Академия Наук СССР-Қазақстан

В горных районах как в периоды штилевых состояний, так и в периоды ясно выраженной адвекции роль местных географических особенностей всегда бывает очень большой, хотя и различной. Говоря о циркуляции атмосферы как о климатообразую­ щем факторе для всего Казахстана, мы остановим внимание лишь на основных представлениях. Рассмотрим прежде всего вопрос о том, какие воздушные массы могут действовать над территорией Казахстана. По исследованиям синоптиков Казахского бюро погоды такими массами являются: А с — арктический воздух Сибирского сектора Арктики, образующийся к северу от Сибири; А г — арктический гренландский воздух, образующийся гораздо западнее предыдущего, в области Грен­ ландского и Баренцова морей — воздух Европей­ ского сектора Арктики; Пс — 'полярный сибирский воздух, образующийся над Сибирью и Казахстаном; Пе — полярный европейский воздух, образующийся над Восточной Европой; Па — полярный атлантический (более влажный) воздух; Пю — полярный южноевропейский воздух, образующийся на юге Европы (Средиземноморье, Черноморско- Каспийский район); П г — полярный туранский воздух, образующийся зимой над южным Казахстаном и Средней Азией; Тт — тропический туранский воздух, образующийся ле­ том над Южным Казахстаном и Средней Азией; Т„ — тропический иранский воздух. Вторжение перечисленных воздушных масс, за исключе­ нием полярного сибирского воздуха, который для Казахста­ на является местной воздушной м ассо й ,1 на территорию Казахстана осуществляется, как и обычно, в системе огром­ ных перемещающихся вихрей — циклонов. Роль последних в атмосферной циркуляции над Казахстаном столь значитель­ на, что Н. А. Троицкий в основу своей типизации синоптиче­ ских процессов Казахстана кладет развитие и прохождение циклонов, двигающихся по различным путям. Все многообразие циклонических образований с этой точ­ ки зрения может быть сведено к трем группам: I — циклоны южных широт, II — циклоны средних широт и III — циклоны 1 Местная воздушная масса—-масса, свойства которой формируются над данным районом. 150

северных широт. Среди путей циклонов средних широт выде­ ляются случаи гак называемых «ныряющих» циклонов, пути которых ориентированы в общем с севера на юг. Конечно, не надо д ум ать, что хорошо развитые циклоны или неболь­ шие циклонические возмущения разного типа обязательно двигаются всегда по строго определенному для данного типа пути. В каждом конкретном случае действительный путь движения циклона может, скорее, как-то отличаться от сред­ ней для данной группы циклонов траектории, чем совладать с ней. В передней и частично средней частях таких переме­ щающихся циклонических образований происходит вынос к северу теплых воздушных м асс. В тылу же этих циклонов происходят тыловые холодные вторжения трех различных типов: северные, северо-западные и западные. Северные вторжения характеризуют адвекцию свежего арктического воздуха. Такие вторжения наблюдаются пре­ имущественно летом; зимой и особенно осенью их меньше. Северо-западные вторжения соответствуют адвекции преж­ него арктического воздуха и полярного воздуха средних широт. Эти вторжения наблюдаются на территории К азах­ стана наиболее часто, особенно осенью и зимой. Западные вторжения указывают на случаи адвекции полярного воз­ духа ю ж ны х нгирот. В эту группу отнесены случаи поступ­ лений холодных, преимущественно полярных воздушных масс, перемещающихся в системе антициклонов, идущих с запада, со стороны Черноморско-Каспийского бассейна. П о сравне­ нию с северными и северо-западными вторжениями, запад­ ные вторжения имеют меньшую повторяемость, чаще наблю­ даются в переходное время года, бывают зимой, летом же наблюдаются весьма редко. Последнее объясняется тем, что в летнее время полярные воздушные массы над Средней Азией вследствие сильного прогревания характеризуются как теплые воздушные массы. Все указанные холодные вторжения, осуществляющиеся в тылу циклонов, ведут к образованию над территорией Ка­ захстана антициклональных полей. 1 В различных случаях размещение возникающих антициклонов над Казахстаном бывает неодинаковым. Иногда центр антициклона распола­ гается над центральными областями Казахстана, и тогда по восточной периферии антициклона продолжается ещ е с севе­ ра или северо-запада поток масс холодного полярного или прежнего арктического воздуха. Н а западной ж е периферии антициклона' создаются условия, благоприятствующие раз­ витию ю жного потока. Положение центра антициклона 1 Здесь также имеются в виду и дтгнгюшчеокие максимумы датления. Ш

обычно меняется со временем. Очень часто центр антицикло­ на смещается на восток, задерживаясь иногда подолгу над Алтаем. В этом случае почти вся территория Казахстана оказывается на западной периферии антициклона и, следова­ тельно, в зоне влияния процессов антициклонального оседа­ ния воздуха, сменяющегося в дальнейшем развитием южной адвекции в конце периода образования антициклонов. В дру­ гих условиях ядро антициклона может располагаться над югом Казахстана. Это бывает не часто и наблюдается при ослаблении давления на северной периферии антициклона под воздействием циклонических образований, перемещаю­ щихся по северу Сибири. И, наконец, бывают случаи, когда территория Казахстана оказывается занятой южной перифе­ рией антициклона, центр которого размещается несколько севернее и восточнее Казахстана. Постоянная смена циклонических образований и анти* циклональных полей и составляет, в самых общих чертах, основу циркуляционных процессов Казахстана, которые имеют существенные различия в различные сезоны года. УСЛОВИЯ ЦИРКУЛЯЦИИ И КЛИМАТИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ОТДЕЛЬНЫХ СЕЗОНОВ Холодное время года. В зависимости от условий радиаци* онного режима (понимая под этим и радиационные свойства подстилающей поверхности), а также от характера циркуля­ ционных процессов, продолжительность зимнего периода в различных районах Казахстана, естественно, оказывается различной. Наиболее быстрое понижение температуры воз­ духа под влиянием интенсивного радиационного выхолажи­ вания и затоков холодных арктических масс вначале наблю­ дается в северо-восточных и северных районах Казахстана. Здесь уже с первой декады ноября устанавливается устой­ чивый снежный покров, который удерживается вплоть до конца марта — начала апреля. На протяжении . этих пяти месяцев средние месячные температуры воздуха остаются здесь отрицательными. По мере усиления процессов радиационного выхолажива­ ния, а также в связи с продвижением арктического фронта все далее на юг зимний режим постепенно захватывает все большую территорию Казахстана. Устойчивый снежный по­ кров формируется всюду не позднее декабря, за исключением крайнего юга равнинных районов Казахстана, где в некото­ рые годы устойчивый снежный покров вообще не устанавли­ вается на протяжении всего периода наименьшей суммарной радиации и наибольшей отрицательной величины радиацион- 152

ного баланса (декабрь— январь), не говоря уже о других месяцах «зимнего» сезона. В этих районах Казахстана пери­ од с отрицательными значениями средних месячных темпе­ ратур возд уха сокращается до трех месяцев (декабрь — февраль). О днако, несмотря на отмеченные различия в усло­ виях подстилающей поверхности, можно указать на общие закономерности циркуляционных процессов этого периода для всей территории Казахстана. Наиболее существенной особенностью синоптической об­ становки над Казахстаном на протяжении всех зимних меся­ цев является ясно выраженное преобладание антициклональ- ных нолей. Повторяемость антициклональных полей в это время года (декабрь — февраль) составляет около 60—70%. При это-м их размещение над Казахстаном чаще всего ока­ зывается таким, что центральная часть антициклона бывает расположена над Алтаем, а ось отрога распространяется на запад примерно по 50-й параллели. Несколько реже центр антициклона располагается над центральными районами Казахстана, и совсем малую повторяемость имеют другие случаи размещения антициклональных полей. Структура циркуляции атмосферы над территорией Ка­ захстана д а ж е в эти зимние месяцы не так проста, как это можно было бы ожидать на первый взгляд. Бывают годы с постоянным чередованием весьма кратковременных теплых вторжений, сменяющихся столь ж е кратковременными зато­ ками холодны х масс, которые приводят к образованию не­ долго удерживающегося антициклона. В этих условиях про­ должительность существования антициклональных полей не превышает четырех суток. С другой стороны, встречаются годы, когда мощные холодные вторжения приводят к тому, что продолжительность отдельных периодов антициклон ал ь- ного поля может доходить до 12— 20 дней. Необходимо по­ мнить и об изменчивости таких антициклональных образо­ ваний. Они временами то усиливаются, то ослабляются, а центры их могут смещаться в разных направлениях. Так, весьма часто центр антициклона, расположенный вначале над центральными районами Казахстана, затем смещается несколько к востоку, на Алтай. Большая повторяемость в это время года антициклональ­ ных полей над Казахстаном заметно ограничивает влияние- фронтальных процессов как климатообразуюших факторов. В среднем для Казахстана м ож но считать, что только около' 30% всех дней приходится на дни с фронтальными процес­ сами. В остальное время районы Казахстана обычно заняты какой-либо однородной воздушной массой, с типично анти- циклональными условиями. 153

Как же часто наблюдаются зимой на территории Казах­ стана те или иные воздушные массы, которые участвуют (на­ ряду с другими факторами) в формировании климатических особенностей этой территории? Географическое распределение повторяемости воздушных масс над Казахстаном указывает: 1) на ясно выраженное уменьшение влияния арктическо­ го гренландского воздуха в направлении с северо-запада (25%) на юго-восток (5%) и арктического сибирского воз­ духа с северо-востока (15%) на юго-запад (5%); 2) наибольшую повторяемость полярного сибирского воз­ духа на северо-востоке Казахстана (70%) и несколько мень­ шую повторяемость его по периферии устойчивого азиатского антициклона (50—60 %); 3) сравнительно малое влияние масс полярного европей­ ского, полярного атлантического и полярного южноевропей- ско-го воздуха, в общем уменьшающееся в направлении их преобладающего выноса; 4) незначительное распространение к северу теплых масс полярного туранского и, в еще большей степени, тропическо­ го иранского воздуха; влияние полярного туранского воз­ духа, правда в редких случаях (5% ), можно проследить на всех крайнесеверных станциях Казахстана, влияние же тро­ пического иранского воздуха ограничивается в основном крайним югом и юго-западом территории (15—25%). Данные исследования повторяемости фронтальных про­ цессов над Казахстаном показывают, что наибольшую повто­ ряемость, как правило, имеют холодные фронты, а наимень­ ш ую — теплые фронты и что фронтальная деятельность наи­ более часта на юге и юго-западе Казахстана и наиболее редка па территории Центрального и Восточного Казахстана. В связи с последним выводом полезно заметить, что зима характеризуется проникновением арктического фронта, раз­ деляющего массы арктического и полярного воздуха, далеко на юг. Подсчет повторяемости арктического фронта на тер­ ритории Казахстана по трапециям географической карты указывает на то, что наибольшая повторяемость его наблю­ дается в пределах широт 40—45° западной половины Казах­ стана. На эти ж е широты приходится и наибольшая повто­ ряемость полярного фронта, которая резко убывает к северу и остается весьма значительной в более южных районах •Средней Азии. Необходимо также иметь в виду, что фронтальный харак­ тер погоды в южных горных районах Казахстана зимой иногда вызывается чисто орографическими влияниями на динамику воздушного потока. Над горными хребтами и в 154

предгорьях могут возникать вихревые возмущения воздуш­ ного потока, которые, усиливаясь, развиваются затем в от­ дельные небольшие циклонические образования. Последние всегда приводят к резкому ухудшению погоды в зоне гор и предгорий. Резкое ухудшение погоды сказывается в увели­ чении низкой облачности, выпадении осадков и увеличении их продолжительности, усилении ветра, зимой — в образова­ нии метелей и поземки, заносов и лавин. Возникновение та­ ких волн — циклонических образований на фронте при втор­ жении холодны х воздушных масс — при некоторых условиях, как показали исследования последних лет Казахского бюро погоды, наблюдается в предгорьях Тянь-Шаня и Памиро* Алайской системы. Так, наиболее часто волны возникают в районе хребта Кара-Тау, хребтов Угамского, Пскемского, Чаткальского и Кура минского и группы хребтов Алайской системы (Н ура-Тау, Туркестанского, Зеравшанского и Гиссар- ского). Если эти волны возникают, они оказывают влияние вначале лишь на горные районы западной части Южного Казахстана, потом, смещаясь на восток, проходят над райо­ нами предгорий и гор Заилийского Ала-Тау и уходят на территорию Китая. Условия циркуляции и радиационного режима Казахста­ на во взаимодействии с особенностями устройства его по­ верхности и формируют климатический фон зимнего периода. Так, в северной половине Казахстана гигротермический режим зимнего времени года формируется преимущественно под влиянием холодных масс арктического и полярного си­ бирского воздуха, обладающих к тому же весьма малым запасом влаги. Поэтому, хотя здесь арктические вторжения и бывают часто выражены фронтальной системой облаков и осадков и нередко стелют перед собой снежный покров, ко­ личество выпадающих с ноября по март осадков над равнин­ ными районами Казахстана оказывается весьма назначитеаь- ным (около 50—75 мм). В связи с этим даже на севере Казахстана толщина снежного покрова бывает небольшой и лишь местами достигает 30 с м . Д ал ее на юг толщина его уменьшается и на широтах Аральского моря падает до 5— 10 см . Ю ж н ее снежный покров становится еще тоньше, а на крайнем юго-западе К азахстана постоянный снежный покров обычно совсем отсутствует. Небольшая толщина южного края снежного покрова Казахстана объясняется ча­ стым подтаиванием и стаиванием в периоды вторжений теплых *масс -воздуха. В южной половине Казахстана к осадкам, выпадающим на арктическом фронте, присоединяются осадки, формирую­ щиеся на холодных и теплых участках полярного фронта. 155

