Физическая География Казахской ССР

новыми борами. К северу Заиртышье переходит в относительно высокую плоскую равнину, гладкая поверхность которой нару­ шается небольшими замкнутыми озёрными котловинами. Край­ ний северо-восток Заиртышья, отличающийся чередованием не­ высоких пологих увалов с широкими ложбинами,— это часть ти­ пичного гривистого рельефа Западно-Сибирской низменности, который в основном находится за пределами Казахстана. В Заиртышье полностью отсутствует речная сеть. 2. Северо-Казахстанская плоская равнина лежит к северу от Казахской складчатой страны, между Иртышской озёрно-ал­ лювиальной равниной и Тоболо-Ишимской наклонной равниной. По сравнению с предыдущим районом, Северо-Казахстанская равнина представляет несколько приподнятую плоскую равни­ ну. Нижнетретичные породы, залегающие на её древнескладча­ том фундаменте, покрыты незначительным слоем верхнетретич­ ных отложений. Невелик здесь и четвертичный покров. Эта чрезвычайно плоская равнина характеризуется наличием до­ вольно крупных котловин, занятых солёными и солоноватыми озерами. Наиболее значительные из них — Селеты-Тениз, Улькен- карой, Шаглы-Тениз, Теке и др. Почти совершенно ровная поверхность Северо-Казахстанской равнины в южной части слабо расчленена долинами мелких рек, берущих начало из Центрально-Казахстанского мелкосопочни- ка. Среди них выделяется по величине р. Селеты, впадающая в оз. Селеты-Тениз. Микрорельеф равнины характеризуется наличием небольших, и неглубоких впадин — блюдцев. 3. Тоболо-Иишмская наклонная равнина расположена в меж­ дуречье Тобола и Ишима, к северу от Тургайского плато и Кокче- тавских гор, и представляет типичную наклонную равнину с об­ щим наклоном с юга на север. На юге её абсолютная высота до­ ходит до 200 м, на севере— 140—150 м. В пределах равнины складчато-сбросовый палеозойский фундамент покрыт мощным слоем олигоценовой свиты и континентальными неогеновыми и четвертичными озёрно-аллювиальными отложениями. Тоболо- Ишимская наклонная равнина в целом имеет однообразный рельеф. В её восточной части на отдельных участках встречают­ ся гривистые формы. В основном же это — плоская равнина, на ровной поверхности которой встречаются многочисленные более или менее крупные озёрные котловины, большей частью замкну­ тые. Некоторые озёра здесь расположены цепочкой по одной линии, что, очевидно, связано с наличием на их месте древних долин. Таковым является Камышловский лог. С юга на север равнину пересекают Тобол, Обаган, Ишим. Они имеют широкие и довольно глубокие долины с широкими поймами и двумя-тремя надпойменными террасами. В южной части равнины эти реки принимают много притоков. Долины

крупных рек и их притоков расчленены глубокими балками в оврагами. Туранская низменность — это обш ирная низменная равнина, расположенная в южной и юго-западной частях Казахстана, где наиболее пониж енная часть занята Аральским морем. Через Тургайскую долину Туранская низменность соединена с Западно- Сибирской низменностью. К К азахстану относится северная часть Туранской низменности; её ю ж ная, большая часть нахо­ дится на территории среднеазиатских республик. Почти со всех сторон низменность постепенно понижается к Аральскому морю. В периферийных предгорных частях она имеет высоту около 150—200 м, в центральной части — около 100 м. Низменность состоит из сочетания крупных песчаных массивов. На севере это Приаральские Каракумы, Большие и М алые Барсуки; на юге— Кызылкумы и Моюнкумы с глинистыми низменными равнинами, к которым относятся Сырдарьинская и Сарысуйская низмен­ ности. Среди песчаных массивов встречаются останцевые низко- горья: К азахтау, Ж етимтау, Турткудуктау, сложенные более древними плотными породами. Туранская низменность, являю ­ щаяся частью Урало-Тяньшанской геосинклинали, освободилась из-под моря одновременно с Западно-Сибирской низменностью. Её древний сложнодислоцированный палеозойский фундамент покрыт горизонтально залегающими третичными, отчасти мезо­ зойскими породами, состоящими из песков и глин. Третичная песчано-глинистая свита в пределах низменности смята в ряд меридиональных складок, состоящих из весьма пологих и широ­ ких антиклиналей, сочетающихся со столь ж е широкими и неглу­ бокими синклинальными впадинами. Эти третичные отложения прикрыты древнечетвертичными аллювиальными и эоловы­ ми песчаными отложениями. Долиной р. Сыр-Дарьи Туранская низменность делится на две части — северную и южную. Север­ ная часть в основном занята песками, которые носят название Приаральские Каракумы. Приаральские Каракумы расположены между Аральским мо­ рем и впадиной озера Шелкар-Тениз. Н а востоке они ограничены юго-восточными окраинами Казахской складчатой страны. При­ аральские К аракум ы представляют низкую (до 100 м абсолют­ ной высоты) волнисто-холмистую равнину. В западной части К а­ ракумов, сложенной древними аллювиальными песками, частич­ но переработанными эоловыми процессами, хорошо выражен песчано-бугристый рельеф, закреплённый растительностью. Здесь встречаются подвижные пески — барханы. Среди них местами выделяются отдельные столовые возвышенности. Западная часть Приаральских Каракумов представляет вол­ нистую равнину, где невысокие пологие увалы чередуются с ложбинами, простирающимися с северо-востока на юго-запад. Большие и М алые Барсуки расположены к северу от Араль: 53

ского моря и до некоторой степени сходны с Приаральскими Ка­ ракумами. Большая часть их сложена третичными песчаными отложениями. По форме рельефа они относятся к хорошо за­ креплённым бугристым пескам. В северо-западной части их встречаются аллювиально-песчаные формы рельефа. Сырдарьинская аллювиальная равнина, сложенная в основ­ ном суглинистыми и глинистыми, а местами песчаными отложе­ ниями, представляет плоскую равнину с едва заметным уклоном к долине р. Сыр-Дарьи и к Аральскому морю. К северо-востоку она сливается с подобной ей Сарысуйской равниной, примыкаю­ щей к западным окраинам плато Бетпак-Дала. Казахстанские Кызылкумы являются северной частью обшир­ ной среднеазиатской песчаной пустыни Кызылкум. Они сложены эоловыми, отчасти аллювиальными четвертичными песками. В рельефе преобладают песчаные бугры и гряды, чередующиеся с довольно широкими ложбинами. Часть их сложена глинистыми отложениями и представляет более или менее крупные такыры. Здесь, особенно в юго-восточной части, встречаются останце- вые низкогорные массивы, сложенные более древними плотными породами. В Кызылкумах речная сеть отсутствует. В северо-западной части их имеется ряд древних речных русел: Жана-Дарьялык, Куван-Дарья, Ески-Даръялык. Это древние русла нижнего течения Сыр-Дарьи, постепенно перемещающегося на север. Причина этого перемещения все ещё остаётся недостаточно ясной. Некоторые ученые (например, И. П. Герасимов) считают причиной перемещения закон Кориолиса. Но возможно, что она заключается в более энергичном поднятии южных горных обла­ стей и в целом южной части Средней Азии в новейшее время. Моюнкумы представляют собой котловину, сливающуюся с Туранской низменностью в низовьях р. Чу и Сарысу. Котловина расположена между предгорьями Западного Тянь-Шаня и плато Бетпак-Дала, имеет общий уклон с юга на север. В южной пред­ горной части её абсолютные высоты доходят до 500—600 м, в центральной части до 400 м, на севере до 300 м. По её северной окраине протекает р. Чу, по западной— р. Талас. Моюнкумы сложены аллювиально-эоловыми песками. Южная часть их представляет плоскую равнину, сложенную глинисто-песчаными отложениями. Северная, большая часть характеризуется грядо­ выми и ячеистыми песчаными формами рельефа. Среди них встречаются и типичные песчаные барханы. Текучих поверхно­ стных вод в Моюнкумах нет. Балхаш-Алакульская котловина, называемая иногда Южным Прибалхашьем, представляет довольно обширную песчаную рав­ нину, лежащую между южными берегами оз. Балхаш, Алакуль- ской группой озёр. Джунгарским Алатау и северными цепями Тянь-Шаня. Эта равнина имеет общий наклон с юга на север,

к оз. Балхаш. В её южной предгорной части абсолютная высота доходит до 400—500 м и более,, к северу абсолютная высота равнины пониж ается до 340 м. По геологической истории и строению, а та к ж е по характеру рельеф а котловина сходна с со­ седними Моюнкумами. Она сложена четвертичными аллювиаль­ но-эоловыми песчаными отложениями. Состоит из ряда относи­ тельно обособленных песчаных массивов, разделённых речными долинами. Ю ж ны е окраины представляют плоские равнины с едва заметным уклоном к северу. Ц ентральная часть — бугри­ стые ячеистые пески, чередующиеся с типичными барханами. В северной части распространены песчаные дюны и кучевые пески, перемежающиеся с плоскими солончаковыми равнинами. Южное Прибалхашье с юга на север пересекается мощной рекой Или и другими довольно крупными реками — К аратал, Аксу, Лепса. От р. Или отходит сухое русло— Б акан ас, которое когда-то было заполнено её водами. Это русло разветвляется ещё на ряд таких же сухих русел, покрытых зарослями саксаула. Прикаспийская низменность представляет собой обширную равнину, расположенную между Общим Сыртом, Эмбинским плато и Каспийским морем. От подножья указанных плато, где абсолютная высота над уровнем моря достигает 50—60 м, она имеет общий наклон к Каспийскому морю, понижаясь до 28 м ниже уровня океана. Прикаспийская низменность относится к типу первичной рав­ нины, освободившейся из-под моря в недавнее время. Она сло­ жена третичными и четвертичными морскими и континенталь­ ными отложениями, состоящими из глин, песков и суглинков. При этом морские отложения чередуются с континентальными, что свидетельствует о неоднократной смене морских трансгрес­ сий регрессиями, обусловленными эпейрогеническими движения­ ми. Горизонтально залегающие третичные и четвертичные'свиты •в нижней части представлены плиоценовыми (акчагилскими и апшеронскими) породами, прикрытыми сверху четвертичными (бакинскими, хозарскими, хвалынскими) отложениями. Третич­ ные отложения выходят на земную поверхность лишь на север­ ных и северо-восточных окраинах низменности. Прикаспийская низменность вообще отличается однообраз­ ным рельефом. Д л я неё характерны обширные песчаные массивы, плоские глинистые равнины с озёрными котловинами, единичные куполообразные возвышенности, сложенные меловыми отложе­ ниями, и Бэровские бугры, встречающиеся в придельтовых ча­ стях рек. Песчаные массивы, занимающие значительную терри­ торию низменности, имеют слабоволнистый рельеф: песчаные бугры чередуются с неглубокими понижениями. Местами встре­ чаются подвижные пески— барханы. Плоские глинистые равнины такж е имеют однообразный рельеф, он нарушается лишь небольшими и неглубокими котло­ винами с солончаками или с солёными и солоноватыми озёрами

