пещерах крайне ограничены как по количеству, так и по глубине измерений, хотя такие данные крайне необходимы для проверки адекватности предложенных теоретических моделей.

В связи с недавним разведыванием пещеры Крубера на массиве Арабика (Западный Кавказ) до глубины более 2000 м, появилась уникальная возможность температурного профилирования на максимальную мощность вадозной зоны, ныне доступную для прямого исследования. В настоящей статье приведен краткий обзор состояния проблемы температурного баланса горных карстовых массивов и вертикального термического градиента в них, а также результаты предварительных исследований, проведенных в пещере Крубера во время экспедиции Украинской спелеологической Ассоциации в феврале-марте 2005 г.

Термическая зональность карстовых массивов и потоки энергии

В карстовых системах преобладает конвективный перенос тепла с воздухом и водой. Теплообмен через породу (главным образом кондуктивный перенос) является незначительным и в большинстве моделей не учитывается. Очевидно, что факторы формирования температурного режима карстовых систем существенно различаются между вадозной зоной (аэрируемой зоной свободного нисходящего движения вод) и фреатической (зоной полного водонасыщения). Мощность вадозной зоны в горных карстовых массивах может составлять многие сотни метров и даже превышать 2000 м.

Известно, что горные карстовые массивы характеризуются геотермальной "аномалией" -охлажденностью, что связано с хорошей аэрируемостью массивов и интенсивной циркуляцией карстовых вод. Однако и факторы формирования, и внутренняя структура теплового поля карстовых массивов, до сих пор недостаточно изучены и понятны.

Рассмотрим в общем виде условия и факторы теплообмена карстового массива с внешними (по отношению к его границам) средами и основные потоки энергии.

Снизу в карстовый массив поступает поток тепла из недр (геотермальный поток), мощность которого варьирует в пределах 0,04 - 0,14 W/m² при типичных значениях около 0,06 W/m² [11]. В континентальной литосфере нормальный геотермический градиент, обусловленный этим потоком, составляет в среднем 3°С/100 м.

Геотермальный поток играет роль в нижних гидродинамических зонах карстовых систем, но он практически полностью перехватывается фреатической зоной. Геотермальный поток повышает температуру воды только при ее транзите между нижними частями вадозной зоны (доступными участками глубоких пещер) и источниками на выходе из массива. Из-за высокого удельного расхода карстовых вод в горных массивах умеренных широт энергия рассеянного геотермального потока эффективно дренируется через источники и существенно не влияет на распределение температур в зоне аэрации карстовых массивов. Чем выше интенсивность циркуляции карстовых вод (величина подземного карстового стока), тем более эффективно дренируется геотермальное тепло из массива. Для условий альпийских карстовых массивов считается, что фреатическая зона эффективно экранирует расположенную выше вадозную зону от геотермального потока. В этом состоит основная причина известной геотермальной аномальности карстовых массивов [8, 10,22]. В большинстве современных работ по проблеме роль геотермального тепла в тепловом балансе карстовых массивов принимается пренебрежимо малой [5, 6, 14, 15, 16].

С поверхности типичный карстовый массив открыт конвективному проникновению потоков тепла с воздухом и водой. Суточные и сезонные вариации внешней температуры проявляются в верхней части вадозной зоны ("уравнивающая зона" в терминологии пещерной микроклиматологии; "гетеротермическая зона" в терминологии теплового баланса массивов) до глубины около 50 м, в отдельных случаях до 100 м, однако чаще охватывают первые десятки метров. Большое влияние на распределение температуры воздуха и воды в уравнивающей зоне оказывают вариации в типах питания (преобладание инфлюации или инфильтрации, наличие очагов снежно-ледового питания), а также наличие и мощность эпикарстовой зоны, которая служит буфером, гомогенизирующим химический состав и температуру карстовых вод [18].