Географическое распределение осадков в это время года, даже над равнинными районами Казахстана, не вполне рав­ номерно. Наряду с районами, где количество осадков за холодный период составляет 50—75 мм, имеются области как более, так и менее богатые осадками. Т ак, в западных райо­ нах осадков выпадает около 100 мм, а в районах пустынь Центрального Казахстана менее 75 мм. По мере приближения к горам количество осадков в об­ щем возрастает. Увеличение осадков с высотой в горных районах Казахстана зимой местами прослеживается до вы­ соты 1.5 км. Однако по абсолютной величине количества осадков за холодное время года горные районы дают весьма пеструю картину. Меньше всего (менее 200 мм) осадков в это время выпадает на Джунгарском Ала-Тау, расположен­ ном на средних (Аральских) широтах Казахстана; больше их на севере — на Алтае (до 300—400 мм) и больше всего на юге — в Западном Тянь-Шане (до 500—600 мм). Такая закономерность распределения осадков в горах объясняется описанными особенностями циркуляционных процессов и расположением горных систем относительно преобладающих воздушных потоков. Большое количество осадков в горах, естественно, приво­ дит к формированию и более мощного снежного покрова. Толщина его здесь обычно более 50— 60 см, а в отдельных местах в межгорных котловинах может превышать 1 м. Н а­ копление снега на горных склонах иногда бывает настолько большим, что вызывает снежные лавины и обвалы даже при морозной погоде. Выпадение снега в районе влияния атмосферных фронтов при холодных, а отчасти и теплых вторжениях, характери­ зующихся усиленными (по сравнению с внутримассовыми процессами) скоростями ветра, приводит к возникновению метелей. Фронты, не выраженные осадками, но сопровож­ даемые сильным ветром, приводят к образованию поземки. Метели, а отчасти и поземки, могут вызывать (чаще в райо­ нах с пересеченным рельефом) снежные заносы, которые иногда бывают столь велики, что угрожают нормальной ра­ боте железных дорог. Наиболее многочисленными и продолжительными бывают метели, вызываемые прохождением циклонов средних широт. Наибольшей интенсивностью отливаются, однако, метели южных циклонов. Большинство метелей этого рода сопро­ вождается сильным снегопадом и штормовыми ветрами (8—9 и более баллов). По исследованиям сотрудников Казахского Управления гидрометслужбы, такие сильные местные ветры нередко воз- 156

никают на юго-востоке Казахстана тогда, когда установив­ шийся сибирский антициклон разрушается в северной поло­ вине своего гребня, вытянутого на запад. Эго приводит к падению давления на севере Казахстана и благоприятствует прорыву на его территорию циклонов из районов Средней Азии. В момент прохождения по северу Казахстана фронтов, связанных с циклонами высоких широт, а еще чаще в момен­ ты прорывов южных циклонов и возникают в горных райо­ нах Восточного Казахстана сильные ветры с востока. О д н ак о механизм образования местных сильных ветров может быть и иным. Это относится прежде всего к страшным ветрам «ибэ». Под этим названием известны местные силь­ ные ветры, часто наблюдаемые в районе гор, примыкающих к оз. Э б и -Н у р , и распространенные в пограничной Д ж ун га­ рии. П о мнению М . Д . П ономарева, подробно описавшего это явление, «ибэ» часто возникают тогда, когда в резуль­ тате нторжения с севера или северо-запада холодных аркти­ ческих м асс воздуха на северо-востоке Казахстана или на юге Западной Сибири образуется ядро высокого давления. При таком расположении ядра высокого давления в районе Д ж унгарского Лла-Тау — Тарбагатая возникают восточные ветры. П родвигаясь на запад, холодный воздух накапливает­ ся в долине Эби-Нур — Боротала с восточной стороны гор­ ного препятствия и затем обтекает последнее. Особенно сильны ветры «ибэ» в районе Джунгарских ворот. Здесь они могут рассматриваться (особенно в зимнее время года) как катастрофическое явление. Любопытны физические характеристики этих ветров как некоего метеорологического комплекса. Так, «ибэ», как пра­ вило, сопровождается потеплением на 5— 10°. Э т о повыше­ ние температуры воздуха в период развития «ибэ» многие склонны были ошибочно принимать за проявление ф'ено- образного эффекта. П о мнению М . Д . Пономарева, более вероятно, что повышение температуры воздуха при «ибэ» обусловлено эффектом динамического сжатия воздушного потока при прохождении узких горных проходов. Н е отрицая правдоподобности этого предположения, мы должны указать и на другую возможную причину этого явления. Мы счи­ таем, что увеличение скорости ветра в зимнее время после периода радиационной трансформации выхолаживания долж­ но приводить к повышению температуры и к уменьшению относительной влажности воздуха в приземных слоях вслед­ ствие динамического обмена с верхними более теплыми ин­ версионными слоями. По вертикали ветры «ибэ» ограничены слоем в 300— 500 м и мало вероятны на более высоких уровнях. 157

Сильные ветры в некоторых северных районах Западного Казахстана, невидимому, в значительной степени также объ­ ясняются причинами орографического характера. Достаточно значительны по силе и ветры над равнинны­ ми районами Казахстана. Помимо общециркуляционных при­ чин, это в значительной степени объясняется тем, что здесь ослаблено тормозящее влияние подстилающей поверхности на воздушный поток. Если особенности рельефа местности при определенных условиях географической обстановки могут приводить к воз­ никновению сильных ветров, то аналогичными же причинами объясняется и широкое распространение в горных районах Казахстана мест с пониженными скоростями ветра. Это на­ блюдается всюду, где район оказывается в зоне влияния аэродинамической тени воздушного потока. Такое снижение числа сильных ветров наиболее ярко выражено, по данным А . С . Утешева,1 в предгорьях Джунгарского и Заилийского Ала-Тау, где в отдельных местах число дней с сильным ветром оказывается менее пяти. К явлениям типично фронтального порядка относится весьма опасный для народного хозяйства гололед. Хотя голо­ лед возникает -в результате фронтального процесса, но кон­ кретные географические условия могут его усиливать или ослаблять. Наибольшее число случаев гололеда, естественно, дают метеорологические станции западной половины Казах­ стана, где фронтальная деятельность более интенсивна. По исследованиям специалистов Алмаатинской обсервато­ рии, наветренные склоны гор и водные пространства способ­ ствуют образованию гололеда. Укрытость мест от холодных вторжений делает явление гололеда менее вероятным. Гололед бывает интенсивным лишь тогда, когда запасы влаги в воздухе сравнительно высоки. Поэтому гололед чаще всего наблюдается при температуре от 0° до 4° мороза. С уменьшением температуры вероятность гололеда умень­ шается; при температурах ниже — 10° гололед почти никогда не наблюдается. Говоря о других особенностях гололеда как метеорологи­ ческого комплекса, нео'бходимо указать, что относительная влажность воздуха при гололеде бывает весьма значитель­ н о й — от 95 до 100%, а скорость ветра чаще всего колеблет­ ся в пределах от 1 до 5 м/сек (55% случаев) и от 5 до 10 м/сек (24% случаев). При затишье, а также очень боль­ ших скоростях ветра (более 10 м/сек), образование голо­ леда, повидимому, мало вероятно. Продолжительность голо- 1 См. Труды Главной геофизической обсерватории, вып. 1, Л ., 1947- 158

лсда п о большей части составляет около полусуток, но бывали сл уч аи , когда гололед удерживался на протяжении 2—4 суток. Таковы те гидрометеорологические явления, которые на­ блюдаются на территории Казахстана в холодное время года и преимущественно при фронтальных процессах. Теми ж е фронтальными процессами объясняются до не­ которой степени и особенности температурного режима Ка­ захстана в холодное время года. В самом деле, если бы циркуляции атмосферы не существовало, то температурный режим области зависел бы лишь от одних радиационных факторов — радиационного баланса неподвижной воздушной среды на широтах Казахстана. В этом случае -в период с ноября по март изменение температуры воздуха строго сле­ довало бы за изменением радиационного баланса. Вначале, в связи е резким уменьшением суммарной радиации, мы наблюдали бы правильное падение температуры воздуха до момента наименьшей величины ее в годовом ходе. После этого кривая годового хода температуры отметила бы пра­ вильный рост температуры в связи с увеличением суммарной радиации. Конечно, момент наименьшей температуры воз­ духа не совпадал бы строго с моментом наименьшей вели­ чины суммарной радиации, а приходился бы на несколько более позднее время благодаря известному запаздыванию распространения температурной волны. Такой характер изме­ нения температуры воздуха отмечался бы в пределах всей территории Казахстане. Различия между северными и более южными районами сказывались бы лишь в абсолютных зна­ чениях температуры воздуха. Н а севере температуры воз­ духа, естественно, оказались бы более низкими по сравнению с температурой южных районов; но сама величина разности температур воздуха каких-либо широтных кругов не измени­ лась бы сколько-нибудь значительно в связи с изменением долгот. Однако даже в величинах средних месячных темпе­ ратур воздуха, которые приводятся в табл. 4, мы находим большое различие не только меж ду севером и югом, но и заметную разницу между западом и востоком. В действительности же картина температурного режима Казахстана значительно более слож на. Изменение темпера­ туры ото дня ко дню зависит не только от радиационного баланса, но и от причин чисто циркуляционного характера. Так, северные районы Казахстана довольно часто оказы­ ваются иод влиянием холодных арктических воздушных масс. Именно такими вторжениями объясняются и первые значи­ тельные морозы осенью <на севере и первые сильные похолода­ ния -на юге. Иногда эти вторжения быстро распространяются 139

Т аблица 4 Средние месячные температуры XII1 I t II Ра юн X XI III IV 3в 3в 3в У северной гра- виды Казах- 1 8 —14 17 17 -1 2 0 стана -14 -16 - И -14 -14 -16 У южной гра- ницы Казах- 14 2 8 15 стана 40 1 на всю территорию Казахстана, достигая на юге гор. Подобные вторжения обычно приводят к резкому пониже­ нию температуры лишь в том случае, если арктический фронт разделяет массы теплого полярного туранского и арктиче­ ского воздуха. Если же арктический фронт разграничивает массы более холодного полярного сибирского и арктического воздуха, то понижение температуры в момент вторжения арктического воздуха будет меньшим, а иногда даже мало заметным. В случае осуществившейся адвекции арктического воз­ духа последний часто перемещается над поверхностью снеж­ ного покрова, который при этом распространяется далеко на юг благодаря выпадению снега на арктическом фронте. При свеем движении на юг арктический воздух в этом случае формирует в условиях равнин примерно одинаковый фон термического режима, одновременно наблюдаемый на боль­ ших пространствах. Различие между севером и югом при таких вторжениях оказывается не столь резким, как в вели­ чинах средних месячных температур воздуха. Если верти­ кальная мощность арктического вторжения бывает значи­ тельной, то понижение температуры воздуха обычно наблю­ дается и на наветренных склонах гор, в пределах высот вертикальной мощности вторжения. При этом различия в температурах воздуха на разных уровнях в начальный мо­ мент вторжения бывают мало существенны, и никаких значительных приземных инверсий не возникает. 1 Для зимы указаны температуры Уральска (запад — 3) и Семипа- •латшкжа (зосток — В). Для других месяце?» мы их не приводим. 160