К таким озёрам относятся Индерское, Аралсор, Хаки, Шелкар, Большой и Малый Сакрыл и др. Куполообразные возвышенности в пределах низменности рас­ полагаются поодиночке, большей частью вблизи озёр. Наиболее крупными из этих возвышенностей являются Бесшокы, Чапчачи, Индерские горы, Койкара, Иманкара, Худайберген. Бесшокы лежит у оз. Биш-Уба и представляет собой плато с волнисто-холмистым рельефом и наличием карстовых форм. Барханные пески в Прикаспийской низменности. Индерские горы находятся у озера того ж е названия, имеют абсолютную высоту 56 м. Они являются относительно высокими холмами, сложенными гипсоносными отложениями. Худайберген — платообразная возвышенность, расположен­ ная недалеко от Бесшокы. Чапчачи — холмистая возвышенность, высотой около 40 м. Иманкара и Койкара — продолговатые возвышенности мери­ дионального направления. Недалеко от них расположена неболь­ шая сопка Акбота, сложенная из белого мела. Бэровские бугры встречаются в низовьях рек, в частности у устьев р. Сагиз и Уил. В целом для Прикаспийской низменности, несмотря на одно­ образие её рельефа, характерна довольно отчётливо выражен­ ная геоморфологическая зональность, прослеживаемая от бере­ гов Каспийского моря к периферии низменности:

1) приморские засоленные песчаные равнины, заливаемые морскими водам и, пересечённые морскими протоками; 2) песчано-солончаковые равнины с многочисленными со­ лёными и солоноватым и озёрами; 3) слабоволннстые песчаные равнины с наличием солончако­ вых понижений с редкими солёными и солоноватыми озёрами; 4) древние абразионные террасовидные равнины, прилегаю­ щие к Общему С ы рту и Эмбинскому плато. Прикаспийская низменность сравнительно бедна текучими водами. В п р еделах Казахстана она пересекается лишь двумя реками: У ралом и Эмбой. Периферийная часть её орошается маловодными реками, те­ ряющими свои воды в рыхлых отложениях. Наиболее крупные из них: Б. и М . Узенй, Чижи, Ащиозек, Уил, Сагиз и др. П О Л Е З Н Ы Е И СКОПАЕМ Ы Е КАЗАХСТАНА Обширные размеры, разновозрастность, разнообразие геоло­ гической структуры и строение рельефа Казахстана обусловили наличие в его недрах многочисленных месторождений полезных ископаемых. Х арактер распределения, виды и залегание полез­ ных ископаемых тесно связаны с геологией и рельефом ме­ стности. Рудные ископаемые обычно приурочены к горным районам, особенно к древним , сильно разруш енным горам. М еталлы, как наиболее тяж елы е элементы, находящ иеся в глубоких участках земной коры и добываемые в настоящее время из руды, содер­ жатся, главным образом, в магматических породах. М агмати­ ческие ж е породы во время горообразования извергались по тектоническим трещ инам. После разруш ения гор рудные иско­ паемые приближаю тся к земной поверхности, иногда даж е вы­ ходят на дневную. К рудным ископаемым относятся железо, различные виды цветных металлов, большие запасы которых встречаются у нас на Алтае (потому Казахстанский Алтай и но­ сит название Рудного А лтая), в Центрально-К азахстанском мел- косопочнике, в М угоджарах, в Дж унгарском Алатау, в к азах­ станской части Тянь-Шаня, Многочисленные месторождения цветных металлов и железа, встречающиеся в горных об­ ластях Казахстана, образовались в верхнепалеозойское время, и их выходы связаны с изверженными породами этого периода. Месторождения ж е горючих ископаемых — каменного и бу­ рого угля, нефти и других минеральных ископаемых — обычно приурочены к равнинам, низменностям, межгорным впадинам. Каменноугольные бассейны образовались в верхнем палеозое, бурые угли в мезозое, нефть и различные виды солей в конце ме­ зозоя и в третичное время. Поэтому месторождения этих ископаемых связаны с осадочными породами данных периодов. 57

Конкретное распределение полезных ископаемых по территории Казахстана таково: Железо. До недавнего времени считалось, что Казахстан бе­ ден железом. Но исследования последних лет показали, что на территории Кустанайской области находятся огромные запасы железных руд. Кустанайский железорудный бассейн — крупнейший в СССР. По количеству запасов железных руд он превосходит Курскую магнитную аномалию. Важнейшими месторождениями железных руд в Кустанай- ском бассейне являются Аятское и Соколовско-Сарбайское. Ру­ ды этих месторождений содержат до 40—45% чистого железа. П о составу они близки к рудам Южного Урала. Залегает руда неглубоко и может разрабатываться открытым способом. Кроме того, месторождения ж елеза имеются в бассейне р. Атасу (приток Сарысу), в Каркаралинских горах (Кентюбе) и др. Марганец. Месторождения марганцевых руд часто встреча­ ются рядом с месторождениями железных руд (Атасу). К наибо­ лее крупным месторождениям марганцевых руд, имеющим про­ мышленное значение, относятся Джездинское (в Центральной Казахстане) и Мангышлакское. Хромиты. Большие запасы хромитов в СССР находятся в Казахстане. Наиболее значительные хромитовые место­ рождения расположены в Мугоджарских горах. По запасам хромитов СССР занимает ведущее место в мире. Медь. Самыми крупными месторождениями меди являются: Джезказганское, Коунрадское и Бощекульское, расположенные в пределах Казахской складчатой страны. Джезказганское ме­ сторождение по запасам меди занимает ведущее место в СССР. Полиметаллы. П о запасам полиметаллов Казахстан также занимает первое место в Советском Союзе. В полиметаллических рудах содержатся свинец, цинк, медь и другие цветные металлы. Крупнейшие из месторождений полиметаллических руд находят­ ся на территории Рудного Алтая. К ним относятся: Лениногор- ское, Зыряновское, Белоусовское и другие. Второй район, наибо­ лее богатый полиметаллическими рудами, — Южный Казахстан. Значительные месторождения находятся здесь в Джунгарском Алатау — Текели и в Каратау — Ачисай, Миргалимсай и дру­ гие. Золото. В К азахстане золото встречается во многих местах. Наибольшее значение имеют месторождения на Алтае, в бассей­ нах рек Ульбы, Бухтармы, Курчума и в Северном Казахстане—* месторождения М айкаин, Джетыгара. Никель. Месторождения никеля располагаются в районе Мугоджарских гор, богатейшее из них — Актюбинское. Алюминиевые руды имеются в Северном и Центральном Ка­

захстане, они представлены здесь бокситами и вторичными кварцитами. В К азахстане расположены та к ж е месторождения олова и редких м еталлов, таких как висмут, молибден, сурьма и другие. Из нерудных полезных ископаемых Казахстана большое знаг чение имеют каменный уголь, нефть, фосфориты. Каменный уголь. Большая часть запасов угля находится в Центральном Казахстане. По запасам угля Карагандинский бассейн зан им ает первое место в Казахстане и второе в СССР. Он разм ещ ается на площади более 2000 кв. км, в обширной трехкилометровой толщине древних осадочных отложений. Это — уголь высокого качества. Второй по величине в К азахстане — Экибастузский угольный бассейн. Он находится на границе Казахской складчатой страны и Прииртышской равнины, доступен д л я открытых разработок. Месторождения бурых углей имеются в горах Каратау (Лен- гер, Кельтем аш ат), в М угоджарах (Берчогур) и т. д. Нефть. К азахстан обладает огромными запасами нефти. Её месторождения сосредоточены на зап аде республики, в При­ каспийской низменности, в бассейне р. Эмбы. По имени реки нефтеносный район получил название Эмбинского. Эмбинская нефть отличается высоким качеством. Фосфориты. Запасы фосфоритов в Казахстане очень велики. Мировое значение имеют фосфориты Каратау (Дж амбулская область). Они занимают участок длиною до 115 км и по качеству не уступают хибинским апатитам. Второй район месторождения фосфоритов расположен в вер­ ховьях р. Илек. Соль на территории Казахстана встречается во многих райо­ нах. На зап аде в районе бассейна р. Эмбы имеются неисчерпае­ мые запасы каменной соли. Отдельные соленосные пласты имеют мощность до 2 км и более. Богатые месторождения самосадоч­ ной соли расположены на территории Прикаспийской и З ап ад ­ но-Сибирской низменностей, в П риаралье, Южном Прибал­ хашье и других местах. Богат Казахстан и строительными материалами — известня­ ками, мергелем, мелом, мраморами, гипсом, огнеупорными гли­ нами, кварцевыми песками, минеральными красками и т. л. Их месторождения встречаются во многих районах республики. 5. КЛИМАТ ОСНОВНЫЕ Ч Е Р ТЫ КЛИМАТА И КЛИМАТООБРАЗУЮ Щ ИЕ ФАКТОРЫ Климат Казахстана, за исключением умеренно влажных вы- оокогооных областей, континентальный. »Континентальность климата проявляется в ряде его особен-

ностей, к числу которых относятся: большая температурная амплитуда, сухость воздуха, незначительное количество атмос­ ферных осадков в большей части республики, короткая на юге, длинная и суровая на севере зима, жаркое лето. Географическое положение Казахстана в широтном отноше­ нии соответствует средиземноморским странам, имеющим влаж­ ный субтропический климат, h Центральной Европе, отличаю­ щейся влажным умеренно тёплым климатом. Но внутриматери- ковое положение Казахстана обусловливает в нём особый, от­ личный от этих стран, умеренно холодный климат. В зимнее время на климат Казахстана влияют сильные хо­ лода Сибири, а летом — жарачСредней Азии. Морские бассейны, находящиеся далеко от Казахстана, в его климате играют неодинаковую роль. Со стороны северной части Атлантического океана и его мо­ рей на территорию Казахстана свободно поступают северо-за­ падные и западные влажные воздушные массы. Трансформиру­ ясь на своём длительном пути, они приходят в Казахстан зна­ чительно обезвоженными, но всё же доставляют сюда основную часть атмосферных осадков. Северный Ледовитый океан и его моря, скованные большую часть года льдами и холодные в остальное время, оказывают смягчающее действие на климат Казахстана в очень слабой сте- Характер поверхности Казахстана, открытой к северу и за­ паду, обеспечивает, как уже говорилось, беспрепятственный путь западным и северным воздушным массам. Этим объясняет­ ся суровость климата республики, несвойственная ей, казалось бы, по широте местности. Особенно велико влияние рельефа на климат в высокогорных областях. Здесь с увеличением высоты изменяется температура и плотность воздуха. Воздушные мас­ сы, доходя до горных областей, изменяют своё направление, скорость и другие физические свойства. Горы— это мощные конденсаторы влаги. Одним из существенных климатообразующих факторов яв­ ляется циркуляция воздушных масс. В этом факторе огромную роль играет ось высокого барометрического давления, пересека­ ющ ая территорию Казахстана примерно по 50° с. ш. Эта полоса высокого давления, именуемая осью Воейкбва, в зимнее время представлена западным отрогом сибирского максимума, посту­ пающего с востока, летом — восточным отрогом азорского мак­ симума, идущего со стороны Европы. Зимой она перемешается на юг и довольно сильно выражена, летом — на север и относи­ тельно слабо выражена. Эта ось высокого барометрического давления, существуя в течение всего года, представляет собой климатораздел между северным и южным Казахстаном и силь­ но влияет на направление и распределение воздушных масс.

Климатическая кар

рта Казахской ССР.

ДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ КЛИМАТА Климатообразующие факторы, взаимодействуя между собой, определяют распределение атмосферного давления, характер и направление воздушных масс и господствующих ветров. Атмосферное давление на обширной территории Казахстана распределено неравномерно. Особенно резко отличается распре­ деление давления воздуха в равнинно-низкогорной и высокогор­ ной частях. Полоса высокого барометрического давления проходит в равнинно-низкогорной части Казахстана. Отсюда как к югу, так и к северу атмосферное давление постепенно уменьшается, при этом к югу больше, чем к северу. В высокогорных областях атмосферное давление уменьшается с поднятием местности над уровнем моря. Сезонное изменение давления хорошо наблюдается в годо­ вом ходе. Для примера приведём средние месячные показатели давления воздуха в Петропавловске (север) и в Кзыл-Орде (юг). Таблиц 1 Давление воздуха на севере ■ тоге Казахстана (в мм). XII 751,9 753.7 755,2 755,4 757,7 757,9 К ак видно из таблицы 1, для равнинно-низкогорной части Казахстана в целом характерен материковый тип распределения атмосферного давления. При этом наибольшее давление наблю­ дается зимой (декабрь — январь), а наименьшее — летом (июль). Характер изменения давления воздуха связан с изме­ нением радиационных и циркуляционных процессов. Повыше­ ние атмосферного давления к зиме обусловлено уменьшением солнечного тепла, понижением температуры воздуха, началом вторжения арктических воздушных масс и формирования за-

оадпого отрога сибирского антициклона. Уменьшение ж е д ав­ ления воздуха к л е ту объясняется быстрым ростом положитель­ ного радиационного баланса, сильным нагреванием приземных слоёв атмосферы, отступлением арктического воздуха и втор­ жением южных тропических воздушных масс, охватывающих к середине лета значительную часть республики. С этими же процессами связан ы и сезонные перемещения воздушных фрон­ тов. Зимой арктический фронт с побережий Ледовитого океана вступает в пределы Западной Сибири. В это же время иранская ветвь полярного фронта смещается к югу, на территорию И ра­ на. Летом, наоборот, все фронтальные разделы воздушных масс отходят к северу. Такой ход перемещения воздушных фронтов обусловливает преобладание зимой северных и северо-восточ­ ных, а летом — южных, юго-западных и западных вторжений. Западные вторж ения характерны и д л я переходного периода. Изменение давления и температуры воздуха, а также динамика фронтальных процессов сильно влияют на воздушные массы, действующие на территории республики. Воздушные массы, действующие на территории Казахстана, делятся на д в е группы: 1) местные воздушные массы, форми­ рующиеся непосредственно в пределах Казахстана, 2) экстерри­ ториальные воздушные массы, вторгающиеся в Казахстан из других территорий. Последние являю тся одним из основных факторов, участвующ их в формировании климата. М е с т н ы е в о з д у ш н ы е м а с с ы . 1. Полярный конти­ нентальный северо-казахстанско-западно-сибирский воздух об­ разуется над Северным Казахстаном и Западной Сибирью, дей­ ствует в течение круглого года в Северном Казахстане. Он является типичной континентальной воздушной массой, харак­ теризующейся малой влажностью и резкими колебаниями температуры по сезонам года. Зимой этот воздух сильно охлаж­ дается, что связано с влиянием северных вторжений и установ­ лением отрицательного радиационного баланса. Летом он ста­ новится ж арким, вследствие увеличения притока солнечного тепла и сильного нагревания земной поверхности. 2. Полярный континентальный туранский воздух форми­ руется зимой над Южным Казахстаном и Средней Азией в свя­ зи с перемещением в это время иранской ветви полярного фрон­ та на юг. Этот воздух отличается довольно низкой температу­ рой и незначительной влажностью. 3. Твопический (субтропический) континентальный туран­ ский воздух образуется летом над Южным Казахстаном и Средней Азией путём трансформации полярного воздуха, а так­ же тропического воздуха, вторгающегося сюда с юга в летнее время. Этот воздух отличается высокой температурой и боль­ шой сухостью. 4. Полярный континентальный восточно-европейско-западно­

казахстанский воздух формируется над Восточной Европой и Западным Казахстаном. Действует в Западном Казахстане в течение круглого года и по своим физическим свойствам сходен с полярным континентальным воздухом Северного Казахстана. 5. Горные воздушные массы муссонного типа формирую ся в высокогорных областях Казахстана (над Алтаем, Джун­ гарией, Тянь-Шанем). Эти воздушные массы образуются в осот бых условиях высокогорных областей, характеризующихся большой абсолютной высотой и сильным расчленением местно­ сти вследствие трансформации других воздушных масс, прони­ кающих сюда, и сильного изменения направления, скорости в остальных физических свойств. Каждая высокогорная область имеет свой местный горный воздух муссонного типа, характер которого выражается в том, что влажность и направление воздушных масс изменяются по сезонам года. Это изменение обусловлено тем, что высокогор­ ные области К азахстана зимой представляют тёплые острова среди охлаждённых низин. Поэтому зимой с окружающих рав­ нин холодные ветры дуют в горы. Летом, наоборот, - горы вы­ ступают как прохладные острова среди знойных пустынь и полу­ пустынь, а прохладные влажные ветры дуют с гор на равнину. Наличие воздуха муссонного типа создает в высокогорных об­ ластях условия д л я формирования своеобразного климата. 1. Континентальный арктический воздух из сибирского сектора Арктики и севера Сибири проникает на территорию Казахстана чаще всего зимой, когда арктический фронт перемещается с бе­ регов Ледовитого океана к Западно-Сибирской низменности. Вторжения континентального арктического воздуха наблюдают­ ся и в переходное время года, с чем связаны осенние и весенние заморозки. Арктический воздух сибирского сектора охватывает восточную половину Казахстана, доходя иногда до его южных границ. Его повторяемость на северо-востоке 15%, на юго-запа­ д е — 5%. 2. Морской арктический воздух Гренландского и Баренцо- вого морей. Этот арктический воздух европейского сектора Арктики, вторгающийся в зимнее время, охватывает в основном западную часть Казахстана. Его повторяемость на северо-запа­ де 25%, на юго-востоке—5%. 3. Морской полярный воздух из севера Атлантики. Этот воздух является наиболее влажным среди воздушных масс, дей­ ствующих в Казахстане. Вторжение его наблюдается чаще всего в переходное время года, реже зимой. Летом, вследствие сильного нагревания местных воздушных масс и преобладания восходящих токов, западные вторжения идут на большой Вы­ соте (1000—2000 м) и на равнинном Казахстане в чистом виде наблюдаются весьма редко. Несмотря на незначительную повто­

ряемость, зап адн ы е воздушные массы приносят основную часть влаги. С ними связано распределение атмосферных осадков по территории республики (увеличение континентальности с зап а­ да на восток) и по сезонам года (весенние и осенние дожди). 4. Континентальный тропический иранский воздух. Вторже­ ние этого воздуха наблюдается летом. Он охватывает крайние южные районы К азахстана, где его повторяемость около 20%. На северной естественной границе Средней Азии, т. е. у линии, соединяющей северные побережья Аральского моря и оз. Б ал ­ хаш, повторяемость тропического воздуха ие превышает 5%. Вторжение на территорию К азахстана отмеченных экстер­ риториальных воздушных масс, повторяемость которых в общей сложности значительна, происходит в основном во время прохождения циклонов и образования более или менее стацио­ нарных антициклональных полей в тылу циклонов. Циклоны, образуемые вторжением тёплых воздушных масс, играют огромную роль в переносе и распределении влаги. Все их пути можно свести к трём направлениям: 1 — циклоны южных широт, 2 — циклоны средних широт, 3 — циклоны север­ ных широт. Циклоны южных широт поступают с юго-запада, со стороны средиземноморского бассейна, и идут в северо-восточном на­ правлении по Ю жному Казахстану. Циклоны средних широт проходят с запада, со стороны Атлантики, в восточном направлении по Центральному К азах­ стану. Циклоны северных широт направляются с запада на восток и охватывают Северный Казахстан. Возникновение антициклонов связано с вторжением холодных воздушных масс в тыловую часть циклонов. Антициклоны развиваются: 1. Над Центральным Казахстаном. Тогда по его восточной периферии продолжается заток с севера и северо-востока пог лярного или арктического воздуха, а на западной периферии осуществляется южная тяга тёплых тропических и полярных воздушных масс. 2. Над равнинной частью Восточного Казахстана. В этом случае весь К азахстан охватывается западной периферией анти­ циклона. Процесс антициклонального оседания сменяется даль­ нейшим развитием южной адвекции. 3. Над равнинной частью Ю жного Казахстана. Здесь его возникновение связано с ослаблением северной периферии анти­ циклона под влиянием циклонов, перемещающихся по северу Сибири. Наблюдаются случаи, когда центр антициклона рас­ полагается несколько севернее Казахстана, тогда его южная периферия заним ает всю территорию Казахстана. ' Постоянно происходящая смена циклонов и антициклонов

составляет основу структуры циркуляционных процессов, опре­ деляющую характер динамических условий климата. Сезонный режим динамических условий климата Казахста­ на, как и во всех континентальных странах, резко выражен. Зима наступает в результате увеличения отрицательного радиационного баланса и продвижения фронтальных разделов холодных воздушных масс на юг. Зимний режим раньше всего начинается в северных и северо-восточных районах, где проис­ ходит довольно быстрое понижение температуры. Учащаются северные и северо-восточные вторжения, которые тесно связаны с радиационным выхолаживанием ю с продвижением арктичег ского фронта на юг. По мере усиления радиационного выхолаживания и продви­ жения арктического фронта всё далее на юг, зимний режим охватывает и остальные районы, окончательно устанавливаясь на всей территории Казахстана к декабрю. Антициклональные образования в зимнее время наиболее устойчивы над равнинными районами северо-восточного Казах­ стана. Продолжительность их здесь нередко доходит до 10— 20 дней. В связи с преобладанием антициклонов в северо-восточной и центральной части Казахстана арктический фронт обычно проходит между 40 и 45° с. ш. К этим же широтам приурочены проявления полярного фронта, который наблюдается на юге значительно чаще, чем на севере. Вообще повторяемость фронтальных процессов зимой мала. Она составляет всего около 30%. В остальное время зимы тер­ ритория Казахстана занята какой-либо однородной воздушной массой. На севере и северо-востоке это — западно-сибирско-се- веро-казахстанский полярный и континентальный арктический воздух с повторяемостью 70%. Н а северо-западе преобладает повторяемость восточно-европейско-западно-казахстанского по­ лярного и гренландского арктического воздуха. В Южном Казахстане, кроме фронтальных процессов, ярко выражена повторяемость (50—60%) туранского полярного воздуха. Зимой циклонические образования чаще наблюдаются на юге Казахстана. Проникновение циклонов в это время с юга Каспийского моря связано с пульсацией иранской ветви поляр­ ного фронта. На севере республики в связи с развитием антициклонных полей циклонические образования играют небольшую роль. Во время установления антициклонов над Центральным и Восточ­ ным Казахстаном по их западной периферии усиливается про­ никновение воздушных масс, в то время как по их северо-восточ­ ной периферии продолжается заток холодных вторжений. На ли­ нии соприкосновения этих воздушных масс, вследствие их боль- 66