Ниже располагается зона высокой температурной стабильности ("нейтральная" или "гомотермическая" зона). Эта стабильность определяется большой теплоемкостью породы [5]. Воздух, вода и порода в этой зоне близки к термальному равновесию, но температура воды и породы всегда несколько ниже температуры воздуха (на 0,15°С по [12]). Поскольку вадозная зона экранирована от воздействия геотермального потока, температура в гомотермической зоне определяется тепловыми потоками, привносимыми воздухом и водой. Широко распространено мнение, что эта температура близка к местной средней температуре внешней атмосферы или несколько ниже ее. Это является следствием того, что пещерные системы позволяют температурное включение карстовых массивов во внешнюю среду [6]. Долгопериодичные вариации температуры внешней атмосферы (глобальные климатические изменения) передаются массиву с большой задержкой (сотни и тысячи лет), что обусловлено огромной теплоемкостью карстовых массивов. Этот аспект детально проанализирован в работе [7].

Внутренние пространственные вариации температуры в гомотермической зоне горных карстовых массивов связаны со следующими основными факторами: 1) вертикальным температурным градиентом (см. ниже); 2) различиями в высотных отметках, типах и условиях питания входов отдельных ветвей пещерной системы, определяющих разницу в температуре воздуха и воды "на входе" в систему; 3) различиями в степени гидравлической и аэрологической связности отдельных участков с поверхностью и между собой, их положением по отношению к преобладающим путям циркуляции воды и воздуха - особенностями внутренней структуры пещерной системы и потоков в ней. Даже на одном высотном уровне такие температурные вариации могут достигать 1°С и более.

Одним из главных проблемных вопросов остается относительная роль в формировании температуры пещерных систем (массива) потоков тепла с инфильтрацией и воздухом.

Бадино [5] полагает, что в альпийском карсте температура в нейтральной зоне пещер устанавливается инфильтрационным потоком. Он показал, что температура в нейтральной зоне пещерной системы асимптотически приближается к средней температуре воды, проходящей через систему. Средняя температура питающих вод (поглощаемых осадков) несколько ниже средней температуры воздуха на поверхности. Теплоемкость водного потока в общем намного больше теплоемкости воздушного потока. Чтобы теплоперенос с воздухом играл доминирующую роль в тепловом балансе массива, его объемный поток должен быть в 4000 раз больше потока воды. G.Badino полагает, что воздушный поток через пещерную систему (зависящий от ее структуры) является незначительным в сравнении с потоком воды.

Напротив, M.Lueschiter and P-Y. Jeannin [16] считают, что влияние воздушной циркуляции на формирование температуры в вадозной зоне доминирует над влиянием инфильтрации, и что циркуляция воздуха в массиве может в требуемой для этого мере превышать циркуляцию воды. Вместе с тем в работе оговаривается, что из-за уменьшения с глубиной степени связности каналов с поверхностью и плотности карстовых каналов в сети относительная роль водного потока в нижних частях вадозной зоны может становиться преобладающей.

Для решения этой проблемы необходимы дальнейшие теоретические исследования и фактические данные по распределению температур в карстовых массивах.

Таким образом, в карстовом массиве имеется два термальных потока - геотермальный снизу и воздушно-инфильтрационный сверху, которые прилагаются к разным частям карстовой системы: первый к водонасыщенной (фреатической) зоне, второй - к верхней части вадозной зоны. G.Badino [6] делает важный вывод, что это может создавать существенный термальный дисбаланс внутри массива, а это, в свою очередь, оказывать влияние на различные физические и химические процессы в массиве и соответственно - на спелеогенезис.

Температурный градиент горных карстовых массивов

Температурная изменчивость по глубине (температурный градиент) является одним из наиболее важных показателей общих термодинамических условий массива. Однако до настоящего времени нет ясного понимания факторов ее формирования. Проблема обсуждается в недавних работах [6, 16]. Фактических данных по температурному градиенту в глубоких пещерах крайне недостаточно; имеющиеся измерения единичны и ограничиваются глубинами до 800-900 м.

G.Badino [6] приводит следующие исходные соображения к оценке температурного градиента. Вертикальный термальный градиент в свободной земной атмосфере составляет в среднем 0,65°С/100 м [9]. Конкретно он зависит от содержания водяного пара, которое, в свою очередь, зависит от влажности воздуха и давления ("влажный адиабатический градиент") и изменяется от 0,4°С/100 м (насыщенный воздух) до 9,7°С/100 м (сухой воздух).