Вторж ение арктического воздуха приводит к формирова­ нию антициклонального поля над территорией К азахстан а с последующим развитием процессов внутримассовой транс­ формации. В условиях малооблачной погоды зимнего анти­ циклона процесс радиационной трансформации выхолажива­ ния бывает выражен весьма резко, что вызывает достаточно быстрое понижение температуры воздуха в арктической мас­ се и преобразование ее в полярный сибирский воздух. И н­ тенсивность выхолаживания в большой степени зависит от местных географических особенностей. Н аи более значительное понижение температуры воздуха в период трансформации наблюдается в котловинах н доли­ нах. Здесь на процесс радиационного выхолаживания при­ земного слоя накладывается явление отекания охлажденного воздуха в понижениях рельефа. Поэтому не случайно, что самые низкие температуры воздуха на всей территории Ка­ захстана в холодное время года наблюдаются как раз в периоды описанной радиационной трансформации выхолажи­ вания арктической массы в полярный сибирский воздух, а наиболее низкие минимальные температуры, доходящие до 54—58° ниж е нуля, чаще отмечаются в местах с замкнутым рельефом. Н а юге Казахстана минимальные температуры доходят до — 30°. Так как продолжительность периодов радиационной трансформации выхолаживания бывает наиболее значитель­ ной © северо-восточных районах Казахстана благодаря боль­ шой устойчивости здесь антициклональных полей, становится понятным, почему именно эти районы в средних месячных величинах оказываются самыми холодными. В эти ж е дни радиационной трансформации выхолажива­ ния над всей территорией К азахстан а и особенно в условиях пересеченного рельефа получают широкое развитие призем­ ные инверсии. Радиационное происхождение этих инверсий в приземных слоях воздуха не вызывает сомнения. В более высоких с л о я х воздуха инверсии нередко усиливаются под влиянием адиабатического опускания и последующего сж а­ ти я— проц есса, часто наблюдаемого в антициклональных молях. Т аки м образом, необходимо считаться как бы с на­ слоением инверсий различного происхождения — радиацион­ ной инверсии и инверсии сжатия. О бщ ая повторяемость их в условиях предгорий весьма велика и достигает местами в от­ дельные зимние месяцы 95% дней. В процессе радиационной трансформации выхолаживания в условиях устойчивого антициклона происходит не только понижение температуры воздуха, но и образование радиаци­ онных туманов (поземные и вы сокие). И Казахстан 161

В общем для всей территории Казахстана отмечается падение числа дней с туманами в направлении с запада на восток, что связано с уменьшением повторяемости в том же направлении фронтальных процессов и адвекции влажных масс. В эти же периоды на территории Казахстана наблюдает­ ся возникновение и другого типично внутримассового явле­ ния — изморози. Изморозь, зависящая, так же как и радиа­ ционные туманы, от местных условий, дает, по исследо­ ваниям сотрудников Алмаатинской обсерватории, пеструю картину географического распространения. Возникая в перио­ ды радиационной трансформации выхолаживания, изморозь чаще всего наблюдается при слабых ветрах (от 0— 1 м/сек.) и сравнительно низких температурах (на юге при температу­ рах от —5° до — 10°, на некоторых станциях — Казалинск* Туркестан, Уральск — от — 10° до — 15° и в других районах от — 15° до —20°). Продолжительность изморози в большин­ стве случаев (60%) составляет от 6 до 18 часов. Процесс выхолаживания в приземных слоях внутри по­ лярного сибирского воздуха над территорией Казахстана обычно сменяется процессом другого порядка, который полу­ чает свое наилучшее развитие тогда, когда центр антицикло­ на смещается на восток. В этом случае вся территория К а­ захстана оказывается в западной окраине антициклона, где процессы оседания воздуха бывают выражены весьма интен­ сивно. Эго приводит к динамическому прогреванию ! поляр­ ного сибирского воздуха и, следовательно, к заметному по­ вышению температуры и понижению относительной влажно­ сти, т. е. к фёнообразному изменению погоды. • Этот процесс вначале получает свое развитие на более высоких уровнях, в горах, но потом постепенно распростра­ няет свое влияние и на равнины. Такое оседание особенно хорошо выражено вдоль северного склона Заилийского Ала- Т а у , где оно принимает ясно выраженный характер «волны отлива», т. е. достаточно интенсивного оседания вдоль скло­ на, формируя здесь типичный фёновый режим погоды.12 Этот процесс, сам по себе, обычно не вызывает сколько-нибудь зна­ чительных фёнов: такие фёны чаще всего наблюдаются в поле отрицательных температур, и их влияние не выходит за рамки некоторого потепления, ощущаемого жителями. Фёнообразное изменение погоды на юге, в предгорьях иногда усиливается под влиянием того, что «волна отлива» 1 Динамическое прогревание наблюдается при опускании воадушных слоев в антициклонах. 2 Уменьшение облачности, повышение температуры и уменьшение от­ носительной влажности. 162

б динамически прогревающемся полярном сибирском воз­ духе сменяется приносом массы полярного туранского или тропического воздуха.1 В последнем случае повышение температуры может ока­ заться столь большим, что отрицательная температура сме­ няется положительной. В такие периоды общий погодный облик ю ж ны х районов мало чем отличается от весеннего. Особенно ярко это проявляется днем, когда при ярком солнце всю ду бегут ручьи, все большие пространства осво­ бождаются от снега, земля делается мягкой и вязкой. Если адвекция тропического иранского воздуха бывает весьма интенсивной, то повышение температуры оказывается значи­ тельным. Именно благодаря процессам такого рода макси­ мальные температуры зимы на юге Казахстана доходят иногда до - И 5°, +20°. При дальнейшем распространении теплые массы поляр­ ного туранского или тропического иранского воздуха сильно выхолаживаются, перемещаясь пад поверхностью снежного покрова и в более высокие широты, и если достигают север­ ных районов Казахстана,— то приходят сюда менее теплыми, отчего максимальные температуры воздуха на севере К а за х ­ стана зимой (декабрь — февраль) не превышают 4-6°. Периоды теплой адвекции сравнительно кратковременны и сменяются вновь тыловым вторжением холодного воздуха, после чего процесс снова повторяется. В деталях он может отличаться прежде всего тем, что на фронтах будут взаимо­ действовать другие воздушные массы , гигротермические ха­ рактеристики которых оказываются промежуточными между характеристиками арктического и тропического воздуха. Теплое время года. В годовом ходе суммарной радиации можно наблюдать заметный рост ее уже в марте, особенно хорошо выраженный на юге Казахстана. Так как к этому времени южные районы Казахстана, как правило, бывают свободны от снежного покрова на равнинах, который может лишь удерживаться здесь в. отдельные дни свежих холодных вторжений, то эти районы имеют малую величину альбедо подстилающих поверхностей. Благодаря этому повышение температуры воздуха на юге Казахстана в марте обязано, в некоторой степени, росту суммарной радиации, т. с . влия­ нию внутримассоеого процесса прогревания. Однако для большей части территории Казахстана, где в это время еще удерживается снежный покров, повышение температуры воздуха объясняется главным образом все 1 Феновое измепеиие погоды при теплой адвекции, строго говоря, может и яе быть собственно фёном. 11* 4 6 3

учащающимися прорывами теплых воздушных масс, т. е. причинами циркуляционного характера. Все же по условиям циркуляционных процессов и по характеру режима климати­ ческих элементов март для большей части Казахстана во мно­ гом напоминает типично зимние месяцы. Повторяемость антициклональных полей в марте так же велика, как и зи­ мой, продолжительность существования их так же значи­ тельна и составляет 5— 10 дней. Дни с морозом даже в рай­ оне Алма-Ата достаточно часты, а минимальная температура в периоды холодных вторжений может понижаться здесь до -25°. Однако в апреле картина климатического режима сильно изменяется. Именно апрель по всему комплексу метеорологи­ ческих процессов может считаться переходным месяцем от холодного к теплому периоду. В апреле не только отме­ чается в еще большей степени, чем в марте, рост суммарной радиации, но меняется и характер циркуляционных процес­ сов. Замечается уменьшение повторяемости антициклональ­ ных полей в западной половине Казахстана, что объясняется меньшим распространением на запад отрога антициклона с центром над Алтаем. В восточной половине Казахстана по­ вторяемость антициклональных полей остается почти без изменений, составляя попрежнему около 70%. При этом, так как роль радиационного выхолаживания в формировании антициклона уменьшается, центр последнего чаще всего раз­ мещается над центральными районами Казахстана и реже над Алтаем. Из холодных вторжений наибольшую роль играют северо- западные, повторяемость которых, убывая в направлении преобладающего переноса, все же не падает ниже 20% даже на крайнем юго-востоке Казахстана. Холодные северные и западные вторжения редки; последние все же в 2—3 раза чаще первых. Западные вторжения, естественно, менее веро­ ятны на востоке Казахстана, где повторяемость их состав­ ляет всего лишь 2% . Структура циркуляции апреля (и мая) отличается от зимних месяцев еще и тем, что в это время наблюдается постоянное чередование сравнительно коротких периодов теплых и холодных вторжений с последующим раз­ витием антициклонального поля, продолжительность которого чаще всего бывает не более 5 дней и в редких случаях до­ стигает 10 дней. * В тесной связи с описанной структурой циркуляционных процессов находится и характер географического распреде­ ления повторяемости воздушных масс и фронтов над терри­ торией Казахстана в весенние месяцы. Соответствующие исследования отмечают в апреле резко выраженное умень- 164

шенис повторяемости масс арктического, полярного европей­ ского, полярн ого туранского, а т ак ж е тропического «воздуха в направлении их преобладающего движения. Так, повторяе­ мость арктического воздуха от 40% в северо-западных райо­ нах К а з а х с т а н а падает до 5% и менее на юго-востоке; по­ вторяемость тропических м асс от 20% на юге пониж ается до 10% у ж е на широте Кзыл-Орды и до 5% на широте метео­ станции Аральское море. В то время как юго-западные районы Казахстана находятся под большим влиянием тепло­ го полярного туранского воздуха (повторяемость 5 5 % ), се­ веро-восточные районы испытывают его воздействие лишь в редких случаях (повторяемость менее 10%). В северо-во­ сточных районах преобладающей воздушной массой является полярный сибирский воздух (повторяемость 70% ). Фронтальная деятельность наиболее сильно развита в западной половине Казахстана и чаще всего бывает пред­ ставлена холодными фронтами и фронтами окклюзий. 1 Бла­ годаря общ ем у повышению зап асов влаги в воздушных мас­ сах, а такж е в связи с тем, что уровень конденсации весной лежит сравнительно невысоко, фронты в это время года бывают выражены преимущественно облачностью и осадками. Развитие фронтальных процессов, выраженных облачно­ стью и осадкам и, в связи с характером действую щ их на фронтах воздушных масс, определяет и время максимума осадков. Именно благодаря тому, что в южных и юго-восточ­ ных районах Казахстана при холодных вторжениях часто наблюдается восходящее скольжение вдоль фронтальной по­ верхности теплых масс полярного туранского или тропиче­ ского и ран ского воздуха, м акси м ум осадков приходится на весенние месяцы. На юге максимум осадков падает на марты апрель, п а юго-востоке — на апрель и май. Значительная по­ вторяемость в эти месяцы года в южных и юго-восточных районах теплы х погод с осадкам и — весьма в аж н а я черта климата. Весной осадки чаще всего выпадают в виде дождя, особенно «в предгорьях, однако © отдельных случаях не исклю­ чается иногда и позднее выпадение снега. Так, в Алм а-Ата снегопад отмечался даже © конце мая. В весенние месяцы различие температурных характери­ стик разны х воздушных масс все ещ е значительно. В апреле и мае на юго-востоке Казахстана наиболее низкие темпера­ туры у земли и в свободной атмосфере наблюдаются в мас­ сах арктического и полярного сибирского воздуха, а наибо­ лее вы сокие— в массах тропического воздуха. Так, например, 1 Под окклюзией понимаются случаи смыкания теплого и холодного фронтов. 165

различие в температурах полярного сибирского и тропиче­ ского воздуха в пределах высот до 4 км составляет около 10-15° С. Таким образом, адвекция тропического воздуха в апреле приводит не только к значительному повышению темпера­ туры воздуха у земли, но и к образованию сильных оттепе­ лей в южных горных районах Казахстана, где на соответ­ ствующих высотах в это время года еще удерживается снег. Именно благодаря влиянию теплых масс полярного туран- ского и тропического воздуха в отдельные дни весенних ме­ сяцев температура воздуха на юге, на равнине, может под­ ниматься до 30—35°. Высокие температуры воздуха могут сопровождаться низкой относительной влажностью. Такие метеорологические комплексы приводят к формированию суховейно-засушливых и умеренно засушливых погод. Одна­ ко повторяемость этих погод, даже на равнинах юга Казах­ стана, в апреле невелика и, повидимому, не превышает 25—30%. Подавляющее же число случаев приходится на вполне благоприятные для развития растительности погоды: малооблачные незасушливые, погоды с облачностью в разное время суток (днем или ночью) и погоды дождливые. Если дождливые погоды формируются преимущественно в результате фронтальных процессов, то погоды с дневной облачностью чаще обязаны своим происхождением внутри- массовым процессам. Дело в том, что в апреле и особенно в мае воздушные массы в нижних слоях в результате сильного дневного прогревания часто приобретают неустойчивое со­ стояние. Разрешение неустойчивого состояния воздушных масс и приводит к образованию днем облачных погод без осадков, а также с осадками, которые нередко сопровож­ даются грозами.1 Благодаря всему этому в весенние месяцы даже полу­ пустынные районы Казахстана имеют яркий и богатый растительный покров, питающийся также почвенной -влагой, сохранившейся с зимы. Значительно более опасными, нежели вероятность образо­ вания засушливых погод, даже для южных и юго-восточных предгорных районов Казахстана являются случаи резких по­ нижений температуры в связи с вторжениями арктического воздуха. Понижение температуры на юго-востоке может до­ ходить в такие периоды до — 10° в апреле и до —7° в мае. Они опасны тем, что могут происходить тогда, когда разви- 1 Грозы в северных районах начинаются с апреля: но здесь они в это время редки (менее 4 дней в месяц) и имеют чаще всего фронтальный характер. На юге же прозы фронтального характера мог>т быть к зимой. 166