шого температурного различия, наиболее активно проявляется арктический фронт. Поэтому циклоническая деятельность этих участков арктического фронта им еет большое климатическое значение' в северной половине страны. Кроме того, в этих районах большую роль в проявлений циклонической деятельности играет регенерация полузатухших атлантических и средиземноморских циклонов, идущих со стороны Европейской части СССР. Зимой в высокогорных областях циркуляционные процессы протекают иначе. Н а границе высокогорных областей и равнин фронтальные процессы проявляются интенсивней. В это время холодные воздушные массы заним аю т подгорные равнины, не поднимаясь высоко в горы. В горах наблюдается пониженное давление. П оэтом у зимой господствуют ветры, направленные с окружающих равнин в горы. Вообще в горах циркуляцион­ ные процессы протекают более сложно. Здесь немаловажное значение имеют различные местные ветры. Таков в общих чертах характер циркуляции в зимнее время, определяющий вместе с температурным режимом основные осо­ бенности к лим ата Казахстана зимой. В е с н о й циркуляционные процессы носят переходный ха­ рактер от зимы к лету. В конце холодного и начале тёплого пе­ риода (обыкновенно в марте) отмечается уменьшение отрица­ тельных величин радиационного баланса и повышение темпера­ туры. В северных частях Казахстана увеличение тепла связано с учащением южных вторжений. Всё это вызывает изменения в характере циркуляционных процессов. Происходит перемеще­ ние фронтальных разделов воздушных масс с юга на север. Иранский полярный фронт продвигается через Среднюю Азию на юг К азахстана, а арктический фронт постепенно смещается с территории Западной Сибири к берегам Ледовитого океана. Отрог сибирского максимума ослабляется, особенно в Западном Казахстане. Повсеместно (в несколько меньшей степени на се­ веро-востоке) уменьшается повторяемость антициклональных полей. И зм еняется и характер циклонических образований; в частности, уменьшается прорыв циклонов с юга Каспийского моря. Ф ронтальные процессы в это время наиболее интенсивно проявляются на западе Казахстана и слабее на востоке. Вооб­ ще весенние изменения в циркуляционных процессах довольно быстро соверш аются в Западном Казахстане и медленнее в Восточном. В целом весна в Казахстане непродолжительна, что являет­ ся одним из показателей общей континентальности его климата. Л е т о м в Казахстане.циркуляционные процессы имеют со­ вершенно иной характер, чем зимой. В это время происходят частые трансформации (перерождения) воздушных масс, фрон­ тальные разделы воздушных масс, перемещаясь на север; дости­ гают линии своих самых'северных положений. Так, среднеазйат-

ский (иранский) полярный фронт, продвинувшийся далеко на север, располагается к югу от 50° с. ш. Арктический фронт до­ стигает побережья Ледовитого океана. Н а всей территории Ка­ захстана изменяется барический режим, обусловленный сменой сибирского максимума отрогом азорского. Яркое проявление азорского максимума вызывается установлением области пони- . женного давления на юге и частыми прохождениями циклонов на севере. Холодные вторжения, проходящие в тылу этих цикло­ нов через Центральный Казахстан, образуют отдельные очаги повышенного давления, которые динамически связаны с азор- ским максимумом. Отрог азорского максимума проходит примерно по 50° с. ш. и является границей основных воздушных масс и основным ветроразделом. В Северном Казахстане летом действует тёплый конти­ нентальный полярный воздух, образующийся в результате трансформации холодных полярных и арктических воздушных масс. Там довольно часто проявляется циклоническая деятель­ ность. Объясняется это тем что тёплый континентальный поляр­ ный воздух летнего периода типологически сходен с холодным континентальным воздухом, действующим здесь в зимнее время. Северный Казахстан, таким образом, является областью посто­ янного преобладания континентального полярного воздуха. Действующий летом в Южном Казахстане континентальный тропический воздух совершенно отличен от полярного воздуха, действующего здесь зимой. Эта резкая разница обусловлена тем, что в Южном Казахстане существуют исключительно бла­ гоприятные условия д л я трансформации. Большой приток сол­ нечного тепла и сильное нагревание пустынь, особенно песча­ ных, является основной причиной образования мощных восхо­ дящих потоков воздуха, вследствие которых уровень конденса­ ции водяных паров поднимается на большие высоты. Этим, а такж е почти полным отсутствием циклонических проявлений после прекращения прорывов циклонов Каспийского моря объ­ ясняется преобладание здесь ясных солнечных дней с редкими сухими дождями, характерными для сухих субтропиков. В таких своеобразных условиях формируется туранский континенталь­ ный тропический воздух, являющийся наиболее северной ветвью тропического воздуха вообще. Таким образом, в южных районах Казахстана мы наблюда­ ем переменные преобладания тропического воздуха (летом) и полярного (зимой). Это выделяет юг нашей республики в осо­ бую область с переходным от умеренного к субтропическому климатом, редко встречающимся в других районах земного шара. Циклоническая деятельность летом в Казахстане имеет осо­ бенно большое климатическое значение. Циклонические образо- 68

вания этого времени тесно связаны с переносом и перерождени­ ем воздушных масс. В Северном К азахстане проявляю тся циклоны высоких ши­ рот, связанные с деятельностью арктического фронта. Кроме то­ го, для этого района характерна адвекция западных воздушных масс в виде циклонов средних широт и антициклонов. В центральных районах Казахстана циклоны связаны с азор- ским максимумом, а также с антициклональными полями, обра­ зующими очаги -повышенного давления продолжительностью в среднем 2—3 дня, редко до 5 дней. Быстрое разрушение летних антициклонов обусловлено сильным нагреванием суши. В лет­ нее время повторяемость антициклонов, по сравнению с цикло­ нами, вообще м а л а . Преобладание безоблачных ясных дней преимущественно связано с термической конвекцией и с нали­ чием мощных восходящих токов воздуха. Л е т о м циркуляционные процессы в высокогорных областях имеют совершенно иной характер, чем на равнинах. Они в это время года находятся под сильным влиянием западных перено­ сов, которые проходят на довольно большой высоте (1500—2000 м). Летом в горах воздух более влаж ен и более прохладен, чем на окружающих равнинах. В связи с этим здесь, в противопо­ ложность зимнему периоду, преобладаю т влажные прохладные ветры, дующие с гор на равнину. Эти ветры, по мере продвиже­ ния вниз, быстро нагреваются, и у подножья гор осадков не образуется. У ровень выпадения осадков в летнее время нахо­ дится на высоте 1500—2000 м, т. е. примерно в лесолуговом поясе. О с е н ь ю циркуляционные процессы так же, как и весной, носят переходный характер. В связи с уменьшением притока солнечного тепла понижается температура воздуха. С севера на юг постепенно перемещаются фронтальные разделы воздуш­ ных масс. Арктический фронт с побережья Ледовитого океана продвигается в Западную Сибирь. Полярный фронт в свою оче­ редь от Ц ентрального К азахстана перемещается в Среднюю Азию, затем в И ран. Учащаются северные вторжения, в том числе арктические. Возрастает влияние сибирского максимума и увеличивается повторяемость антициклонов. Проявляются прорывы циклонов с юга Каспийского моря. К концу октября переходный х арактер циркуляционных процессов прекращается и устанавливается зимний режим циркуляции. Ветровой режим находится в тесной зависимости от цирку­ ляционных процессов, особенно от распределения атмосфер­ ного давления и от орографии местности. Ось высокого ба­ рометрического давления, пересекающая территорию Казахста­ на с востока на запад примерно по 50-й параллели и сущест­ вующая зимой и летом, является основным ветроразделом на равнинно-низкогорной части страны.

З и м о й к северу от этого отрога высокого давления господ­ ствуют южные и юго-западные ветры, к югу — северные и севе­ ро-восточные. Зимой, несмотря на большую повторяемость ан- тициклональных погод, скорость ветра в Казахстане значитель­ нее, чем летом. Это связано с более резким проявлением в зим­ нее время оси высокого давления. С удалением от последней скорость ветра уменьшается, что объясняется уменьшением раз­ ности в давления^ в этом же направлении. В Центральном Ка­ захстане средние месячные скорости ветра в январе колеблются от 4 до 6 м/сек. В Южном Казахстане они уменьшаются до 4— 2 м/сек. Зимой во время проявления фронтальных процессов и циклонов скорость ветра достигает значительной величины. В этих случаях бывают сильные бураны и вьюги. В е с н о й и о с е н ь ю , в период переходных циркуляцион­ ных процессов, скорость ветра так же велика, как и зимой. Л е т о м от оси высокого барометрического давления к се­ веру господствуют юго-западные и западные ветры, к югу же преобладают северо-восточные. Средняя месячная скорость их в июле 2-3 м/сек на севере и 1-2 м/сек на юге. Такая незначи­ тельная скорость обусловлена относительно слабой выражен­ ностью оси высокого давления, небольшой разностью в темпе­ ратурах и давлениях взаимодействующих воздушных масс и преобладающим проявлением температурной конвекции и вос­ ходящего тока воздуха. В высокогорных областях ветровой процесс зимой к летом протекает довольно оживлённо, что связано с особенностями циркуляционных процессов в горах и сложной орографией местности. Одним из основных видов ветра в горах являются горно- долинные ветры, или горные бризы, дующие особенно часто в летнее время и имеющие суточное переменное направление (ут­ ром с равнины, вечером и ночью с гор). Характерны также и фёны, чаще всего наблюдаемые в холодный период года в не­ которых районах горных областей. В межгорных долинах и котловинах, таких как Джунгар­ ские ворота и Илийская долина, наблюдаются местные «горно- воротные ветры» довольно большой силы, действующие подолгу в определенные сезоны года. Так, например, через Джунгарские ворота дуют местные ветры сайкан и эбе, по Илийской долине — чилик. Ветры этого рода возникают в случае образования боль­ шого различия в давлении воздуха по ту и другую стороны меж­ горных проходов. Сайкан и чилик относятся к холодным ветрам, дующим со стороны высокого давления, эбе — к тёплым. Повы­ шенная температура эбе (на 8— 10° выше температуры воздуха окружающих районов) обусловлена динамическим сжатием воздушного тока во время прохождения его через узкий горный проход. Этот ветер проходит в зимнее время через Джунгарские

ворота по нижним слоям атмосферы, не поднимаясь выше 500— 600 м. Он имеет скорость 10— 12 и более м/сек. Запасы энергии ветра в К азахстане исчисляются по прибли­ зительным подсчётам в 230 млн. л . с. П ри редкости гидросети и маловодности рек пустынной и пустынно-степной зоны страны ветровая энергия м ож ет и должна быть выдвинута на передний план энергетических ресурсов. В некоторой мере она уж е ис­ пользуется во многих районах республики. Зимой, а т а к ж е осенью и весной на равнинио-низкогорной части Казахстана нередко разы грываю тся бураны ураганной силы. Они иногда вызывают катастрофические последствия: сдувают снег с озим ых посевов, которые после того промерзают. С такими разруш ительными действиями ветра ведётся борьба: проводятся лесонасаж дения, снегозадержание и другие меро­ приятия. ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ. В Казахстане, несмотря на однотипность его климата, тем­ пературный реж им довольно разнообразен. Это обусловлено особенностями климатообразующих факторов, действующих в Казахстане, и обширностью его территория. Однако основной и общей особенностью температурного режима является здесь континентальный тип годового и суточного хода температуры воздуха, отличающийся высокой амплитудой. На распределение температуры по территории республики большое влияние оказы вает рельеф местности. Равнинно-низко­ горная и вы сокогорная части К азахстана довольно резко отли­ чаются друг о т д р у га по термическому режиму. В равнинно-низкогорной части средние годовые и средние месячные, тем пературы изменяются в горизонтальном направ­ лении — с севера н а юг. В высокогорных областях температуры обычно изменяются с поднятием местности над уровнем моря. Средняя годовая температура воздуха в равнинно-низкогор­ ной части К а зах стан а повсеместно положительная. С увеличе­ нием солнечного тепла с севера на юг происходит её повыше­ ние, которое при продвижении на один градус широты дает 1,2° тепла. На севере республики средняя годовая температура воз­ духа 0,5°, но, постепенно возрастая к югу, она доходит до 13,5°. Таблица 2 Средние годовые температуры воздуха в равнинно-низкогорной части Казахстана (в градусах). Петропавловск—0,5 Кзыл-Орда —8,9 Кустанай —1 ,6 Джамбул — 9,5 Чимкент — 11,8 Павлодар — 1 ,8 Красный Акмолинск —1,4 Карсакпай — 4 , С водопад — 13,5 71