В пещерах горных массивов альпийского карста градиент существенно отличается от атмосферных значений. G.Badino приводит вариации градиента для альпийских пещер в пределах 0,28 - 0,4°С/100 м. Причины этого отличия пещерных градиентов от атмосферных значений он видит в том, что температура в пещере устанавливается главным образом втекающей в нее водой. Напротив, как отмечено выше, M.Lueschiter and P-Y. Jeannin считают, что влияние воздушной циркуляции на формирование температур в вадозной зоне доминирует над влиянием инфильтрации.

G.Badino [5] показал, что полная трансформация начальной гравитационной потенциальной энергии во внутреннюю энергию (адиабатическое допущение) разогревает порцию воды на 0,234°С на 100 м падения ("водный адиабатический градиент"). M.Lueschiter and P-Y. Jeannin, принимая типичные значения водного стока 10-50 л/с/км², оценивают количество тепла, произведенного гравитационной работой воды, в 3·109 - 1,5·1010 кдж/км³ для 1000-метровой гомотермичной зоны.

Поскольку наблюдаемые температурные градиенты в глубоких пещерах оказываются выше водного адиабатического градиента, а от влияния геотермального теплового потока нижние части вадозной зоны экранированы фреатической зоной, то G.Badino делает вывод об изъятии энергии из массива инфильтрационным потоком вадозной зоны. Напомним, что при этом он исходит из незначительной роли воздушного теплового потока в формировании температуры пещерной системы.

M.Lueschiter and P-Y. Jeannin [16], которые в целом считают доминантным фактором формирования температуры воздушную циркуляцию, приводят сводку доступных пещерных данных по глубинам до 900 м, где градиенты варьируют в пределах 0,18 - 0,78°С/100 м. При этом в данных этой работы проводится различение между градиентами в интенсивно вентилируемых участках верхних интервалов гомотермической зоны (глубины до 470 м; градиенты от 0,1 до 0,78°С/100 м близки к адиабатическом градиентам влажного воздуха; трактовка - доминирующее влияние на температуру воздушной циркуляции) и градиентами в более глубоких и менее вентилируемых участках (глубины от нескольких сотен до 900 м; градиенты от 0,18 до 0,38°С/100 м близки к "водному адиабатическому градиенту"; трактовка - доминирование фактора водной циркуляции).

Температурные градиенты в глубоких пещерах массива Арабика

В свете приведенного обсуждения большой интерес представляют данные изменения температуры по глубине пещер участка Ортобалаган на массиве Арабика (Западный Кавказ). Массив Арабика сложен верхнеюрскими и нижнемеловыми известняками. Центральная часть массива имеет высоты 2000-2600 м и представляет типичную морфологию альпийского карста (гляциокарстовую). На юго-западном контуре известняки массива моноклинально погружаются под уровень Черного моря (рис. 1).

Рис. 1.
Схематический профиль массива Арабика, Западный Кавказ.

В 80-х годах прошлого столетия в троговой долине Ортобалаган украинскими спелеологами исследована до глубины 1110м пещерная система Арабикская (шахты Куйбышевская - Генрихова Бездна), а в период с 1999 по 2004 год - пещера Крубера (см. рис. 2), в которой в 2004 г. впервые в истории достигнута глубина 2080 м [4, 17, 19,20]. Эти пещеры представляют собой крупную единую пещерную систему, которая дренируется источниками Холодная Речка и Репруа на побережье Черного моря (отметки 2-40 м) и субмаринными источниками на участке Цандрипш-Гагра [4].

Рис. 2. Крупные пещеры долины Ортобалаган, массив Арабика, Западный Кавказ

Измерения температуры воздуха и воды в пещере Куйбышевская проводились в августе 1985-1986 годах до глубины 1000 м. В связи с разведыванием пещеры Крубера до глубины, превышающей 2000 м, появилась уникальная возможность температурного профилирования на максимальную мощность вадозной зоны, ныне доступную для прямого исследования. Температуры воздуха и воды измерялись в пещере Крубера во время экспедиции УСА в феврале-марте 2005 г.