вающаяся растительность необычайно болезненно реагирует на понижения температуры воздуха. Продолжительность по­ холодания такого рода бывает незначительной, но это не уменьшает его опасного влияния. Мы приводим величины средних месячных температур воздуха лиш ь для северной и южной границ, так как в теп­ лое полугодие различие температурного режима меж ду за­ падными и восточными районами Казахстана сравнительно мало (табл. 5 ). Таблица 5 Средние месячные температуры 1 Район IV V V I VII VIII IX X У северной границы . . 0 12 17 20 17 10 1 .0 У ю ж н о й г р а н и ц ы . . . 15 22 26 28 26 20 14 1 При дальнейшем переходе от весенних к летним месяцам суммарная радиация приближается к своему годовому макси­ муму, вызывая весьма сильное прогревание подстилающей поверхности и связанное с этим повышение температуры воз­ духа нижних слоев тропосферы. Т а к как при этом различие в сумм ах солнечного тепла м еж ду северными и южными районами уменьшается, становится меньшим и различие гигротермических характеристик различных типов воздушных масс. Вместе с тем изменяются и условия циркуляции. По сравнению с зимой и весной в летние месяцы резко уменьшается повторяемость дней с антициклональными поля­ ми. Повторяемость таких дней сравнительно невелика в за­ падных частях Казахстана, где она в июле составляет всего лишь около 30% . В Восточном Казахстане повторяемость дней с антициклональным полем значительно больше и в от­ дельные месяцы достигает 60% . Д р угая часть всех дней при­ ходится на дни с циклоническими возмущениями, в тылу ко­ торых осуществляются холодные вторжения. Наибольшую повторяемость среди таких вторжений имеют северо-западные, менее часты северные вторжения и сравнительно редки запад­ ные. Эти холодные вторжения осуществляются главным об­ разом в виде частых, но сравнительно кратковременных вхож ­ дений, продолжительностью обычно не более 5 суток. Они при­ водят к образованию над Казахстаном ядра повышенного давления, которое затем быстро ослабляется благодаря 167

энергичному дневному прогреванию. Существование антици- клонального поля лишь в редких сл учаях бывает значитель­ ным по своей продолжительности. Ч ащ е всего его продолжи­ тельность составляет не более 1—2 суток и лишь в исключи­ тельных случаях достигает 10— 12 суток. В теплое время года изменяется такж е и характер геогра­ фического распределения повторяемости воздушных масс и фронтов. В этот период повторяемость холодных арктических масс воздуха достаточно значительна лишь в северо-западной части Казахстана (около 40%). В восточной и юго-восточной частях она мала (около 10% и менее 5% — в июле). На тер­ ритории Южного и Восточного Казахстана на формирование местных погод большее влияние оказывают в это время года теплые полярные и тропические туранская и иранская массы воздуха (повторяемость 50—60%). Повторяемость же относи­ тельно холодного полярного европейского воздуха на терри­ тории Казахстана не превышает 40% на севере и 30% на юге. Повторяемость арктических фронтов падает до единичных слу­ чаев уже на широтах несколько южнее 45°. Таким образом, деятельность арктических фронтов южнее 45° с. ш. не может рассматриваться как существенный климатообразующий фак­ тор. На этих широтах летом арктические вторжения чаще всего протекают в сильно трансформированном состоянии и, естественно, во многих случаях не приводят к резким скачко­ образным изменениям в погодах. Повторяемость же поляр­ ных фронтов в пределах всей территории Казахстана доста­ точно велика. Д а ж е на крайнем севере Казахстана она в отдельных районах составляет в июле более пяти случаев. Несмотря на то, что повторяемость циклонических возму­ щений летом весьма велика и, следовательно, весьма часто наблюдается смена антициклональных условий погоды цикло­ ническими, мы не встречаем при этом резких изменений в ха­ рактере погоды, особенно в равнинных частях Казахстана. Благодаря этому создается впечатление о преобладании в равнинных районах Казахстана в течение всего лета хорошей, как бы антициклональной погоды. Это ложное впечатление возникает прежде всего потому, что температурный контраст между различными воздушными массами летом значительно меньше, чем зимой. Поэтому смена воздушных масс в дни циклонических возмущений не приводит к резким изменениям температуры воздуха, что обычно наблюдается зимой. Кроме того, развивающиеся в летние дни токи тепловой конвекции, усиливающиеся иногда также процессами фронтального скольжения в дни циклонических возмущений, обычно не до­ стигают, особенно в южных районах, уровня, на котором про­ исходит конденсация водяного пара и образование облаков. 168

Поэтому над равнинами Казахстана летом так часта ясная погода или погода с незначительной облачностью, которая обычна в южных районах даж е в условиях низкого давления, вызванного интенсивным прогреванием нижних слоев воздуха. О тсю да становится понятным, что в связи с более низким положением уровня конденсации на севере Казахстана мы при переходе из южных в более северные районы наблюдаем смешение максимума осадков в годовом ходе на летние ме­ сяцы. Эти осадки преимущественно выпадают на фронтах и иногда сопровождаются грозовой деятельностью, которая в сочетании с грозами внутримассового характера летом более часта по сравнению с другими периодами года. Н а большей части территории Казахстана максимум грозовой деятельно­ сти приходится на июль: от 4 до 7 дней с грозами на севере до 10 дней в предгорьях юго-востока, где, вообще говоря, гро­ зы имеют наибольшую повторяемость. Тем ж е обстоятельством (повышением уровня конденсации по мере передвижения на юг) объясняется и характер геогра­ фического распределения осадков над равнинными районами Казахстана в теплое время года. Т ак как фронты лучше всего выражены облачностью и осадками на севере, то как раз здесь и отмечается наибольшее количество осадков (до 250 мм с апреля по октябрь). На широтах Аральского моря — Балхаша осадков в то ж е время выпадает всего лишь от 30 до 75 мм. Небольшое количество осадков над полупустынными и пустынными районами Казахстана объясняется также и уси­ ленным тепловым воздействием подстилающих поверхностей на нижние слои воздуха. Дневные температуры воздуха здесь бывают столь высоки и относительная влажность так низка, что в этих районах нередко можно наблюдать так называе­ мый «сухой дождь». Сущность этого явления состоит в том, что на некоторой высоте наблюдается выпадение полос дож­ дя из облака, но осадки не достигают поверхности земли вследствие полного испарения капель на пути их падения в жарком и сухом воздухе. Хотя такие сухие дожди и не дают осадков у земли, но значение их для растительного мира можно все ж е считать благоприятным, так как они заметно увеличивают влажность в нижних приземных слоях тропосфе­ ры, отчего растительность чувствует себя заметно лучше по сравнению с периодами отсутствия осадков вообще. А такие периоды, когда в полупустынных и пустынных районах К азах­ стана формируются суховейно-засушливые и умеренно засуш ­ ливые погоды, летом достаточно часты. Укажем, что д аж е в районе Кзыл-Орды, где широко распространены поливные участки рисовых полей, засушливые погоды в июле состав­ ляют 90% . Устойчивость засушливых периодов в Казахстане, 169

в его центральных и южных районах, нарушается лишь про­ хождением фронтов, выраженных и облачностью и осадками. В этом случае после погод с осадками обычно на протяжении нескольких дней удерживается незасушливая погода. Фронты ж е, не выраженные осадками, часто не нарушают засушли­ вых периодов, а иногда даже обостряют суховейно-засушли­ вые погоды вследствие повышенных скоростей ветра во фрон­ тальной зоне. В предгорьях и горах, в связи с тем что уровень конвек­ ции бывает здесь значительно более приподнятым и лежащим выше уровня конденсации по сравнению с равнинами, коли­ чество осадков заметно увеличивается. Так, на севере (на Алтае) с апреля по октябрь выпадает около 700—800 мм, на юге, в Западном Тянь-Шане, несколько меньше (до 400— 500 мм) и меньше всего в горах, расположенных на средних широтах (до 400 мм). В периоды размытых барических полей, когда барические градиенты бывают незначительными, в горных районах Казах­ стана в теплое полугодие получает развитие бризовая цирку­ ляция в виде правильной смены горно-долинных ветров. Гор­ ный ветер, дующий из верховьев долины к низовьям, обыч­ но начинается около 18 часов и продолжается в течение всей ночи. Утром, примерно через час после восхода солнца, на­ ступает период затишья, длящийся около одного часа, после чего начинает дуть долинный ветер. Долинный ветер как по своей повторяемости, так и по скорости бывает выражен ме­ нее отчетливо, чем горный. Направление горно-долинных вет­ ров зависит в основном от -.чисто местных особенностей рельефа. Горно-долинные ветры как элементы местной погоды играют весьма существенную роль. Горные ветры приносят в районе вхождения заметное понижение температуры и увели­ чение относительной влажности воздуха. Развитие их необы­ чайно улучшает самочувствие людей (живущих в зонах влия­ ния горного ветра) после изнурительной дневной жары. Ско­ рость горного ветра колеблется обычно в пределах 1—8 м/сек. С этими же периодами размытых барических полей и кратковременно существующих динамических максимумов давления связано формирование летом наиболее высоких дневных температур. Абсолютные максимумы температуры воздуха в Казахстане в летние месяцы весьма высоки. В се­ верных районах они несколько превосходят 40°, а в пустыне Бетпак-Дала и во многих пунктах Кзьиг-Ординской и Южно- Казахстанской областей достигают 46°. В горах летом, благодаря падению температуры воздуха с высотой, значительно прохладнее, чем на равнинах, что бы- 170

вает очень хорошо выражено в течение всего теплого полуго­ дия. В это время на каждые 100 м высоты температура пони­ жается на 0 .6 —0.8°. Однако надо отметить, что на юге К азахстана, несмотря на столь резкое падение температуры воздуха с высотой, нулевая изотерма в июне — августе в сред­ нем располож ена все же на высоте около 4 км. Такое высокое положение ее указывает на весьма большую прогретость ниж'- них тропосферных слоев. Засуш ливы е погоды в горах, пови- димому, исчезают на высоте около 1.5 км, а умеренно засуш­ ливые обычно не наблюдаются у ж выше 2.5 км. Преобладаю ­ щими типами погоды в горных районах на этих высотах являются малооблачная незасушливая погода и погода с дневной облачностью. Б отдельные дни циклонических возмущений погода на территории Казахстана может летом сильно меняться. Так, иногда при прохождении холодного фронта могут наблюдать­ ся грозы, сопровождаемые весьма сильными ливнями, дающи­ ми в отдельных случаях до 100 мм осадков за сутки. Ливни в горах приводят к интенсивному таянию снега, образованию грязе-каменных потоков, переполнению горных рек и ручьев. Все это мож ет повести к разрушению автогужевых дорог и к размыву железнодорожного полотна в долинах. Если же циклонические возмущения не выражены фронтальной систе­ мой облаков и осадков, то усиление ветра может вызвать в равнинных районах Казахстана пыльные бури, сильно ухуд­ шающие условия видимости. Во вторую половину теплого полугодия, начиная с конца июля, температура воздуха на территории Казахстана посте­ пенно понижается. В связи с этим уменьшается и повторяе­ мость погод с суховеем и умеренно засушливых погод; пер­ вые на юге Казахстана практически исчезают к концу авгу­ ста, вторые удерживаются в небольшом числе до октября. В сентябре и октябре в южных районах Казахстана преиму­ щественно стоит малооблачная незасушливая погода, в эти же месяцы отмечается некоторое увеличение дождливых погод. Туманы в летнее полугодие на территории Казахстана бы­ вают редко. О С Н О В Н Ы Е ЧЕРТЫ КЛИМАТА В ПОГОДАХ НЕКОТОРЫ Х ЧАСТЕЙ КАЗАХСТАНА Описанные различия климатического процесса, протекающе­ го над различными районами Казахстана в холодную и теп­ лую половину года, обусловливают определенную закономер­ ность распределения климатических районов в пределах этой 171