Таким образом, разница средних годовых температур между се­ вером и югом республики составляет 13° (таблица 2). Средняя годовая температура в высокогорных областях Ка­ захстана понижается с поднятием местности. Например, на Се­ верном Тянь-Шане температура понижается следующим обра- Алма-Ата (800 м ) 7,3 Медео (1529 м) 6,8 Усть-Горельник (1942 л ) 3,4 Б. Алма-Атинское озеро (2511 м ) 0,8 Такая последовательность дает уменьшение средней годовой температуры на 0,4—0,5° на сто метров поднятия. Средняя январская температура в равнинно-яизкогорной час­ ти Казахстана повышается с севера на юг, на каждый градус широты она увеличивается на 1,6°. Н а крайнем севере средняя январская температура составляет —19°, на юге — 1,4° (табл. 3). Таблица 3 Средние январские температуры воздуха в равнинно-ннзкогорной части Казахстана (в градусах). Петропавловск — 19,0 Уральск — 14,1 Кзыл-Орда —9,8 Кустанай — 17,8 Гурьев — 10,4 Джамбул —5,1 Павлодар — 17,8 Тургай — 17,2 Чимкент —4,3 Акмолинск — 17,7 Карсакпай — 15,3 Красный водопад —1,4 В зимнее время разница температур северной и южной час­ тей республики составляет 17,6°, т. е. значительно больше, чем разница средних годовых температур. Особенно сильные морозы в Северном Казахстане наблюда­ ются во время адвекции арктических и холодных полярных воз­ душных масс из Сибири. Минимальные температуры достигают тогда — 55—58°. В Южном Казахстане, расположенном недалеко от. субтро­ пиков, радиационный баланс зимнего периода характеризуется небольшой отрицательной суммой. Вторжение холодных воз­ душных масс здесь значительно меньше, чем на севере, и они довольно быстро прогреваются. Кроме того, здесь довольно часто проявляется циклоническая деятельность. В связи с этим сильные морозы на юге наблюдаются редко, и они непродолжи­ тельны. Минимальные температуры в южных районах Казах­ стана доходят до — 30°. Во время выноса южных тёплых по­ лярных масс (с юга на оевер) создаются условия для образова­ ния оттепелей, сопровождаемых иногда дождями. Во время отте­ пели зимой температура может подниматься до 20°. В северной половине Казахстана подобные оттепели доволь­ но редки, во время их температура не поднимается выше 6,8°. П

Резкое похолодание, наступающее после оттепели, приводит к образованию гололедиц, приносящих большой' урон скотовод- Холодный период с отрицательными месячными температу­ рами воздуха на севере равнинно-низкогорной части Казахстана длится 5 месяцев — с ноября по март, в Южном Казахстане 2 месяца — ян вар ь и февраль. Средняя ян вар ск ая температура в высокогорных областях Казахстана распределена несколько иначе, чем на равнинах. Общей закономерностью распределения зимних температур в горах является чередование полос с низкой и высокой темпера­ турой (таблица 4 ). Таблица 4 Средние январские температуры воздуха в высокогорных областях Казахстана (в градусах) I. На Алтае 2. В Джунгарии 3. В Тянь-Шане Семипалатинск— 16,2 Аксу—12,6 Илийск—12,3 Село Тоурак—13,6 Саркаид—11,5 Маркакуль—25,8 Арасаи—10,3 Медео—4,3 Капал—7,4‘ Такое распределение зимних температур в горных областях происходит б л аго дар я существованию температурных инверсий. Подгорные равнины , охваченные холодными массами, имеют бо­ лее низкую температуру воздуха, чем предгорья, низкогорья и среднегорья, д о которых тяжёлые холодные воздушные массы не поднимаются. К ром е того, в этих выше расположенных поясах, отличающихся сильным расчленением рельефа, густой лесолуго­ вой растительностью и находящихся между нижним и верхним холодным слоем атмосферы, создаются условия для своеобраз­ ного относительно тёплого термического режима. Но далее в вы­ сокогорье наблю дается снова понижение температуры, объяс­ няемое в основном общей закономерностью распределения её в вертикальном направлении. Продолжительность зимы в высокогорье почти такая же, как в тундре, т. е. 9— 10 месяцев. Средняя июльская температура в равиинно-низкогорной час­ ти Казахстана характеризует термический режим самого тёплого месяца и в зависимости от тех же радиационных и циркуляцион­ ных Факторов повышается с севера на юг. Примерно на каждый градус широты она повышается на 0,8°. В северных районах республики средняя июльская темпера­ тура 19—20°, а на крайнем юге 27,5° и выше. Летом разница в температуре м еж ду северной и южной частью К азахстана со­ ставляет 8,4° (таблица 5).1 1 В Джунгарии выше Капала высокогорных метеостанций не имеется. 73

Таблица 5 юльские температуры воздуха в равнннно-низкогорных районах Казахстана (в градусах) Акмолинск : 19,1 Уральск 23,1 Кзыл-Орда 25,9 21.4 Гурьев 25,4 Джамбул 23,4 21.4 Тургай 24.2 Чимкент 26,3 Карсакпай 23,6 Красный водопад 27,5 В летнее время в равнинно-низкогорной части Казахстана в связи с общим нагреванием суши, трансформацией и прогревани­ ем воздушных масс происходит выравнивание температуры. По­ этому различие в температурах между севером и югом значи­ тельно меньше, чем зимой. Летние температуры в равнинно-низкогорной части Казахста­ на повсюду высокие, особенно на юге. Это обусловлено транс­ формацией туранского полярного воздуха в туранский тропичес­ кий и адвекцией иранского тропического воздуха. Кроме того, большую роль играет подстилающая поверх­ ность, так как от альбедо зависит йнтенсивность прогревания воздушной массы. Вследствие всего этого, абсолютные максимумы температуры воздуха очень высоки: на севере 38—40°, а на юге 45—46е. Продолжительность тёплого времени с положительными ме­ сячными температурами воздуха на севере равнинно-низкогор­ ной части Казахстана равна 7 месяцам — с апреля по октябрь, в Южном Казахстане— 10 месяцам (март—декабрь). Средняя июльская температура в высокогорных областях юго-восточного Казахстана понижается с поднятием местности. Бывают иногда и исключения. Так, в межгорных котловинах и на высокогорных плато температура с поднятием вверх не подни­ мается. Обычно летний температурный градиент для гор Казах­ стана — 0,6—0,8° на 100 м высоты. О понижении летней темпера­ туры с увеличением высоты говорят и следующие фактические данные. Средние июльские температуры воздуха в высокогорных областях Казахстан На Алтае В Джунгарии На Тянь-Шане Семипалатинск 21,8 Аксу 24,0 Алма- Ата 22,8 Село Тоурак 16,0 Саркэнд 23,3 Медео 17,7 Маркакуль (впадина) 13,5 Арасан 20,5 Усть-Горельиик 13,6 Б. Алма-Атинское озеро. 10,2 ДОыижнлки 6,5 Несмотря на то, что средние месячные июльские температуры повсюду в горах положительны, всё же бывают дни, когда тем­ пература там опускается ниже 0°, дожди превращаются в снег. 74

Температурный р еж им осени и весны носит переходный ха­ рактер между лето м и зимой. В К азах стане переход от зимы к «ту в термическом отношении происходит быстро. Различия вежду последними отрицательными и первыми положительными средними месячными температурами воздуха на севере К азах­ стана (март — а п р ел ь ) составляют 11— 13°, в центральной полосе (февраль —м арт) 6— 8°, а на юге республики (январь—февраль) 2—3°. Переход о т л е та к зиме соверш ается менее интенсивно. Осенне-зимний переход устойчивых средних суточных темпе­ ратур воздуха через 0° в Северном К азахстане наблюдается в начале второй половины октября, а на ю г е — в конце декабря. Весенний переход устойчивых средних суточных температур воз­ духа через 0° в Ю ж ном Казахстане отм ечается во второй полови­ не февраля и в начал е марта, а на севере — в первой половине апреля. Температурная ам плитуда в К азах стан е высока и является одним из показателей континентальности климата республики. Её средняя годовая величина на севере равнинно-низкогорной части доходит д о 41° и выше. Абсолютная тем пературная ам плитуда в равнинно-низкогор­ ной части достигает 80—90°. В высокогорном поясе горных областей Казахстана средняя годовая тем пературная амплитуда небольшая. Она составляет примерно 16— 18°. З д е с ь абсолютный минимум 35°, а абсолютный максимум не больш е 15°. Следовательно, абсолютная темпера­ турная амплитуда 45— 50°. Суточная тем пературная амплитуда в Казахстане так ж е зн а ­ чительна. Зимой (ян варь) она составляет 6—9°, летом (июль) 10—17°. Это объясняется в основном влиянием подстилающей поверхности. Зим ой подстилающая поверхность — это снег с по­ стоянной температурой. Летом ж е при разнообразии почвенно­ растительного п окрова суточные колебания температуры доволь­ но высоки, особенно в пустыне, где они достигают 20—30°, и в высокогорных зо нах горных областей.' В целом термический режим К азах стана, несмотря на резкие его колебания как по сезонам года, та к и в течение суток, очень благоприятен д л я земледелия. Атмосферные осадки. К азахстан — с трана засушливая. На его территорию проникают в основном сухие континентальные воздушные массы. В лажные воздушные массы (например, за­ падные атлантические) на своём длительном пути теряют боль- шую часть влаги и доходят до К азах стана почти обезвоженными. Отсутствием условий для образования более обильного вну­ треннего влагооборота объясняется континентальность и сухость местных воздушных масс. Исключение представляют высокогор­ ные области, где д л я этого имеются относительно хорошие ус­ ловия. Таким образом , источниками влаги д л я Казахстана являют- 75

ся: 1{северо-западные и западные воздушные массы, идущие со стороны Атлантики. Это основной источник, хотя северо-запад­ ные и западные переносы, как было отмечено, доходят до Казах­ стана значительно обезвоженными; 2) циклоны, интенсивно про­ являющиеся на арктическом и иранском полярном фронтах; 3) источники внутреннего влагооборота. Распределение атмосферных осадков по территории респуб­ лики согласуется с природными зонами, расположенными в соот­ ветствии с географическими широтами, с удалённостью основ­ ного источника влаги и с рельефом местности. Последнее обсто­ ятельство особенно важно для высокогорных областей. Характер распределения атмосферных осадков показывает В 'равнинно-низкогорной части Казахстана, как видно из таб­ лицы 7, среднее годовое количество атмосферных осадков зако­ номерно уменьшается с севера на юг. На севере Казахстана, в лесостепи и ковыльно-разнотравной степи, на чернозёмах, занимающих довольно узкую полосу, го­ довое количество атмосферных осадков несколько превышает 300 мм. В центральной полосе оно колеблется о т 200 до 275 мм. На юге республики за год выпадает осадков в среднем 150—200 мм. Ещё меньшее количество осадков приходится на районы северо- восточной части Каспийского моря, на Приаралье и на южное Прибалхашье, где за год их выпадает немногим больше 100 мм. Наименьшее количество атмосферных осадков получает северо- восточное Приаралье (меньше 100 мм). Причина заключается не только в том, что эти районы заняты песчаными пустынями, но и в том, что они представляют собой 76