Результаты измерений в обеих пещерах представлены на сводном графике (рис. 2), который сопоставлен с генерализованым профилем пещеры Крубера. На профиле показано примерное расположение точек измерений. Температура воздуха изменяется по глубине пещеры от 2,1°С в верхней части до 7,7°С на отметке -2080 м.

На основе полученных данных можно высказать следующие соображения:

1. Температурные кривые по пещерам Куйбышевской и Крубера (воздух) демонстрируют расхождения до 0,8°С на первых сотнях метров, но к уровню 700 м практически совмещаются. Эти различия могут быть связаны с влиянием нескольких факторов:

- Разными сезонами измерений и соответственно разными условиями водного питания и воздушной циркуляции. Летом питание верхней части пещеры Куйбышевской (более низкие температуры) осуществляется преимущественно за счет таяния снежных скоплений в близрасположенных колодцах. Зимой питания с поверхности практически не происходит и сток в пещере поддерживается главным образом срабатыванием запасов эпикарстовой зоны. Заметим, что тяга воздуха на входе в шахту Куйбышевскую в летний период всегда направлена наружу. Однако такая трактовка (влияние сезонных факторов) противоречит представлениям о стабильности температуры в гомотермальной зоне и ее верхней границе (см. предыдущий раздел);

Рис. 3. Изменение температуры по глубине пещер Куйбышевская и Крубера

- Особенностями структуры соответствующих участков пещерной системы и положения входов, определяющими пространственные различия стабильных температур в этих ветвях ввиду разных условий питания.

2. Температуры воды в обеих пещерах ниже температур воздуха на 0,2 - 0,8°С. Это соответствует по тренду теоретическим ожиданиям, но наблюдаемая разница больше известной по литературе [12].

3. Общий температурный градиент по воздуху в пещере Крубера составляет 0,28°С/100 м, что близко к "водному адиабатическому градиенту" (0,234°С/100 м) и заметно меньше адиабатического градиента для насыщенного воздуха (0,4°С/100).

4. Температурные кривые демонстрируют наличие участков (зон) с существенно разной крутизной. Выделяются зоны с градиентами 0,04 - 0,06°С/100 м (интервалы 100-350 и 700-1200 м) и с градиентами 0,41 - 0,46°С/100 м (интервалы 350-700 и 1200-2100 м). Первые значительно ниже "водного адиабатического градиента", тогда как вторые приближаются к модели адиабатического расширения влажного воздуха.

Выявленная температурная зональность по профилю глубоких пещер массива Арабика показывает, что ни одна из упомянутых в предыдущем разделе моделей не может быть генерализована для всего массива. Эта зональность, по-видимому, определяется особенностями структуры пещерной системы и циркуляции в ней воздуха и воды. Так, в пещере Крубера граница между первой и второй зонами (уровень 350 м) примерно соответствует переходу от интервала многочисленных параллельных субвертикальных подсистем в первой зоне к "одиночной" ветви-меандру. Границы второй и третьей зон (уровень 700 м), а также третьей и четвертой зон соответствуют заметным изменениям морфологии и обводненности шахты (более конкретная трактовка требует дополнительных наблюдений).

Распределение температур во фреатической зоне

Температура воды на глубине 2000 м в пещере Крубера составляет 7,0°С. Самый нижний разведанный участок пещеры не имеет водотоков; тут на глубине 2080 м температура воздуха составила 7,7°С. Если предположить, что верхняя граница фреатической зоны в этой части массива располагается на глубине 2100-2150м, то температура воды на этой границе может быть в пределах 7,5-8,0°С.

Сведения по температуре вод источников Арабики основаны на разовых замерах, отрывочны и несколько противоречивы (см. таблицу).

Таблица. Температура вод основных источников массива Арабика по различным данным.