территории, о чем подробнее будет сказано ниже. Здесь же пока отметим, что на подавляющей части территории распро­ странены «климаты степей и пустынь бореального типа», т. е. отличающиеся холодной зимой (средняя месячная темпера­ тура самого холодного месяца ниже — 3°) и жарким летом. Только в восточной половине Казахстана встречаются неболь­ шие районы «борсальных климатов лесов», приуроченные к горным районам Алтая и других горных систем юго-востока Казахстана. В горах же встречаются и другие типы холод­ ных климатов, связанные с высотой. Для иллюстрации различий структуры климата в погодах некоторых из основных климатических зон мы приводим не­ сколько фигур, выполненных методами комплексной климато­ логии (фиг. 13, 14, 15). На этих фигурах структура климата выражена повторяе­ мостью (в процентах) различных классов погод. Повторяе­ мость какого-либо класса погоды обозначена шириной поло­ сы, соответствующей принятой легенде. Состав классов погод, в смысле образующих их метеорологических комплексов, во­ обще говоря, точно определен, но здесь мы ограничимся лишь указанием их важнейших характеристик. Все возможные погоды разделяются на четыре группы: теплые засушливые погоды; теплые незасушливые погоды; погоды с оттепелью; морозные погоды. Теплые засушливые погоды в свою очередь делятся на суховейно-засушливые и умеренно засушливые. И те и дру­ гие являются малооблачными без осадков погодами, с очень высокими среднесуточными температурами и низкими средне­ суточными величинами относительной влажности воздуха. Так, суховейно-засушливые погоды характеризуются средне­ суточными температурами выше 22.5° и среднесуточной вели­ чиной относительной влажности ниже 60%. Умеренно засуш­ ливые погоды отличаются от первых несколько более низки­ ми температурами (от 12.5° до 22.5°). Суховейжу-засушливые погоды и умеренно засушливые могут быть как с ветром, так и без ветра. Теплые незасушливые погоды разделяются на: малооблач­ ные; облачные днем (с осадками и без осадков); облачные ночью (с осадками и без осадков); облачные без осадков и дождливые. Все эти погоды имеют среднесуточную темпера*- туру выше 0°, а сочетания температуры и относительной влажности воздуха могут быть весьма разнообразными, ис­ ключая лишь комплексы, типичные для засушливых погод. Погоды первых двух групп — теплые засушливые и теп­ лые незасушливые, собственно говоря, являются погодами 172

теплого времени года. Среди погод с оттепелью различают погоды с радиационной оттепелью 1* и облачные погоды с переходом температуры через 0°. Последште условно можно тШ ' QEE' ЩШ'з У с л о и м ы е о б о з н а ч е н и я к фиг. j.% 1 4 . 1б: 1 — с у х о в е й н о - з а с у ш л и в ы е ; Гу П * —* 2—у м е р е н н о з а с у ш л и в ы е ; 3 —м а л о о б л а ч ­ H ]J S 3' я* ны е; 4 — облачные днем, б ез осадков; 5 — облачны е дней, с осадкам и; 6 — об­ л а ч н ы е н о ч ь ю , б е з о с а д к о й ; / —■ о б л а ч ­ ные ночью , с осадками; 5 — облачны е, сб е з о с а д к о в ; 9 - д о ж д л и в ы е ; 7 0 — о б л а ч ­ н ы е, переходом через 0: /7 — р а д и а ц и о н ­ н ая о тте п е л ь (и ли с м ор о зо м ночью ); J2 — с л а б о м орозны е: 73—у м ерен н о м о р о зн ы е, б е з в е т р а ; 14 - у м е р е н н о - 4 м о р о з н ы е , с в е т р о м ; 75 — значительно м о р о зн ы е , без н етр а; 1 6 -значите«ьно м о розн ы е, с в е т - ром ; 77 - сильно м орозны е, б е з ветр а; 75—разделы по тем пературе (ч ер ез 10°). Ф и г. 13. Структура климата в погодах Уральска (1898— 1917). 1 Радиационная оттепель — оттепель, обусловленная солнечным ‘ еп лом. 173

назвать погодами с адвективной оттепелью. Погоды с отте­ пелью чаще всего наблюдаются в переходное время года —■ весной и осенью, но могут наблюдаться зимой, особенно в южных районах. Собственно зимние классы погод различают­ ся по степени морозности: слабо морозные (со среднесуточной температурой воздуха от 0° до —2 .5 °); умеренно морозные Чо / Л т .V 7 £7 Ш Ш IX X ХП ХЛ + Ф иг. 14. Структура климата в погодах Семи алагинска (1932—1941). (от — 2.5° д о — 12.5°); значительно морозные (от — 12.5° до —22.5°); сильно морозные (от —22.5° до — 32.5°) и жестоко морозные погоды (от — 32.5° и ниже). Все эти погоды (за ис­ ключением слабо морозных погод) разделяются на погоды с ветром и погоды без ветра. В нижней части фиг. 13, 14, 15, изображающих структуру климата в погодах, мы приводим диаграмму годового хода осадков и кривые годового хода средних месячных и крайних температур воздуха. Д л я степных климатов Казахстана мы ограничиваемся данными по Уральску (51° 12' с. ш.; 5Г22' в. д.; 38 м над 174

уровнем ок еан а), которые долж ны характеризовать условия в западной части этой климатической зоны (фиг. 13), и дан­ ными по Семипалатинску для ее восточной части (50°24' с. ш.; 80°13' в. д .; 208 м над уровнем океана — фиг. 1 4 ) .1 Д л я характеристики структуры климата в погодах пустын­ ных районов Приаралья приводятся данные по Кзыл-Орде (44°5Г с . ш . ; 65с27' в . д . ; 115 м над уровнем океана — фиг. 15). Обратимся к рассмотрению структуры климата в погодах так, как она отражена на приводимых фигурах. У каж ем кратко, что для степных и пустынных климатов характерна весьма большая повторяемость суховейно-засуш­ ливых и умеренно засушливых погод летом. В этом отно­ шении структура климата в погодах как Уральска, так 1 На фиг. 13 и 14 облачные днем, а также облачные ночью погоды пе подразделены на погоды с осадками и без осадков. 173

Семипалатинска и Кзыд-Орды может считаться довольно типичной. Особенно велика повторяемость таких погод в Кзыл-Орде. Все суховейно-засушливые погоды (включающие и случаи собственно с суховеем) в июне имеют здесь повто­ ряемость, близкую к 70%, а общая повторяемость всех засуш­ ливых погод в июле и августе достигает 90%. Холодная зима этих районов выражена не только существенной повто­ ряемостью значительно морозных погод, но и некоторым числом случаев сильно морозных погод. Ещ е более суровые условия зимы мы находим на северо-востоке Казахстана, где сильно морозные погоди уже нередкое явление и даже наблюдаются, правда не часто, жестоко морозные погоды. Отмеченная для степных и полупустынных районов Казахстана большая повторяемость умеренно-засушливых и даже суховейно-засушливых погод создает при их устойчи­ вости в течение длительного периода опасное явление засухи. В борьбе с засухой, наряду с различными мероприятиями агротехнического характера, необходимы мероприятия, на­ правленные на улучшение условий климата. Они будут про­ водиться в плане грандиозных работ по преобразованию при­ роды, уже осуществляемых нашей социалистической Родиной.

IV . РЕКИ И ОЗЕРА Обширные размеры страны, наличие горных массивов и равнинных просторов создают большое разнообразие в усло­ виях образования стока в Казахстане. В горах Казахстана реки обеспечены водой круглый год при сравнительно малых площ адях их бассейнов. С ток гор­ ных районов является довольно равномерным, особенно в многолетнем ходе; за счет горного стока существуют и неко^ торые реки равнинных районов. Совершенно иное положение наблюдается на равнинах. Весной влага зимних запасов снегов здесь быстро расходует­ ся, вскоре наступают высокие летние температуры, и начи­ нает резко сказываться недостаток влаги. Уже к концу первой половины лета многие реки местного стока пересыхают. Не­ которые реки, берущие начало в горах, по выходе на равни­ ну теряют свои воды на пополнение грунтовых вод поймы, на ирригационные потери и на непосредственное испарение. Та­ ким образом, равнинный К азахстан лишь в течение короткой весны облад ает стоком, большую ж е часть года здесь преоб­ ладает расход влаги на испарение. Вследствие этого сток на равнине приобретает весьма неравномерный характер как во внутригодовом, так и в многолетнем ходе. Равнинные реки местного питания обычно столь маловод­ ны, что д а ж е при весеннем половодье не выносят свои воды за пределы рассматриваемой нами территории и во многих случаях заканчивают свое течение в постоянных или времен­ ных озерах. П о мере продвижения на север число озер резко возрастает, и для гидрологии северной половины К а з а х -. стана наличие преимущественно постоянных озер представ­ ляет характерную черту. Наряду с многочисленными сравнительно малыми озерны­ ми водоемами в пределах К азахстан а расположено большое 12 К азахстан 177.

оз. Балхаш. Кроме того, территория Казахстана на значитель­ ном протяжении граничит с Каспийским и Аральским морями, основные черты гидрологии которых в очень большой мере определяются процессами, протекающими на значительных площадях их бассейнов, расположенных главным образом вне Казахстана. РЕКИ ГОРНОГО КАЗАХСТАНА В районах Юго-восточного и Восточного Казахстана, заня­ тых хребтами Алтая и Тянь-Шаня, расположены истоки рек различных бассейнов. Речки, берущие начало на западных склонах хребтов Кара-Тау и Таласского Ала-Тау, объединяются р. Арысь, правым притоком Сыр-Дарьи. Во впадине, расположенной между хребтом Кара-Тау и Чу-Илийскими горами, текут реки Талас и Чу, теряющиеся в песках пустыни Муюн-Кум. К во­ стоку от Чу-Илийских гор расположен бассейн р. Или, основ­ ные притоки которой в пределах Казахской СС Р стекают с гор Заилийского А ла-Тау и хребта Кетмень. Хребет Джунгар­ ский Ала-Тау дает начало горным рекам Каратал, Ак-Су и Лспса; все они впадают непосредственно в оз. Балхаш. Рас­ положенная севернее Алакульская впадина собирает воды с северных склонов Джунгарского Ала-Тау и с южных склонов Тарбагатая; воды эти питают бессточные озера Сасык-Куль, Уялы и Ала-Куль. И , наконец, впадина оз. Зайсан, заключен­ ная между Тарбагатаем на юге и отрогами Алтая (Калбин- ским и Нарымским хребтами) на севере, отдает свои годы мощной водной артерии — р. Иртышу. Наиболее крупными реками горного Казахстана являются: Или, Чу, Талас, Арысь, Каратал, Лепса. Свое основное на­ звание многие из них получают после слияния множества горных потоков. Так, р. Или образуется еще за пределами С С С Р из рек Кунгес и Текес, которые в свою очередь объеди­ няют большое количество рек. За начало р. Чу считают место слияния рек Кочкур и Джуванарык, которые соответственно возникли от соединения рек Кара-Гуджир с Тюлкжом и Суека с Караколом. Река Ч у имеет густо развитую сеть притоков после выхода из Буамского ущелья (составляемую главным образом речками, стекающими с северного склона Киргиз­ ского хребта). Большое количество горных ручьев и речек, стекающих с хребтов, свидетельствует об обилии источников питания. Действительно, зона, к которой приурочена эта густая гидро­ графическая сеть, характеризуется значительным количеством 178

осадков, а в некоторых бассейнах и запасами вечных льдов и снегов. П о вы ходе из гор реки постепенно приобретают характер равнинных, условия питания их ухудшаются. Потоки, текущие с предгорий в направлении к основной реке, маловодны и большую часть года теряются в грунтах, не дотекая до рус­ ла. С а м и реки, как уже отмечено, заканчиваются в бессточ­ ных о з е р а х или теряются в песках. Исключение составляет Иртыш, выносящий свои воды за пределы Казахской С С Р . Климатические факторы стока Наиболее важными элементами климата, влияющими на жизнь рек, являются температура воздуха, осадки и испарение. Температура воздуха. В горных условиях температуры распределяются соответственно вертикальной зональности, по­ этому на различных высотах продолжительность сезонов го­ да различна. Т ак, например, зи м а, т. е. период с отрицатель­ ными среднесуточными температурами воздуха, продолжается в г. А л м а -А т а , на склонах Заилийского Ала-Тау на высоте 848 м, 3 м есяц а, в бассейне р. М ал ой Алматинки, на высоте 1950 м ,— 5 месяцев, а в урочище Мын-Джилки, на высоте 3100 м,— 7 месяцев. Весна, т. е. переход к температурам вы­ ше 0°, начинается в этих пунктах соответственно в марте, апреле и мае. Так же различны продолжительность летнего сезона и время наступления осени и зимы. С температурой воздуха связаны наиболее характерные моменты в жизни реки: условия питания (зимой реки питают­ ся только грунтовыми водами), время наступления половодья и т. п. Б лагодаря тому, что в го р ах переход температуры че­ рез 0° происходит на различных высотах в разное время, талые воды поступаю т в реку не со всего бассейна одновременно, а постепенно: сначала с ниже расположенных территорий, за­ тем с высокогорных. Температура воздуха оказывает большое влияние на про­ цесс испарения с поверхности бассейна, что в свою очередь влияет на величину стока. О садки. Количество выпадающих за год осадков в разных пунктах горного Казахстана изменяется в пределах от 191 До 854 мм. Н аибольш ее количество осадков выпадает в горных районах, расположенных на высоте от 1500 до 2500 м. Изучение сезонного распределения осадков показывает, что в высокогорных районах летом (июнь, июль, август) 12* 179