наиболее пониж енные участки, расположенны е при внутренних водоёмах. В делом север К азахстана больш е обеспечен атмосферными осадками, чем юг, что объясняется различием физико-географи­ ческих и общ еклиматических особенностей севера и ю га: 1) на севере К азах стана уровень конденсации водяных паров несколь­ ко ниже и вл аж н о сть воздуха выше; 2) в несколько р аз больше повторяемость циклонов, дающих атмосферные осадки; 3) се­ верные районы К азахстана подверж ены влиянию северо-запад­ ных и западных воздушных масс, а в южных районах эти воздуш­ ные массы пр о х о д ят по высоким слоям атмосферы и почти не дают осадков; 4) на севере К азахстана условия для внутреннего влагооборота нем ного лучше, так к ак в северных районах снеж ­ ный покров более устойчив и продолжителен, вследствие чего почвы относительно влажны, растительный покров, представлен­ ный лесостепной и степной растительностью, довольно богат и озёрно-речная сеть сравнительно густа. Количество атмосферных осадков уменьшается и с запада на восток. Э то связан о с возрастанием континентальности кли­ мата в этом направлении, вызванным ослаблением влияния се­ веро-западных и западных влажных воздушных масс и усилени­ ем влияния восточных и северо-восточных переносов континен­ тальных воздуш ны х масс. Уменьшение атмосферных осадков с запада на восток незначительно, но все ж е заметно. Т ак, среднее годовое количество атмосферных осадков в Актюбинске 275 мм, вТургае 213 мм, в Аягузе 191 мм. Высокогорные области К азах стана получают атмосферных осадков значительно больше, чем равнинно-низкогорные. Они здесь распределены тоже неравномерно, что связано не только с географическим положением и циркуляционными процессами. Но и с абсолютной высотой и х арактером рельефа высокогорных областей. В высокогорных областях среднее годовое количество атмосферных осадков, как и на равнинах, уменьшается с севера на юг и с з а п а д а на восток. Так, например, среднее головое ко­ личество атм осферных осадков н а Западном Алтае в верховье р. М. Ульбы 1570 мм, на Южном А лтае 300—500 мм, в Северной Джунгарии 800— 1000 мм, на С еверном Тянь-Шане 800—850 мм и более. Главной особенностью распределения атмосферных осадков в высокогорных областях является резкое увеличение среднего годового количества их с поднятием местности. Это положение подтверждается следующими данны ми метеостанций северного склона Заилийского Алатау: Алма-Ата—557 мм Мед.-о — 821 мм Кайенское плато — 756 Верхний Горельник — 834 мм Однако в зависимости от х арактера рельефа возможны и

исключения. Замкнутые межгорные котловины и высокогорные плато, имеющие большие абсолютные высоты, получают атмос­ ферных осадков меньше, чем горные хребты или долины, рас­ положенные значительно ниже, но хорошо расчленённые. Так, например, на А лтае на замкнутом плато Укок (2200 м) за год выпадает всего 286 мм. осадков. В Джунгарии в с. Сарканде среднее годовое количество осадков составляет 427 мм, в то время как на Копальском плато, расположенном значительно выше Сарканда,— только 310 мм. В Тянь-Шане мало атмос­ ферных осадков получают сырты Центрального Тянь-Шаня. Распределение атмосферных осадков по сезонам года в раз­ ных частях К азахстана также различно (табл. 8) Таблица 8 Атмосферные осадки х- ого и теплого периодов г Петропавловск Кустанай . . . Павлодар . . . Акмолинск . . Караганда . . Актюбинск . . Аральское море Кзыл-Орда . . Из таблицы видно, что в холодный период атмосферных осад­ ков выпадает мало. Н а зиму в целом по республике из общего годового количества их приходится лишь около 40%. Это обус­ ловлено тем, что зимой происходит смещение фронтов с севера на юг, причём Казахстан почти полностью охватывается арк­ тическим фронтом. В это время усиливается влияние оси вы­ сокого барометрического давления, представленного отрогом сибирского максимума. В северной половине Казахстана зна_- чительное место занимают антициклональные поля. Над всей территорией Казахстана преобладают северные и северо-вос­ точные' переносы, приносящие сухие холодные воздушные массы. Циклоническая деятельность на севере проявляется реже- Поэтому в северных районах зимой выпадает 20—30% годово­ го количества осадков, т. е. значительно ниже среднего пока­ зателя за зимний период по республике в делом. 78

В южных районах К азахстана в зимнее время атмосфер­ ных осадков вы падает довольно много, от 45 до 60% общего количества, т. е. намного больше среднего показателя. Это объ­ ясняется тем , что зимой в южных районах повторяемость хо­ лодных воздуш ны х масс сравнительно мала, а циклоническая деятельность проявляется активно. На территории Казахстана летом атмосферных осадков вы­ падает больше, чем зимой, так к а к летом происходит перемеще­ ние фронтов к северу, причём полярный фронт проходит по север­ ной половине республики. Усиливается влияние влаж ных за­ падно-восточных переносов и повсеместно активизируется циклоническая деятельность. З а лето в северных районах вы­ падает осадков о т 60 до 80—85% годовой суммы. В летнее время на ю ге К азахстана, несмотря н а то, что циклоническая деятельность проявляется достаточно активно, циклоны дают осадки редко. П оэтому летом здесь вы падает от 40 до 55% годо­ вого количества. Летом на юге часто наблюдается сухой дождь, (под влиянием мощных восходящих токов образовавшийся дождь не доходит до земли и испаряется в атмосфере). В южных пустынных районах К азахстана в летнее время осадков выпадает м ало, в общей сумме о т 2 до 8 мм. В некоторые годы в течение 2—3 летних месяцев их вообщ е не бывает. Годовой режим распределения атмосферных осадков в рав­ нинно-низкогорной части К азахстана имеет ряд типов, связан­ ных с определёнными природными зонами. Типологическое различие годового режима осадков обусловлено в основном сезонным перемещением воздушных фронтов, вместе с переме­ щением которых изменяются с севера на юг годовой максимум и годовой минимум атмосферных осадков. В северных районах равнинно-низкогорной части К азах стана максимум осадков при­ ходится на лето (июнь-июль), минимум — на зиму (январь- февраль). В центральной полосе наблюдаются два максимума: весной и осенью и два минимума: летом и зимой- Н а юге Ка­ захстана м аксим ум осадков приходится к концу зимы и к на­ чалу весны (февраль — март), минимум — на лето (июль — август) • Сезонное распределение атмосферных осадков в высокогор­ ных областях довольно разнообразно. Большей частью здесь максимум наблю дается два р а за — в весенне-летнее время и во вторую половину осени, минимум — в первой половине осе­ ни и зимой. Как на равнинах, так и в горах годовые, месячные и суточ­ ные суммы осадков в многолетнем разрезе очень изменчивы. Виды атмосферных осадков и их распределение по сезонам года в К азах стан е своеобразны. Больш ая часть осадков вы падает в виде дождя, хотя в вы­ сокогорных районах и в разгаре лета наблюдаются снегопады. 79

Дожди выпадают д аж е в зимнее время, особенно часто на юге. Эти дожди связаны с интенсивным выносом южных тёплых воз­ душных масс с юга на север. В весенне-летнее время нередко бывают сильные ливни. Они могут д ать слой на равнинах до 100—110 мм, а в горах до 120 мм. Дож ди этого периода иногда сопровождаются грозами, чаще всего фронтального происхож­ дения. Число дней с грозами на севере (15—25) больше, чем на юге (5—20). Это связано с прохождением летом полярного фронта по северу страны. Снежный покров. В различных районах Казахстана продол­ жительность и мощность снежного покрова неодинакова. В равнинно-низкогорной части начало образования и тая­ ния снежного покрова соответствует осеннему и весеннему пе­ реходу средней суточной температуры через 0°. На севере и северо-востоке снежный покров образуется на­ много раньше и сходит значительно позже, чем на юге, и носит более устойчивой характер. Здесь постоянный снежный покров устанавливается уже в конце октября. Полный сход снежного покрова происходит в третью декаду апреля. Таким образом, продолжительность его в северных районах колеблется от 125 до 175 дней. Однако его мощность, из-за небольшого количества осадков, незначительна. Вследствие переноса снега с места на место метелями и поземками, часто наблюдаемыми в это время года, снежный покров распространён неравномерно. Средние декадные высоты его бывают от 15 до 30 см, местами они дохо­ дят до 40 см. На юге К азахстана снежный покров образуется в конце но­ ября и сходит в первой половине марта, т. е. он устанавливает­ ся на один месяц позже, а стаивает почти на полтора месяца раньше, чем на севере. Продолжительность его здесь колеблет­ ся от 40 до 80 дней. В южной половине республики, особенно на крайнем юге, снежный покров неустойчив. Здесь во время частых оттепелей в середине зимы, особенно же в начале и в 'конце её, происходит таяние снега. От таких периодических таяний мощность.снежного покро­ ва на юге меньше, чем на севере. Средние декадные высоты его колеблются от 10 до 20 см. В высокогорных областях начало образования и таяния снежного покрова, его продолжительность и мощность нахо­ дятся в прямой зависимости от абсолютной высоты местности и характера рельефа. В районе нивальной зоны снегопады на­ блюдаются даже в летние месяцы. В высокогорных зонах постоянный снежный покров уста­ навливается уже в начале осени, таяние его продолжается в течение всего весенне-летнего времени. Снеговая линия в высо­ когорных областях Казахстана лежит на различной высоте- от 2400 до 4200 м.

ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА. В равнинно-низкогорной части К азахстана испарение нет много меньше количества выпадаемых осадков. Испаряемость же в несколько р а з превышает среднее годовое количество осадков. Годовая величина испаряемости в северной половине Казахстана к о л еблется от 500 до 1000 мм, в южной — от 1000 до 1750 мм. В прям ой зависимости от этих гидротермических условий находится годовой режим абсолютной и относитель­ ной влажности, а так ж е дефицита влажности. Абсолютная влажность закономерно повышается с севера на юг- На севере средняя годовая абсолютная влажность 6—7 миллибар, на юге 8 —9 мб- Годовой ход абсолютной влажности совпадает с годовым ходом тем пературы воздуха. П ри этом наибольшая величина абсолютной влажности наблюдается летом: на севере 13— 14 мб., на юге 14— 15 мб. Наименьшее кр- личество абсолютной влажности приходится на зиму (январь — февраль) — 1,5—2 м б на севере и 3—5 на юге. Такой характер распределения абсолютной влажности, тесно связанный с рас­ пределением температуры по территории республики, показы­ вает климатические различия м ежду севером и югом. В целом в Казахстане в летнее время абсолютная вл аж ­ ность распределена довольно равномерно. В холодное время года на юге, вследствие теплой зимы, абсолютная влажность больше, чем на севере. Относительная влажность распределена совершенно иначе. В равнинно-низкогорной части К азахстана она, в противо­ положность абсолютной влажности, закономерно уменьшается с севера на юг. Н а севере средняя годовая относительная влажность возд уха в 13 часов дня 60—65%, на юге — только 40-45% . Годовой х о д относительной влаж ности также противополо­ жен годовому ходу абсолютной влаж ности. Наибольшая отно­ сительная вл аж н о сть наблюдается в зимнее время (январь — февраль), когда её средняя месячная величина в 13 часов дня на севере 80— 8 3 % , на юге 65—70% . Наименьшая относитель­ ная влажность приходится на лето (ию ль — август), когда её средняя м есячная величина в 13 часов дня на севере 45—50%, на юге 20—30% . Дефицит влажности также является одним из основных по­ казателей влаж ности воздуха. Распределение и годовой ход его совпадают с режимом температуры воздуха и абсолютной влажности- В равнинно-низкогорной части Казахстана дефицит влаж ­ ности увеличивается с севера на юг. Н а севере средняя годовая величина его 3— 4 мб, на юге — д о 10— 11 мб. В летнее врем я, в связи с увеличением температуры и су­ хости воздуха, увеличивается и дефицит влажности. Наиболь-