Источник	Температура, °С
	по [3]	[1]	Наши сведения
Гегский водопад	7,3	нет данных	7,0 — 7,6
Голубое Озеро	8,1	7,0	нет данных
Репруа	11,2	7,4-10,1	9,6-10,0
Холодная Речка	10,0	нет данных	9,4

Карстовая гидросистема, к которой принадлежат глубокие полости долины Ортобалаган, связана с источниками Холодная Речка и Репруа, а также субмаринными источниками [4]. Горизонтальная протяженность дренажа от донной части пещеры Крубера до очагов разгрузки составляет 13-15 км. Если принять среднюю температуру воды для Репруа и Холодной Речки в 10,0°С, то на этом расстоянии температура возрастает на 2 - 2,5°С. Таким образом, вертикальный температурный градиент для верхнего интервала фреатической зоны (между уровнем "дна" Крубера и источниками) составляет около 1,0°С/100 м.

Температурный градиент для глубоких интервалов фреатической зоны может быть оценен на основе данных по водопритокам в скважинах в районе Гагра с глубин около 2000 и 3000 м ниже уровня моря, с температурами, соответственно, 32 и 44°С. Это дает градиенты около 1,1°С/100 м. Таким образом, подтверждается представление о том, что геотермальный поток тепла снизу эффективно дренируется карстовым стоком на уровне верхней части фреатической зоны (уровень разгрузки основных водоносных горизонтов).

Литература

1. Гигинейшвили Г.Н. Карстовые воды Большого Кавказа и основные проблемы гидрологии карста. - Тбилиси: Мецниереба, 1979. - 222 с.
2. Касьян Ю., Ваш Э. Крубера-Воронья - 2080 метров // Свет - 2004. - №3 (26). С. 21 -31.
3. Кикнадзе Т.З. Карст массива Арабика. - Тбилиси: Мецниереба, 1972. - 245 с.
4. Климчук А.Б. Карстовые водоносные системы массива Арабика // Пещеры. Межвуз. сб. научн. трудов. - Пермь, изд-во Пермск. ун-та, 1990. - С.6-16.
5. Badino G. Fisica del Clima Sotterraneo. Memorie dell'Ist. Italiano di Speleologia, 7, serie II. - Bologna, 1995.
6. Badino G. Clouds in caves // Speleogenesis and Evolution of Karst Aquifers, http://www.speleogenesis.info, - 2004. - 2 (2). 8 pp.
7. Badino G. Cave temperatures and global climatic changes // Int. J. Speleol. - 2004. - 33 (1/4). P. 103-114.
8. Boegli A. Karst Hydrology and Physical Speleology. - Berlin: Springer Verlag, 1980.
9. Bohren С and Albreht B. Atmospheric Thermodynamics. - London-New York: Oxford Univ. Press, 1998. - 402 pp.
10. Drogue С Geothermal gradients and ground water circulation in fissured and karstic rocks: the role played by the structure of the permeable network // J. Geodynamics -1985.-4. P.219-231.

11. Hurtig E., Cermak V., Haenel R. and Zui V.I. Geothermal Atlas of Europe. - Gotha: Hermann Haak Verlagsanstalt GmbH, 1991.

12. Jeannin P.-Y. Temperatures dans la zone vadose du karst // Actes du 9e Congres National de la SSS. - Societe Suisse de Speleologie, 1991. - P. 71-76.

13. Jeannin P.-Y. Modelling flow in phreatic and epiphreatic karst conduits in the Hoelloch Cave (Muotathal, Switzerland) // Water Resources Res. - 2001. - 37. P. 191-200.

14. Jeannin P.-Y, Liedl R. and Sauter M. Some concept about heat transfer in karstic systems // Proceedings of the 12th International Congress of Speleology, vol. 1. - Switzerland, 1997. - P. 195-198.

15. Lismonde B. Aerologie des systemes karstiques. Vol. 2. Climatologie du Monde Souterrain. - Isere: Comite Departemental de Speleologie, 2002. - 362 pp.

16. Luescher M. and Jeannin P-Y. Temperature distribution in karst systems: the role of air and water fluxes // Terra Nova. - 2004. - 16. - P. 344-350.