выпадает до 38% от годового количества. Поэтому макси­ мальную водность высокогорных рек следует отнести главным образом за счет таяния сезонных снегов и выпадения дождей; таяние льдов в истоках рек имеет меньшее значение. Это подтверждается и исследованиями Дежорджио, кото­ рый установил» что в бассейнах рек Средней Азии (Вахт, Пяндж, Сох и И сф ара), расположенных на больших высотах, несмотря на колоссальное оледенение в их верховьях, ледни­ ковое питание играет сравнительно небольшую роль. Наибольшей сухостью в горных районах отличается осень, т. е. сентябрь и октябрь. Значительное количество (20—30%) осадков выпадает зимой в виде снега. Наиболее обильна осад­ ками весна, главным образом май, что способствует увеличе­ нию половодья. Испарение. Среднее многолетнее испарение с поверхности бассейна подсчитываема обычно как разность между осадка­ ми и стоком. Однако ввиду недостаточности наблюдений над осадками в высокогорных районах не представляется возмож­ ным дать количественную характеристику испарения. Имею­ щиеся материалы по стоку и осадкам в бассейне р. Малой Алматинки указывают на то, что испарение с поверхности бас­ сейна горной реки очень незначительно. Этому способствует, в частности, крутизна склонов, вследствие чего выпавшие осад­ ки стекают быстро, gie успев испарить то количество влаги, которое могло бы быть испарено при данных климатических условиях. Наблюдения над испарением с поверхности горных озер проводились только в летние месяцы. Н а оз. Марка-Куль (абсолютная высота 1487 м) в 1912 г. за период с июня по сентябрь (4 месяца) испарилось 349 мм, на Большом Иосык- ском озере (1778 м) в 1917 г. за эти же месяцы 332 мм. Малая величина испарения объясняется низкими температура­ ми воды горных озер, в которые стекают ледниковые речки. Наоборот, на равнинах наблюдается очень высокое испа­ рение; влага, испарившаяся на равнинах, усиленно конденси­ руется в горных областях, вызывая повышенное выпадение осадков в горах в дополнение к влаге, приносимой воздушны­ ми массами из других областей. Гидрология рек Истоки главных рек горного района — Или, Чу, Талас, Арысь, Лепса, Каратал, Иртыш и их многочисленных при­ токов расположены на разных абсолютных высотах — от 4000 до 1300 м. В первом приближении здесь можно выделить два 180

типа рек: 1) с истоками выше снеговой линии и 2) начинаю­ щихся н и ж е снеговой линии. Роки первого типа имеют смешанное питание: от выпа­ дающих осадков, таяния снежников и ледников, а также грунтовыми водами. П реобладаю щ ую роль в питании этих рек играю т осадки. Зимние осадки, покрывающие поверхность бассейна довольно мощным слоем , создают обильное и про­ должительное половодье (длящ ееся с мая по сентябрь). Лет­ ние о са д к и , выпадающие иногда в виде интенсивных ливне­ вых д ож д ей , способствуют усиленному таянию снежников и ледников и создают отдельные паводки на фоне половодья. Р ек и второго типа питаются осадками и грунтовыми во­ дами. Вследствие того, что их бассейны расположены ниже, в зоне с меньшим количеством осадков, эти реки менее во­ доносны (см . табл. 1 и 2 ) . К ром е того, они приурочены к зоне с наиболее развитой растительностью (хвойные леса), где увеличивается расход влаги на транспирацию и испарение. Примером рек первого типа являются р. Или с ее прито­ ками Чилик, Талгар, М алая и Большая Алматинка, Каске- лен, берущ ими начало на ледниках Заилийского А ла-Тау, реки Б а ск а н и А к-Су, стекающие с высоких хребтов Д ж у н ­ гарского А л а-Т ау со значительным современным оледенением. К рекам второго типа следует отнести Ч у, Ч ар ы н , Арысь с притоками (Бадам, Боролдай, Джебаглы-Су!), Каратал, Лепса, Тентек, Иртыш с притоками (Бухтарма, Ульба и др.). Некоторые реки из числа отнесенных ко второму типу име­ ют в своих верховьях небольшое оледенение, например р. Л е п са , однако на водность реки и ее режим это оказы­ вает м ало влияния, так как больш ая часть бассейна располо­ жена в равнинной части. П оэтом у режим этих рек подходит ближе к рекам второго типа. Деление рек на указанные два тина позволяет, если из­ вестны высота истока реки, характер оледенения в ее вер­ ховьях и основные климатические данные, иметь предвари­ тельное суж дение о режиме лю бой реки. Режим реки в течение года. Реж им рек первого типа, бе­ рущих н ачал о с высот Заилийского и Джунгарского А ла-Т ау выше снеговой линии, характеризуется следующими особен­ ностями. В зимние месяцы, когда реки хотя и не скованы льдом, но питаются только грунтовыми водами, выклиниваю­ щимися вдоль русла реки, объем их стока вполне устойчив (табл. 1 и фиг. 16). С наступлением таяния снегов и обиль­ ных весенних дождей начинают подниматься уровни и уве­ личиваются расходы воды в реках. Наибольших величин они 181

Среднемесячные многолетние расходы водь Наяилнне реки и пункта Клоелтнч. I п нлеанбилДю- М. Алматннка — ущелье „Во­ 5 2.6 2 .3 рота*1 ................................... М. Алматннка— дом отдыха им. 10-летия Октября . . . 10 4.2 4.0 М. Алматннка — г. Алма-Ата . 15 4.6 4.4 Б. Алматннка ниже первого водопада 14 3.7 3.0 Б. Алматннка при выходе из ущелья . . . 14 4.3 4 . 0 р. Каскелен — ст. Каскелен . 15 4.0 3 . 8 р. Чндик - ст. Малыбай . . . 13 3.3 3 . 1 р. Талгар — ст. Талгар . . . . 12 3. 4 3.1 р. Или — ст. Илийская . . . . 12 3. 6 3.8 р. Ак-Су — ст. Абакумовская 10 3.2 3.3 р. Баскан — колх. „Энергия*4 9 3.0 3.2

Таблица 1 I высокогорных рек К азахстана (в % от годового стока) III IV V VI VII VIII IX X XI XII 2.0 2.4 4.9 13.0 22.4 25.5 12.4 5.4 4.0 3.1 3.8 4.4 9.1 13.2 16.5 17.0 10.5 7 .2 5.7 4.4 4.4 6.0 11.3 13.2 15.0 14.6 9.2 6.6 5.7 5.0 2.7 2.9 6.1 13.3 19.5 19.6 12.0 7.2 5.5 4.5 3.9 4.6 8.9 14.3 16.0 15.9 10.1 7.2 5.8 5.0 3.7 4.4 8.4 14.5 18.2 16.9 9.5 6.6 5.4 4.6 3.0 3.5 7.3 14.0 (19.9) 20.0 10.9 6.5 4.7 3.8 2.9 3.2 7.2 13.7 19.0 20.5 1 1 .8 6.5 4.8 3.9 5.3 6 .2 9.3 13.9 16.2 16.2 9.3 6.1 5.4 4.7 4.2 6.2 12.2 16.5 18.7 15.1 7.5 5.1 4.4 3.6 3.4 5.0 10.0 16.0 19.0 18.0 9.3 5.5 4.4 3.2 t

реднемесячные многолетние расходы в ______________ _________ • (в % от Название реки н пункта Клоелтич. I II ш наблю­ дений Лжебаглы-Су—ст. Новонико- 7 3.1 3.2 4 лаевка . 6 5.2 4.6 5 Ким-Асар •— дом отдыха им. 12 4.0 4.3 5 Ю-летия Октября 14 2.3 2.2 2 22 4.7 4.9 7 Чарын - ст. Сары-Тога# . . . 13 2.2 2.3 3 Каратал — ст. Каратальская . 8 2.9 2.9 6 Каратал — ст. Уш-Тобе . . . 9 2. 0 2. 2 2 Лспса — ст. Ново-Антоновка . Лепса — совхоз „Лелса\" . . . • • Тснтек — ст. Ач-Арал . . . .

Таблица 2 воды рек, берущих начало Ниже снеговой линии годового стока) ш IV V VI VII VIII IX X XI XII . 4.9 8.6 14.8 19.6 16.5 10.9 6.6 4.5 3.9 3.4 5.3 8.7 19.0 15.7 11.5 7.0 5.9 5.8 5.8 5.6 5.5 10.8 17.5 15.0 10.8 8.3 7.2 6.8 5.3 4.5 2.8 7.0 17.3 21.0 18.3 13.5 6.0 3.9 3.3 2.4 7.7 9.4 12.2 16.2 12.6 9.6 6.2 5.8 5.6 5.1 3.9 9.2 20.3 21.0 13.6 11.3 6.0 4.3 3.3 2.6 6.0 17.4 20.0 14.7 8.6 8.7 5.9 5.2 4.5 3.2 2. 8 10.0 21.4 20.6 14.6 10.6 5.7 4.1 3.3 2.7

достигают в июле или августе. Затем начинается сниже­ ние водности. Особенно характерное распределение стока в году наблюдается на реках Чилик и Талгар, которые по ре­ жиму стока могут считаться типичными высокогорными ре- Рис. 16. Схематическое распределение среднемесячных расходов воды высокогорных рек Казахстана (многолетние). 1 —р . Ч и л и к , с т . М а л м б а й ; 2 —р . А к - С у , с т . Д б а к у м о в с к а я ; 3 — р . Т а л г а р , сг. Т алгар; 4 — р. М. Алматинка, г . А лм а-А та. нами. Таким образом, для высокогорных рек характерны ус­ тойчивые зимние расходы и длительные периоды половодья с отдельными дождевыми паводками. Реки второго типа, берущие начало ниже снеговой линии, представлены р. Арысь с притоками, начинающимися на не­ высоком хребте Кара-Тау (высшая точка его 2170 м над уровнем океана), и реками, стекающими с хребта Тарбага- тай, также не имеющего оледенения.' Н а фиг. 17 показано распределение среднемесячных расходов, воды на реках этого типа. Весна здесь наступает раньше (март — апрель), чем в бассейнах высокогорных рек, и максимальный сток проходит в мае — июне. Вторичного подъема воды, в противополож­ ность высокогорным рекам, в июле — августе не наблюдается. Зимние расходы благодаря бесперебойному грунтовому стоку достаточно устойчивы, как и у высокогорных рек (табл. 2 и фиг. 18). 184

Типичным примером реки, не имеющей ледникового пита кия, м ож ет служить также р.1 Ким -Асар, впадающая в р. М а Фиг. 17. Схематическое распределение среднемесячных расходов воды среднегорных рек Казахстана (многолетние). 1 — р. Ч а р ы н , е т . Ч ары н; 2 — р. Л еп са, с т . Л е п с а ; 3 — р. К ар атал , с т . К а р а т а л ь с к а я ; 4 — р. Д ж ебаглы -С у, ст. Н ово-Н нколаевкз. лую Алм атинку. Бассейн р. К им -Асар расположен на высоте от 1500 до 1800 м, т. е. значительно ниже снеговой линии, и 1 ГЦТ м X X I Х Л 1 а ш 1 7 7 И ш 7JTT и Ф иг. 18. Схематический график колебания средних суточных расходов р. Джебаглы-Су (ст. Мово-Николаевка) за 1936 г. получает питание только от выпадающих сезонных осадков и грунтовых вод. В мае на ней наблюдаются максималь­ ные уровни и расходы воды, вызываемые таянием снега и 185

обильными дождями. С июня начинается спад расходов вплоть до зимней межени, -когда устанавливается устойчивый сток. Это — типичная картина распределения расходов в году для рек второго типа. На фиг. 19 сопоставлены две реки: Ким-Асар и Малая Ал- матинка, являющиеся представителями двух различных типов I п ш и ? Y im m ai пт Фиг. 19. Схематическое распределение среднемесячных расходов воды для рек, имеющих истоки выше и ниже снеговой линии. / — р . М . Л л м з т и п к з, лом отды хе и м . 10-летия О ктября; 2 — р . Ким-Асар, лом отдыха им. 10-летия Октября. рек, о которых говорилось выше, но имеющие наблюдательные пункты на очень близком расстоянии. Из рисунка видно, что половодье на р. Ким-Асар заканчивается примерно на два ме­ сяца раньше, чем на Малой Алматинке. Следовательно, су­ щественное различие между реками, стекающими с ледниковых 186