шая величина дефицита влажности наблюдается в июле —ав густе: на севере 8— 10 мб, на юге 25— 30 мб. Наименьший де­ фицит влажности приходится на зимний период. В это время он равен на севере 0,2—0,3 мб, на юге 1—2 мб. В л а ж н о с т ь в о з д у х а в высокогорных областях Ка­ захстана значително больше, чем в равнинно-низкогорно} части, и распределена она в зависимости от абсолютной высо­ ты местности. Здесь годовой режим абсолютной и относительно# влажности, а такж е дефицита влажности почти сходен с их го­ довым режимом на равнине. Но вместе с тем средняя годовая в средняя месячная величины абсолютной влажности и дефицита влажности меньше, а относительной влажности несколько боль­ ше, чем на равнинах. Засухи и суховеи в Казахстане, особенно в южной половине его равнинно-низкогорной части, явление обычное. Они обра­ зуются при устойчивом антициклоне, при отсутствии северо-за­ падных влажных переносов, а такж е во время трансформации полярных воздушных масс в континентальные тропические и, наконец, при адвекции иранского жаркого континентального тропического воздуха. При суховейно-засушливой погоде температура воздуха поднимается до 35—40°, относительная влажность понижается до 10%. В пустынной и пустынно-степной зоне с конца весны до начала осени повторяемость суховейно-засушливых дне# составляет 40—45%. Наибольшее число таких дней приурочено к середине лета, повторяемость их в это время 65—80%. Засухи и суховеи очень губительны для растительности. В засушливые годы рано выгорают растения, что крайне небла­ гоприятно отражается на выпасе скота. Не менее вредны оия и для сельскохозяйственных культур. Борьба с засухами всег­ да была одной из основных задач работников сельского хозяй­ ства- В настоящее время эта борьба осуществляется главный образом путем лесонасаждения, обводнения и орошения. ПОГОДА ОСНОВНЫХ СЕЗОНОВ ГОДА. В различных частях Казахстана сезоны года характеризу­ ются определённым типом погоды. При этом в северной и юж­ ной частях равнинно-низкогорной территории погода основньй сезонов значительно различается. З и м а на севере длится с ноября по март. Она характеризу­ ется устойчивой, холодной, морозной погодой, иногда с темпе­ ратурой — 45—55°. Атмосферных осадков выпадает мало, по­ этому высота снежного покрова незначительна, хотя он про­ должителен и устойчив. Господствуют южные и юго-западные, ветры, сопровождающиеся сильными метелями. Много пасмур­ ных дней.

С продвижением на юг зимний период постепенно сокращ а­ ется и принимает несколько иной характер. На крайнем юге зима продолж ается около двух месяцев — с января по ф евраль. Она гораздо теплее и отличается доволь­ но частой сменой морозных дней оттепелями. Лишь в редкие годы морозы дох о д ят до — 20—30°. Снежный покров незначи­ телен, из-за часты х оттепелей он неустойчив и подвержен та я ­ нию. Иногда наблюдаются зимние дож ди. Господствуют север­ ные и северо-восточные ветры, не достигающие, однако, боль­ шой скорости. П асмурных дней меньше, чем на севере. В е с н а в К азахстане кратковременна и в основном при­ урочена к апрелю. Д л я неё характерно быстрое повышение тем­ пературы, интенсивное таяние снега. Несмотря на быстрое увеличение тепла, наблюдаются возвраты холода, вызываю­ щие поздние заморозки. На юге Казахстана весной выпадает атмосферных осадков больше, чем в другие сезоны года. Но дождливая погода скоро сменяется малооблачной и засуш ли­ вой. Л е т о в целом по Казахстану продолжается пять месяцев (с мая по с ен тя б р ь). Летом в К азахстане повсеместно жарко. Жара доходит д о 38° на севере и до 46° на юге Суточные ко­ лебания тем пературы достигают большой величины. В лаж ­ ность воздуха незначительна, часто бывает суховейно-за­ сушливая погода, главным образом на юге. Несмотря на эти общие особеннности летнего времени, северные и южные части республики им ею т существенные различия. Лето в северны х районах К азахстана отличается более зна­ чительным выпадением осадков, относительно меньшей повто­ ряемостью суховейно-засушливой погоды и несколько повышен­ ной относительной влажностью. Н а севере преобладают запад­ ные и юго-западные ветры, н а зап аде — северо-западные и западные. В южных районах преимущественно ж аркая и безоб­ лачная погода, атмосферные осадки выпадают редко, бывают годы, когда в течение двух — трех летних месяцев их не быва­ ет совсем. Относительная влажность очень мала, дефицит влаж ­ ности достигает максимальных величин, повторяемость суховей­ но-засушливой погоды значительно чащ е, чем на севере. О с е н ь в К азахстане в основном приурочена к октябрю. Она характеризуется быстрым понижением температуры воз­ духа, частыми вторжениями северны х переносов, сопровож­ дающихся адвективными зам орозкам и. На севере республики происходит в это время некоторое уменьшение атмосферных осадков, а на юге, наоборот, увеличение. В начале осени гос­ подствует тёплая ясная погода, которая постепенно сменяется пасмурной и морозной. Н а севере снегопады наблюдаются уже в начале осени, на юге они появляются позже.

'«этические области Казахстана. I. Северо-Казахстанская нотравно-злаковых степей, И. Центрально-Казахстанская к тынных степей; III. Южно-Казахстанская климатическая о -Алтайская климатическая область. 7 —Са^у-Та^багатай с

климатическая область: 1—климат лесостепи, 2 —климат климатическая область: 3 —климат сухих степей. 4 _климат область: 5 —климат пустынь; IV. Климат горных областей: ская климатическая область, 8 —Джунгарская климатиче-

КЛИ М А Т И Ч Е С К И Е О Б Л А С Т И КАЗАХСТАНА. Казахстан в климатическом отнош ении можно разделить на две части: I) равнинно-низкогорную с горизонтальными кли­ матическими зо н ам и и 2) высокогорную с вертикальными клим а­ тическими поясами. Климат равнинной части К азах стан а в целом континенталь­ ный, и его основные черты изменяю тся в зависимости от геогра­ фической ш ироты с севера н а юг. При этом отдельные физико-географические ландш афтны е зоны имеют свой кли­ мат— тот или иной вариант континентального климата. В рав­ нинной части К азах с т а н а можно вы делить три климатические области: Северо-Казахстанская климатическая область с полярным ным умеренно-континентальным клим атом ; 2) Ц ентрально-К азахстанская клим атическая область с по­ лярным резко континентальным клим атом ; 3) Ю ж но-К азахстанская к лим атическая область с переход­ ным от полярного к субтропическому климатом. Северо-Казахстанская климатическая область с полярным умеренно-континентальным климатом заним ает северную часть республики, к север у от 52° с. ш . О на охватывает в основном Западно-Сибирскую низменность и часть Общего Сырта. Кли­ мат этой об ласти формируется п о д постоянным действием се­ веро-казахстанских и западно-сибирских континентальных по­ лярных воздуш ны х масс. Больш ое влияние оказывают аркти­ ческие воздуш ны е массы. Зим а зде с ь продолжительная, холод­ ная. Средняя ян ва р с к а я тем пература довольно низка— 17-т—19е, морозы доходят д о — 55°. Л ето продолжительное, умеренно жаркое, средняя тем пература ию ля 19—21°, температура воз­ духа временами доходит до 38°. С реднее годовое количество осадков 300—315 мм. М аксимум их вы падает летом, мини­ м ум -зи м ой, поэтому снежный покров незначителен, хотя продолжителен и устойчив. Эта о б л асть делится на д ве клима­ тические зоны: 1) зону клим ата лесостепи и 2) зону климата разнотравных з лак о в ы х степей. Зона кл им ата лесостепи охваты вает северную половину об­ ласти. Зима зде с ь более сурова, чем в южной половине, сред­ няя январская тем пература — 19°. Л е то умеренно жаркое, средняя тем п ер ату р а июля 19°. С реднее годовое количество осадков 310— 315 мм. Зона к л и м а та разнотравных злак о вы х степей охватывает южную часть области. Зима здесь та к ж е сурова, как на севере, но средняя я н в а р с к а я тем пература несколько выше (— 17 ). Лето более ж а р к о е , средняя ию льская температура 20,5—21°. Среднее годовое количество атмосферных осадков около 300 мм, то есть немного меньше, чем на севере Ц ентрально-К азахстанская клим атическая область с по- 85

ляриым, резко континентальным климатом занимает централь­ ную часть Казахстана. Она охватывает большую часть Казах­ ской складчатой страны и Тургайского плато, Мугоджары, Эмбинское плато и северную окраину Прикаспийской низмен­ ности. Её южная граница проходит примерно по 48° с. ш. Климат этой области формируется под постоянным дейст­ вием оси высокого барометрического давления, представленной зимой западным отрогом сибирского антициклона, а летом вос­ точным отрогом азорского максимума. Зима здесь продолжи­ тельная и довольно холодная, с преобладанием погоды анти- циклонального типа. Средняя январская температура — 12—15°, морозы могут достигать —42° на западе,— 49° на востоке. Лето жаркое и сухое, средняя июльская температура 23—24°, абсолютный максимум может доходить до 40°. Средняя годовая сумма атмосферных осадков 225—275 мм. Наибольшее количество их выпадает летом, наименьшее зимой. С продвижением на юг максимум осадков переходит с июня на май, минимум — с зимы на лето. Снеговой покров здесь имеет небольшую мощность, но все же довольно продолжителен н устойчив. Эта область также делится на две климатические зо­ ны: 1) зону климата ковыльно-типчаковых сухих степей и 2) зо­ ну климата пустыино-степной зоны. Климат ковыльно-типчаковых сухих степей характерен для северной половины области. Зима здесь более сурова, чем в южных районах. Средняя январская температура — 14—15°. Среднее годовое количество осадков 260—275 мм. Климат пустынно-степной зоны охватывает южную полови­ ну области. Зима мягче, чем на севере: средняя январская тем­ пература — 12— 13° Лето более жаркое, средняя июльская температура доходит до 24°, а абсолютный максимум до 44°. Среднее годовое количество атмосферных осадков 225—250 мм, максимум их выпадает в мае, минимум — летом. Южно-Казахстанская климатическая область с переходным от полярного к субтропическому климатом занимает южную часть республики, к югу от 48° с. ш. Она охватывает южную часть Прикаспийской низменности, Устюрт, Туранскую низмен­ ность, плато Бетпак-Дала и Южное Прибалхашье. В ланд­ шафтном отношении эта область — зона пустыни. На климат её оказывают влияние зимой туранские континентальные по­ лярные, летом тропические воздушные массы, а также иран­ ский континентальный тропический воздух. Поэтому климат данной области представляет переходный тип от полярного (умеренного) к субтропическому. Зима здесь непродолжитель­ ная и тёплая. В южных районах она длится до 2 месяцев, в северных 3 месяца и несколько более. Средняя температура января колеблется о т — 1,4° до— 10°. Изредка морозы могут доходить до — 20—30°. Лето продолжительное, сухое и очень жаркое. Средняя июльская температура 25—27°, абсолютный