17. Klimchouk A. Le grotte del massiccio di Arabika // La Rivista del CAI. -1991. - 112 (1). - P. 37-47.

18. Klimchouk A.B. Towards defining, delimiting and classifying epikarst: Its origin, processes and variants of geomorphic evolution // Jones, W.K., Culver, D.C. and Herman, J. (Eds.). Epikarst. Proc. of the symposium held October 1 through 4, 2003 Sheperdstown, West Virginia, USA. - Karst Water Institute special publication 2004. - 9. P. 23-35 (также опубликовано в: Speleogenesis and Evolution of Karst Aquifers (http://www.speleogenesis.info) 2(1), 2004.

19. Klimchouk A. and Kasjan Ju. In a search for the route to 2000 meters depth: The deepest cave in the World in the Arabika massif, Western Caucasus // Nat. Speleol. Soc. News (USA). - 2001. - 59 (9). P. 252-257.

20. Klimchouk A., Kasjan Yu. and Solovjev N. Krubera Cave: the first 2000m+ cave on Earth // Speleogenesis and Evolution of Karst Aquifers: Exploration Spotlights. - http://www.speleogenesis.info/spotlights/krubera.php - 2004.

21. Mangin A. and Andrieux С Infiltration et environnement souterrain, le role de l'eau sur les parametres climatiques // Des Journes Felix Trombe T1, Memoires Du Speleo-Club de Paris. - Federation Franceaise de Speleologie. - 1988. - No. 14. - P. 78-95.

22. Mathey B. Gradient geothermique et hydraulique souterraine dans un aquifere karstique (Bassin de l'Areuse Ne) // Bull. Soc. Neuchateloise Sci. Naturelles. - 1974. - 97. - P. 301-314.

Интересно сравнить приведенные в статье А.Б.Климчука и Ю.М.Касьяна данные по распределению температур в пещерах массива Арабика (Крубера, Куйбышевская) с данными по Бзыбскому массиву (пещера Снежная), см. [23a,24a].

В разделе отчета [23a] "Геотермические условия в полости" (написанном Д.А.Усиковым) приводятся данные и график распределения температур в пещере Снежная до глубины 1км. Дается оценка вклада геотермического разогрева и расчет гравитационного разогрева воды (водного адиабатического градиента, составляющего 0,234°С на 100м перепада).

С глубины 450м (3,6°С, выход на первый значительный постоянный водоток - ручей Водопадный) график температуры имеет уклон, очень близкий к прямой гравитационного разогрева. Отмечается, что аномальный разогрев реки между Шестым и Седьмым завалами, возможно, вызван впадением в реку крупного притока. Дело в том,что в отличие от рассматриваемых выше пещер Арабики, Снежная имеет в плане значительную протяженность и ее нижняя часть находится под буковыми лесами (высоты 1100-1800м), где температура поглощаемой воды выше, чем в альпийской зоне. На глубине 1280м температура равна 6,2°C [24a].

Весьма желательны точные измерения температуры в эставелле в русле Хипсты (335м н.у.м.), где происходит частичная разгрузка реки Снежной. Согласно индикаторным опытам, проведенным в 1986г., см. раздел книги [25a], вода из Снежной выходит также в 13 км на запад от эставеллы в источнике Мчишта (34м н.у.м.), где температура воды составляет 9°С (см. доклад Е.Снеткова на заседании спелелеокомиссии МЦ РГО 01.03.2006). Основной вклад в повышение температуры здесь, вероятно, вносит подток более теплой воды, поглощаемой в зоне леса.

А.Шелепин, 05.2006

23a. Б.Р.Мавлюдов, Д.А.Усиков. Предварительный отчет об исследованиях пещеры Снежная, 1979г.
24a. Г.В.Людковский, Б.Р.Мавлюдов, А.И.Морозов, Т.А.Немченко, Д.А.Усиков. Об исследовании Снежной – глубочайшей карстовой пещеры СССР. // ДАН СССР, т.259, №2, 1981, с.437-442.
25a. В.Н.Дублянский, В.И.Клименко, Б.А.Вахрушев, В.Д.Резван. Комплексные карстолого-спелеологические исследования и охрана геологической среды Западного Кавказа. Сочи, 1987.