вершин и со средних высот, заключается в продолжительно­ сти пер и ода половодья и во врем ени наступления наибольш их расходов рек. М инимальны е расходы. Б лагодаря устойчивому зимнему стоку, обеспеченному грунтовыми водами, минимальные рас­ ходы в о д ы , наблюдающиеся и м енно в это время, близки по величине к среднемесячным величинам, приведенным в табл. 1 и 2. Зимний режим. Несмотря на продолжительные низкие тем­ пературы в о зд уха, реки горного К азахстана не имею т ледо­ става, что объясняется притоком теплых грунтовых вод и большими скоростями течения. Н о условия для появления за­ берегов, внутриводного льда, шуги и последующих заторов сущ ествую т и для рек рассм атриваем ого района. В с е эти явления наблюдаются на горных притоках р. И л и . Снежные обвалы с гор в речную долину и непосредственно в реку также способствуют заторам и кратковременным ледоставам. Л ед н и к и . Наиболее мощными ледниками, питающими реки горного К а з а х с т а н а , в частности истоки р. Текес (одна из составл яю щ и х р. И л и ), являю тся ледники м асси ва Хан- Тенгри. В число ледников, располож енны х на Хан -Т ен гр и , находится и самый большой ледник Тянь-Шаня — Ю жный Инылчек. В районе Чилико-Кеминского горного узл а также сосредоточено значительное ч и сл о ледников, наибольш ий из которых ледник Корженевского. Д о последн его времени счи тал ось, что роль ледников в питании рек велика. Отсюда и произошло прочно установив­ шееся н а зв а н и е: реки ледникового питания. Н о детальные исследования показали несостоятельность этой точки зрения. Сток от таяния ледника составляет очень незначительную долю от общ его стока рек, пополняющихся главным образом за счет сезонных жидких и особенно твердых осадков. Роль ледникового питания характерна главным образом для внутри­ годового распределения стока. Ледники способствуют попол­ нению водоносности рек в летние месяцы, когда особенно сильно ощ ущ ается потребность в воде для орошения полей. Водность рек. Высокогорные реки Казахстана отличаются по сравнению со среднегорными реками большей удельной водоносностью . Модули стока этих рек (т. е. количество лит­ ров воды, стекающей с 1 км2 площ ади бассейна) изменяются о п р ед елах от 18 до 34 л/сек • к м 2. Наибольшие их величины относятся к рекам , протекающим по достаточно увлажненным склонам, ориентированным в направлении к апагоносным воз­ душным м ассам . Кроме того, в высокогорных условиях мало влаги р а сх о д у ет ся на испарение, и коэффициент стока повы ­ шается в зависимости от значительности уклонов рек. 187

Самые высокие величины модулей стока отмечаются, по имеющимся наблюдениям, в бассейне р. Малой Алматинки у ущелья «Ворота», где они достигают 34 л/сек*км2» На при­ мере этой реки хорош о прослеживается снижение водоносно­ сти по направлению течения реки. Т а к , модули стока, изме­ ренные в различных створах этой реки ниже ущелья «Ворота», составляют соответственно 27.7 л/сек • км2 и 18.8 л/сек •км2. Высокая водоносность отмечается такж е на других реках северного склона Заилийского Ала-Тау, где она колеблется в пределах от 23.4 до 18.0 л/сек • км2. Несколько ниже модули стока на реках Баскан, А к-Су, Чилик, где они изменяются в пределах от 11 до 7 л/сек •км2. Водоносность р. И ли по выходе ее на равнину заметно сни­ жается и составляет всего только 4.0 л/сек • км2. Происходит это вследствие значительных затрат на ирригационные меро­ приятия, а также вследствие того, что по выходе из гор р. Или протекает в условиях жаркого засушливого климата и теряет свои воды на инфильтрацию в грунт и на испарение. Реки второго типа, начинающиеся в горах ниже снеговой линии, в поясе с меньшим количеством осадков и большими расходами на испарение, собирают со своего бассейна меньше влаги, вследствие •чего их модули стока значительно ниже, чем высокогорных рек. Наблюдавшиеся модули стока для рек, стекающих с хребтов Джунгарского Ала-Тау и Тарбага- тая (Тентек, Чарын, Каратал. и др.), изменяются от 12.0 до 4.0 л/сек «км2. Незначительная водоносность рек бассейнов Чу и Талас, составляющая соответственно 5.2 и 4.8 л/сек •км2, объясняется тем, что верховья этих бассейнов с наиболее густо развитой гидрографической сетью расположены на склонах хребтов, не доступных влагоносным воздушным массам, и поэтому плохо увлажненных. Изменчивость годового стока. Для практического исполь­ зования реки чрезвычайно важным гидрологическим показа­ телем, кроме ее водности, является устойчивость стока в мно­ голетнем ряду. Гидротехнику важно знать величину, в преде­ л ах которой происходит колебание объема годового стока в многоводный и маловодный годы. В математической статисти­ ке есть особый прием, посредством которого определяется эта величина. Ее называют коэффициентом вариации стока. Д ан ­ ные коэффициентов вариации стока приведены в табл. 3. Таб­ лица показывает, что более устойчивым стоком обладают вы­ сокогорные реки первого типа, из которых самой зарегулиро­ ванной является р. Чилик у ст. Малыбай. Постоянство годо­ вого стока этих рек объясняется устойчивостью годовых сумм одадков. Подсчет изменчивости осадков тем ж е способом дает 188

величину коэффициента вариации для высокогорных метеоро­ логических станций, равную 0.18. Таблица 3 Коэф ф ициент вариации годового стока рек горного Казахстана Н азвание реки П ункт Число лет К оэф ф и­ няблю - циент ДСПНЙ вариации I тип рек Чилик ................................ М а л ы б а й ............................................. 13 0.12 Б. Алматипка . . . При выходе из ущелья . . . 14 0.13 Б. Алматипка . . . Ниже первого водопада . . . 14 0.14 Талгар ................................ Талгар .................................................. 12 0.14 Каскелен ........................... К а с к е л е н .............................................. 15 0.16 М. Алматипка . . . г. А л м а -А т а ........................................ 15 0.18 Баскан ........................... Колхоз „Энергия4* ........................ 9 0.19 И л и ..................................... Илимская ............................................. 12 0.21 А к - С у ................................ Абакумовская ................................... 10 0.22 И тип рек 13 0.25 8 0.32 Л е п с а ................................ Ново-Антоновка .............................. 9 0.18 Лепса ................................ Совхоз „Л епса4* ............................. 14 0.25 Тентек ................................ У ч - А р а л ............................................. 21 0.30 Каратал ........................... К аратальская................................... 12 0.24 Каратал ........................... У ш - Т о б е .............................................. Чарын ................................ С ары-Тогай ................................... Несколько повышенное значение изменчивости годового стока наблюдается для рек второго типа, где оно колеблется большей частью в пределах 0.24— 0.30. Гидроэнергетические ресурсы Горные реки Казахстана как по устойчивости годового стока, так и по характеру распределения стока по месяцам удобны для использования их в качестве источника гидроэнер­ гии. О днако современное состояние их изученности не дает возможности привести точную оценку мощности всех рек. П о сводной таблице «Атласа энергетических ресурсов», средняя годовая мощность основных рек горного Казахстана равна 8787.7 тыс. квт. Можно полагать, что эта величина за­ нижена, так как не учтены многочисленные притоки главных рек, обладающие значительной мощностью. В будущ ем необ­ ходимо более детальное изучение каждого бассейна. 189

РЕКИ РАВНИННОГО КАЗАХСТАНА Отличительной особенностью равнинного Казахстана являет­ ся редкая сеть рек с постоянным стоком воды и большая гу­ стота временных потоков. По картам гидрографического райо­ нирования, составленным П. Н. Лебедевым, густота временной речной сети в районах Центрального Казахстана достигает 10 км на 100 км2, в то время как постоянная гидрографиче­ ская сеть этих мест не превышает 4 км на 100 км2. Основной водораздел рассматриваемых рек проходит с раз-' личной степенью выраженности от М угоджар до Тарбагатая в пределах 51—48° с. ш. Северный и западный склоны основ­ ного водораздела отличаются большей увлажненностью по сравнению с южным и восточным. Гидрографическая картина страны представляется в следующем виде. Крупнейшим внут­ ренним водным бассейном Казахстана и Средней Азии являет­ ся расположенное на юге Казахстана Аральское море, питае­ мое водами Сыр-Дарьи и Аму-Дарьи, берущих начало в гор­ ных районах Центральной Азии. Левобережье р. Сыр-Дарьи почти совершенно лишено рек и озер. По мере продвижения на север от р. Сыр-Дарьи из­ редка начинают встречаться редкие озера, являющиеся конеч­ ными водоемами рек, приносящих сюда воду из более север­ ных и возвышенных районов страны. К числу этих озер от­ носятся Чубар-Тенгиз и Челкар-Тенгиз. К западу от Арала аналогичные бессточные озера начина­ ются значительно южнее — около 45° с. ш. (оз. Асмантай- Матай, Яман-Сор и др.). Равнинные пространства, тянущиеся на сотни километров между подобными солеными озерами, в течение значительной части года лишены поверхностных вод. Это является прямым следствием того, что здесь наблюдается-6—7-кратное преобла­ дание испарения с водной поверхности над величиной суммы годовых осадков. Только впадины, принимающие в себя по­ токи с водосборами в десятки тысяч квадратных километров, могут собрать количество воды достаточное, чтобы не потерять ее полностью на испарение. По мере дальнейшего продвижения на север климат стано­ вится более влажным, с менее жарким летом. Увеличение- коэффициента стока при снижающейся величине испарения способствует сохранности вод в котловинах с меньшими водо­ сбора ми. Это приводит к постепенному увеличению числа озер и появлению местной временной речной сети. Одновременно с увеличением густоты озер все чаще и чаще начинают появ-- ляться менее соленые озера, а иногда и озера с пресной водой. Отдельные относительно пресные озера, обычно незначи- 190

тельные по своим размерам, с площадью зеркала в несколько квадратных километров, располагаю тся на склонах больших котловин и имеют ограниченные односторонние водосборы. В особо многоводные годы эти озерки, переполняясь, стано­ вятся на некоторое время проточны ми., Н а север от главного водораздела отмечаются три гидро­ графических района. Первый район охватывает повышенные участки верховьев рек Ч а г а н а , Шидерты, Уленты, Н у р ы , Ишима, У б аган а. Вто­ рой район расположен на низменных пространствах, на запад от р. И ш и м а . Третий район приурочен к области гривистого рельефа на водоразделе между реками Ишимом и Иртышем. Д л я первого района характерен достаточно сильно развет­ вленный рисунок речной сети, с небольшими долинными озе­ рами. К ром е того, в этом районе отмечаются многочисленные случаи вы ходов подземных вод в виде ключей, питающих реки в межень. В с е встречающиеся здесь небольшие озера имеют пресную воду. Во втором районе, при относительно близких климатиче­ ских условиях, но плоском рельеф е, реки почти отсутствую т, а поверхностный сток создает чрезвычайно густую сеть мелких озер. Т а к , например, в районе Семиозерное — К устан ай , на Ишим-Тобольском водоразделе, отмечаются участки в 800— 1500 км2, где эти озера занимают д о 40% от общей площади. Это своеобразная озерная страна недостаточного увлажнения, в которой увеличение стока привело бы к размыву пологих водоразделов и спуску озерных вод. Естественно, что такие озерки, являю щ иеся иногда проточными, в большинстве слабо соленые, а иногда и пресные. В третьем районе, на Иш им-Иртыш ском водоразделе, раз­ вит рельеф в виде параллельных гряд. Озера расположены в более глубоких понижениях и, как правило, не проточные. П о ­ следнее обстоятельство сказывается на химизме вод; здесь значительно больше соленых озер. Многие озера этого района имеют промышленное значение (добыча различных солей). Таким образом, сухость климата создала своеобразный гидрографический рисунок, выражающийся в относительно малой густоте речной сети на возвышенных водоразделах и в большом числе мелких озер на низких плоских водоразделах. На ю ж ны х склонах, восточнее А р а л а , по мере продвижения на юг от главного водораздела число озер уменьшается и южнее р. С ы р-Д арьи их почти нет. Наибольш ая по многоводности и протяженности река К а ­ захстана — С ы р-Д ар ья протекает по его территории на про- тяжении 1000 км и затем впадает в Аральское м оре. Свой сток Сы р -Д ар ья формирует за пределами Казахстана в горах 191

Тянь-Шаня, питаясь главным образом талыми водами сезон­ ных снегов и частично ледников. Выйдя за пределы Ферган­ ской долины, р. Сыр-Дарья протекает по засушливой пустын­ ной территории Южного Казахстана. Здесь она является лишь транзитной рекой, проносящей через пустыню Кызыл- Кум воды, собранные в других районах с иными физико-гео­ графическими условиями. Естественно, что режим стока р. Сыр-Дарьи резко отличается от рек, формирующих свой сток в условиях равнинного Казахстана. Сыр-Дарья наиболее многоводна в период весенне-летних месяцев, что соответ­ ствует режиму высокогорных рек. Такое распределение стока чрезвычайно благоприятно для поливного земледелия. Воды Сыр-Дарьи, как и воды ее притоков, усиленно разбираются многочисленными ирригационными системами. Русло нижнего течения р. Сыр-Дарьи расположено выше окружающей рав­ нины, благодаря чему река часто меняет направление своего течения, прорывает берега и затопляет низкие места. Мут* ность р. Сыр-Дарьи меньше, чем у Аму-Дарьи и составляет 2.170 г/л. Своеобразной гидрографической провинцией является За­ падный Казахстан. Здесь в южных отрогах Урала и в Муго- джарах находятся истоки рек Западного Казахстана и форми­ руется основная масса вод, стекающих на соседнюю Прикас­ пийскую низменность. Реки, вступив на Прикаспийскую низменность, интенсивно расходуют свои воды на пополнение грунтовых вод в аллювиальных отложениях долин и на испа­ рение с поверхности реки. Характерным для рек Прикаспий­ ской низменности является резкое уменьшение их водности вниз по течению, что приводит к их замыканию в небольших озерах. Подобные условия стока наблюдаются на реках Уил, Сагиз, Чаган, Узени и других. Большинство озер низовьев рек пересыхают летом, созда­ вая солончаковые поверхности — соры. Д а ж е такие озера, как Индерское (ежегодно) и Челкар (в отдельные годы), остают­ ся без воды. Маловодные временные весенние потоки, стекающие с юж­ ных оконечностей Общего Сырта, выйдя на Прикаспийскую низменность, растекаются по ней, образуя на конусах выноса заболоченные пространства, носящие здесь название разливов, например Чижинские, а также Западно-Дюринские и Восточ- но-Дюринские разливы. Гидрографическая сеть в районе возвышенных водоразде­ лов мелкосопочника, где формируются истоки рек, имеет раз­ ветвленный характер. По мере приближения к выходу из мел­ косопочника реки объединяются в одиночные потоки и по вы­ ходе на равнину имеют длинные, лишенные притоков участки; 192

так, наприм ер, Иртыш — ниже Семипалатинска, И ш им — после впадения Нижнего Б ур л ук а, Нура — ниже впадения Ш урубай-Н уры , Сары-Су — после впадения Ала-Су и другие. В зависимости от количества воды определяются три типа низовых участков течения этих рек. 1. Н а и б о л ее многоводные реки переполняют на своем пути все встречающиеся понижения, выносят воды за пределы страны, вливая их в большие реки, текущие в океан или в большие виутриматериковые водоемы (например р. У р ал с притоками в Каспий). Большинство рек этого типа имеют сток с единицы площади, или модуль стока, не менее 0.5 л/сек • км2. 2. Реки с меньшей водностью (с меньшим среднегодовым модулем ст о к а ), текущие на север в восточной части и на юг в западной части, за небольшими исключениями наполняют в своих низовьях котловины, но не переполняют их и, таким образом, замыкают свой сток в озерах. Среднегодовой модуль стока этих рек в их низовых участках обычно не превышает 0.5 л/сек • км2, а чаще же сниж ается до 0.3 л/сек • км2. 3. Н аконец, реки третьей группы, с наименьшим стоком, по выходе на равнинные территории преимущественно в во­ сточной части южного склона настолько интенсивно теряют свои воды на фильтрацию и испарение, что не могут даже создать водоемы в своих низовьях, а постепенно снижая расходы, прекращают свое течение. Климатические факторы стока Вследствие высоких летних температур возможное испаре­ ние с водной поверхности в равнинном Казахстане резко отли­ чается от действительного испарения. Только двукратное, а иногда д а ж е только пятикратное увеличение летних осадков могло бы покрыть недостаток вод на испарение и вызвать по­ вышение летнего стока. Увеличение ж е летних осадков лишь на несколько десятков процентов не отразится на величине стока; значительная часть летних осадков, особенно в усло­ виях плоского рельефа, будет поглощена почвогрунтами и быстро израсходована на испарение. Так, по наблюдениям сельскохозяйственной станции Карагандинского совхоза, испа­ рение с орош аемы х полей может достигать 30 мм и более за сутки. Следовательно, только атмосферные осадки ливневого характера при достаточной продолжительности способны соз­ дать сток. К а к правило, летние осадки поверхностного стока не дают. Стокообразующими для рек равнинного Казахстана явля­ ются только зимние осадки. З ап ас зимних осадков в северных 13 К а з а х с т а н 193

и повышенных участках западных районов страны достигает 100 мм, в южных падает до нескольких миллиметров. Однако к концу зимы, вследствие сильных метелей, обширные равнин­ ные пространства оголяются от снега. Наибольшие скорости ветра и число дней с ветром приходятся на январь — февраль. Следовательно, снег к концу зимы накапливается по окраин­ ным районам мелкосопочника и по отдельным балкам. Для Западного Казахстана характерным районом скопления зим­ него снега является район гор Жарык-Тау, расположенных не­ сколько к западу от средней части Мугоджар в районе желез­ нодорожных станций Кандагач и Джурун. Отсюда с гор Бо- сада начинаются на юг истоки р. Темир, на запад истоки р.'Уил; на север течет небольшая р. Караганды, в дальнейшем получающая название Илек. Необходимо подчеркнуть, что количество зимних осадков отличается исключительной изменчивостью (табл. 4). Таблица 4 Коэффициент вариации зимних осадков в районах равнинного Казахстана Название с т а н ц и й цииК о э ф ф и ц и е н т и а р и а - Ч и с л о дет зимних осад ков наблюдений I 0.40 0.73 21 Ту р га й .................................. 0.57 36 А к м о л и н с к ......................... 0.56 15 Уил........................................... 0.57 8 Караганда .............................. 8 Коктункуль ......................... Наиболее вероятный запас воды в снежном покрове на равнинных пространствах определяется величиной от 10 до 30 мм, согласно снегомерным съемкам, произведенным при изысканиях Государственного гидрологического института. Этими же съемками было установлено наибольшее скопле­ ние снега в районе Каркаралинских высот, являющихся исто­ ком рек бассейнов Нуры и Ишима. Следует отметить, что в условиях европейской территории С С С Р , где имеются многолетние наблюдения над стоком рек, неоднократно отмечались в период снеготаяния случаи стока, достигающие свыше 10 мм/час. Даже при уменьшении этих величин в несколько раз применительно к условиям Казахста­ на снеготаяние должно происходить здесь очень быстро. Дей­ ствительная картина формирования снегового половодья на 194

реках равнинного Казахстана соответствует указанным гидро­ логическим условиям. Гидрология рек Распределение стока в году. Весной на реках Казахстана с наступлением теплой погоды весьм а интенсивно формирует­ ся половодье, почти похожее на дождевой паводок. Уровни и расходы рек в течение 2—3 дней достигают максимального значения, а затем следует более продолжительный сп ад . В пе­ риод весеннего половодья, продолжающегося, как правило, 10—20 суто к , проходит основная м асса годового стока. Летом реки пополняю тся благодаря отдаче задержанных поймой ве­ сенних вод и грунтовому питанию, а зимой только питанием грунтовыми водами. Это своеобразное питание рек приводит к весьма неравно­ мерному распределению стока в году, что подтверждается табл. 5. Таким образом , одной из отличительных особенностей рав­ нинных рек Казахстана является большая неравномерность распределения годового стока. Летнее и зимнее питание грунтовыми водами из года в год остается относительно постоянным. Следовательно, процент весеннего стока особенно велик в период многоводных лет и несколько снижается в маловодные годы. Максимальные и минимальные расходы. М аксимальные и минимальные расходы рек являю тся прямым следствием х а ­ рактера внутригодового стока. М акси м альны е расходы на реках равнинного К азахстана приурочены к стоку талых вод. П ри кратковременности перио­ да снеготаяния максимальные р асходы обычно соответствуют моменту наибольшей плошади снеготаяния. Максимальные расходы исключительно изменчивы из года в год, что видно из табл. 6, в которой приведены коэффициенты вариации м а­ ксимальных расходов. Б лагод аря равнинности рельефа и интенсивности снеготая­ ния сток талы х вод обычно создает однотактный гидрограф — график ежедневных расходов — соответствующий фигуре треугольника. Fla основании анализа многочисленных однотактных гидро­ графов половодий рек равнинного К азахстана удалось устан о­ вить приближ енную формулу связи м еж ду величиной средне­ суточного максимального расхода половодья и объемом годо­ вого стока: S « 0.92 Q , 13* 195

Процентное распределение Река Пункт наблюдения км* III 1 11 И ш им ........................ г . Акмолинск................... 7 400 0.01 0.01 1.2 0.6 0.4 0.4 И ш им ........................ г. Петропавловск . . . 115000 102 700 000 Терс-Аккаи . . . Сел. Терс-Аккан. . . . 000 Тобол ........................ Сел. Гришннский . . . 1728 0 0 0.3 Н у р а ....................... Сел. Сергнополь . . . . 13 588 Моинты................... Ст. Моинты........................ 11280 000 Сары-Су . . . . Сел. Караджар . . . . 0.06 0.05 9.6 Жаксы-Сары-Су . Сел. С а р ы -С у ................... 2 808 0 0 2.0 А т а - С у ................... Сел. К о с а г а л ................... 59 830 0 0 8.2 К и н гн р ................... Сел. Кингнр ................... 0.07 0.04 0.7 1 0<Я0 Орь ....................... Сел. Бугетсай................... 00 0 И л е к ........................ Сел. Мертвецовка . . . 1931 0.5 0.7 2.6 Темир ........................ Колхоз Ленинский . . . 12 400 0.96 0.7 0.8 Уил .• ....................... Сел. Тал-Тогай . . . . 17 738 1. 6 0. 4 527 10 19070 5 290 18 800 где 5 — объем годового стока в млн. м3, Q — максимальный среднесуточный расход в м3/сек периода половодья. Так, например, при среднесуточном максимальном расходе в размере 100 м3/сек годовой объем стока, в соответствии с формулой, определяется примерной величиной в 92 млн. м3. Весьма своеобразной особенностью формирования макси­ мальных расходов для рек южного склона является возраста­ ние их вариации при увеличении площади водосбора или, вер­ нее, при увеличении длины реки. Так, например, р. Жаксы-Сары-Су, являющаяся верховьем р. Сары-Су, имеет меньший коэффициент вариации, чем р. Сары-Су у сел. Караджар. Это объясняется уменьше­ нием расходов вниз по течению реки (подробнее об этом ниже). Ввиду малой изученности рек равнинного Казахстана уста­ новить какие-либо определенные закономерности в ежегодной повторяемости максимальных расходов не представляется воз­ можным. Единственным правильным путем получения оценки ма­ ксимальных расходов могут служить подсчеты по данным не- 196

стока в год у IV V VI V II V III IX X X I X II 66.4 26.5 2.31 0.72 0.89 0.54 0.59 0.57 0.26 0.7 18.8 57.3 13.1 3.9 1 .8 1 .2 1 .0 0 .8 0 76.4 18.6 4.04 0.9 0 .0 1 0.05 0 0 0 .1 75.0 3.0 0 .2 82.0 2 0 .0 2.4 1 .0 0.4 0 .2 0 .2 0 .1 0 .0 0 2 74.28 1.71 73.3 10.3 1 .1 0 .8 1 .0 1 .1 0 .8 0.06 58.0 22.5 1 .2 82.4 15.5 0.5 0 .5 0.5 0.005 0.003 2 .0 81.52 1 .0 0.15 0.03 0.05 0 1 2 .0 4.0 0 .0 1 0 .0 0 1 5.0 88.35 1 .2 8 .0 0.07 65.7 8 .2 0 4.0 4.0 0 75.08 1.24 0 0 78.0 16.18 0 .0 1 0 0 0.05 2.7 0 .0 2 0.07 0.9 7.9 4.7 0 .6 0.03 16.5 3.51 0.04 0.3 0.07 1 .8 6.72 3.5 2.4 0.04 1.3 1.5 0 .8 2.08 1.9 2.42 1 .6 9.5 1.5 1 .6 1.5 1 .0 2.7 1.33 0 .2 1 .0 Таблица 6 Коэффициенты вариации максимальных расходов Река П нкт П лош адь Число лет К оэффи­ наблю де­ ц и ен т ва­ в о д ко мс б1о р а ний риации максималь­ ны х расхо­ дов Ж аксы -Сары -Су Сел. С а р ы -С у ...................... 1080 18 1.06 Сары-Су . . . . Сел. Караджар . . • . 59 830 10 1.24 Темир ............................ Колхоз Ленинский . . . 5 290 9 2.2 И ш и м ............................ г. Петропавловск . . 115000 44 0.97 И л е к ............................ Сел. Мертвецовка . . . 19070 9 1.18 У р а л ............................ Сел. К уш ум ........................... 179 500 31 1.05 посредственных наблюдений, а при их отсутствии — по дан­ ным правильно подобранного сосед н ею аналога. Минимальные расходы. К а к указывалось выше, основной массой осадков, порождающих сток, являются талы е воды снегов. С т о к талых вод растягивается по бассейну на 25— 40 дней. Почвогрунты, увлажненные талыми водами, быстро 197