максимум 45— 46°. Атмосферных осадков очень мало, среднее годовое количество их колеблется от 100—115 мм до 200— 225 мм, местами меньше 100 мм. М аксимум осадков приходится на весну, минимум — на лето. Снежный покров незначителен и, вследствие нередких оттепелей, неустойчив. Д ля лета харак­ терна суховейно-засушливая погода. Климат высокогорных областей, в отличие от климата рав­ нинных областей, умеренно влажный. В высокогорных областях формируются местные воздушные массы муссонного типа. Они образую тся из воздушных масс, которые охваты ваю т окружающие равнины и проникают в го­ ры, где соверш енно изменяют свои основные свойства и приоб­ ретают специфические особенности. В горах воздушные массы всегда более влаж ные, чем на равнинах. Кроме горного муссона, в клим ате горных областей боль­ шую роль играю т различные местные ветры. Термический режим в горных о б ластях изменяется с подня­ тием местности. Зимой там образую тся термические пояса: уча­ сток с низкой температурой, занимающ ий предгорье, отчасти низкогорье, сменяется участком с высокой температурой, рас­ положенным в среднегорье, затем в высокогорье температура снова понижается. Летом в горах с увеличением абсолютной вы ­ соты происходит постепенное понижение температуры. Атмос­ ферные осадки и влажность воздуха с поднятием местности воз­ растают. Все это приводит к образованию в высокогорных об­ ластях вертикальных климатических поясов. Однако клим ат изменяется здесь не только с поднятием местности, что является основной закономерностью, но и в за­ висимости о т географической широты — с севера на юг. В связи с этим в высокогорных областях Казахстана выделяются три климатические области: 1) А лтайско-Сауртарбагатайская климатическая область с горно-сибирским климатом: 2) Д ж ун гар ская климатическая область с переходным кли­ матом от горно-сибирского к горно-туркестанскому; 3) Тянь-Ш анская климатическая область с горно-туркес­ танским клим атом . Алтайско-Сауртарбагатайская климатическая область з а ­ нимает казахстанскую часть Алтая и систему Саур-Тарбагатая. Климат этой области формируется под постоянным действием сибирских воздушных масс, вследствие чего он относится к горно-сибирскому типу. Кроме полярных воздушных масс, на климат этой области довольно большое влияние оказывают арктические воздушные массы, а та к ж е отроги высокого д ав ­ ления от монголо-сибирского антициклона, который обходит Алтай по близлеж ащ ей части окружающих равнин. Летом с запада и северо-запада к Алтаю подходят идущие со стороны Атлантики и ослабевшие на своём длительном пути циклоны,

которые, усиливаясь над Алтаем, участвуют в формировании местных воздушных масс. Местный горно-муссонный воздух Алтая образуется за счёт полярных воздушных масс. Зимой Алтай, к ак и все остальные высокогорные области Казахстана, выступает в виде более тёплого острова среди ох­ лаждённых равнин. Средняя январская температура в среднем на Алтае— 13° (село Тоурак), — 15° (Усть-Каменогорск). И в предгорье, и в высокогорье температура воздуха в это время значительно ниже, чем в названных пунктах. Летом Алтай выделяется среди сильно нагретых равнин как прохладный остров. Средняя июльская температура 16° (село Тоурак), 20,5° (Усть-Каменогорск). Алтай, по сравнению с остальными высокогорными облас­ тями, больше обеспечен атмосферными осадками. В их распре­ делении значительную роль играет орография хребтов. Запад Казахстанского Алтая, включающий передовые хребты, стоя­ щие на пути западных ветров, получает большое количество осадков (1500 мм и более). Восточная часть Казахстанского Алтая, защищённая от западных ветров и отличающаяся пре­ обладанием высоких нагорий, гораздо меньше обеспечена осад­ ками (500—600 мм). Н а юге Казахстанского Алтая, почти не подвергающемся влияниям северо-западных и западных ветров, осадков выпадает ещё меньше (300—400 мм). Климат Саур-Тарбагатая, отличающегося малым расчлене­ нием и преобладанием нагорных типов рельефа, континенталь­ ный и в общих чертах сходен с климатом соседнего Южного Алтая- Джунгарская климатическая область занимает систему Джунгарского Алатау. В формировании климата этой области основную роль играют полярные воздушные массы. На климат Джунгарии также значительное влияние зимой оказывают арк­ тические воздушные массы, летом — северо-западные переносы и туранский континентальный тропический воздух. Вследствие того, что в Джунгарии местный горный воздух муссоного типа образуется в основном за счёт северных поляр­ ных и южных тропических воздушных масс, климат её относит­ ся к переходному типу горных климатов между Алтаем и Тяиь- Шанем. Зима в Джунгарии намного теплее, чем в окружаю­ щих равнинах и на Алтае. Средняя январская температура — — 11,5° (Сарканд),— 9,2° (Кугалы); летом в Джунгарии, хотя она и выступает среди окружающих равнин как более прохлад­ ный остров, значительно теплее, чем на Алтае. Средняя июль­ ская температура 17,5° (Кугалы), 23,3е (Сарканд). Летняя ж ара может доходить до 38°. В высокогорных зонах летняя тем­ пература ниже, чем в приведённых пунктах. Количество атмос­ ферных осадков в Джунгарии больше, чем в прилегающих равнинах, но меньше, чем на Алтае. Н а северо-западе, откры-

том северо-западным и западным влажным воздушным мас­ сам, оно составляет 600—800 мм и более. В южных и восточ­ ной частях, защищенных от западных и северо-западных влаж­ ных воздушных масс, годовое количество осадков 300—400 мм. Тянь-Ш анская климатическая область занимает казахстан­ скую часть Тянь-Шанской системы. Климат этой области формируется под переменным дейст­ вием туранских континентальных полярных (зимой) и тропи­ ческих (летом) воздушных масс. Кроме того, на него заметное влияние оказывают зимой арктические воздушные массы, летом иранский континенталь­ ный тропический воздух и западно-восточные переносы, идущие по высоким (1800—2000 м) слоям атмосферы. Так как в образо­ вании местных горных воздушных масс принимают почти одина- , ковое участие полярные и тропические воздушные массы, как и в остальной части Туркестана (Средней Азии), климат Тянь- Шаня представляет собой особый тип, который можно назвать горно-туркестанским. Зима здесь намного теплее, чем в окружающих пустынях, на Алтае и в Джунгарии. Средняя температура января — 4,3° (М едео)— 7,3° (Верхний Горельник). В Западном Тянь-Шане средняя тем пература января еще выше. В предгорье и высоко­ горье зимой температуры бблее низкие. Лето в Тянь-Ш ане хотя и прохладнее, чем в прилегающих сильно нагретых пустынях, но, по сравнению с Алтаем и Дж ун­ гарией, довольно жаркое. Средняя температура июля 20,9° (Каменское плато), 22,8° (А лма-А та). В высокогорье она уменьшается до 5° и менее. Осадки в Тянь-Шане распределены крайне неравномерно, что объясняется, кроме орографических особенностей его от­ дельных частей, большой протяжённостью самой системы Тянь-Шаня с севера на юг. В северных хребтах Тянь-Шаня среднее годовое количество осадков 600— 1000 мм.На юго-западе, в соседстве с обширными песчаными пустынями,— 350—400 мм. 3. ПОВЕРХНОСТНЫЕ В О ДЫ КАЗАХСТАНА. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОД КАЗАХСТАНА. Поверхностные воды К азахстана имеют ряд особенностей, обусловленных новейшей историей развития, разнообразием рельефа и климатических условий. Разновозрастность гидрографической сети обширной терри­ тории республики— одна из главны х черт её поверхностных вод. В равнинно-низкогорной части К азахстана основы совре-

мекной речно-озёрной сети образовались еще в третичное вре­ мя. За период длительного развития в. континентальных усло­ виях они не подвергались существенным изменениям. Исклю­ чение составляет изменение речной сети на севере в леднико­ вое время, когда текущие воды, встречая на своём пути пре­ грады в виде сплошных ледников, меняли направление. В нижнечетвертичное время происходили изменения речно-озёр­ ной сети в Прикаспийской низменности, вызванные неодно­ кратной трансгрессией и регрессией Каспийского моря. На остальной, большей части равнинно-низкогорного Казахстана в послетретичное время гидрографическая сеть оставалась почти неизменной. Поэтому речно-озёрная сеть равнинного Казахстана в настоящее время находится в поздней стадии своего развития. В высокогорных областях современная гидрографическая сеть формировалась в послеледниковое время, вследствие чего она здесь находится почти в начальной стадии развития. Бессточность, или замкнутость, гидрографической сети большей части территории Казахстана, обусловленная общей континентальностью климата,— вторая основная черта поверх­ ностных вод республики. Следующая отличительная черта — неравномерность рас­ пределения внутренних вод, обусловленная разнообразным ха­ рактером рельефа и климатических условий. Описание поверхностных вод К азахстана целесообразно начать с ледников, являющихся важным источником питания многих горных рек. ЧЕТВЕРТИЧНОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ. Высокогорные области Казахстана в плейстоцене в связи с общим охлаждением климата северного полушария подверга­ лись оледенениям. Этому способствовало и интенсивное подня­ тие гор. Следы древних оледенений наблюдаются во многих местах высокогорных областей. Здесь встречаются отполиро­ ванные склоны, носящие местами ледниковые шрамы; ледни­ ковые кары, то более древние, широкие, уж е разрушенные, то небольшие, лишь недавно освободившиеся от ледника; мелкие по размерам, но глубокие живописные каровые и моренно-за- прудные озёра; обширные, довольно глубокие троговые доли­ ны, вложенные друг в друга; мощные моренные отложения, то сильно заросшие растительностью, то свежие, незадернован- ные, и, наконец, огромные ледниковые валуны по берегам совре­ менных речных долин. Эти разнообразные следы древних оледе­ нений палеонтологически почти не охарактеризованы. Поэтому количество, характер, типы, размеры и границы древних оледе­ нений в горах Казахстана все ещё недостаточно уточнены.

Число древних оледенений в различных горных областях Казахстана не может быть различным, так как все эти горные области находились тогда, как и теперь, почти в одинаковых физико-географических условиях. Исследования последних лет, производившиеся сектором географии Академии наук Казахской ССР, достаточно обосно­ ванно говорят, что оледенение было двукратным. Первое (рисское) оледенение гор, в то время еше недостаточ­ но расчленённых, достигло большой мощности. По утверждению большинства ученых, оно носило покровный или полупокров- ный характер и занимало гораздо большую территорию, чем последующее оледенение. Следы первого оледенения в настоя­ щее время плохо сохранились. К ним относятся широкие, силь­ но разрушенные ледниковые кары, верхние, или внешние, более широкие части троговых долин и полуразмытые, хорошо зарос­ шие растительностью моренные отложения на плечах трогов. Второе оледенение (вюрмское), образовавшееся после до­ вольно дробного и глубокого расчленения горных областей, носило долинный характер. Оно было менее значительным, чем первое, но всё ж е распространялось по долинам на большие расстояния. Следы второго оледенения сохранились хорошо. Они пред­ ставлены молодыми, обычно небольшими ледниковыми карами, нижними или внутренними, довольно узкими частями троговых долин и задернованными моренными отложениями. Древние обширные ледники спускались намного ниже, чем современные, доходя местами даж е до низкогорий и предгорий- По-видимому, в плейстоцене, как и в настоящее время, гра­ ница снеговой линии повышалась с севера Казахстанского Алтая на ю г до Западного Тянь-Шаня. В том же направлении уменьшалось количество ледников и их площадь, о чём свиде­ тельствует более ' высокое положение древних конечно-морен­ ных отложений в южных горных системах по сравнению с се­ верными. Казахстанский Алтай в плейстоцене, вместе.с остальными частями А лтайской горной системы, был одним из мощных центров оледенения. Только в одном Южном Алтае площадь древнего оледенения доходила д о 400 кв. км. Древний Бухтар- минский ледник, спускавшийся с плато Укок, заканчивался на высоте 700 м. Этот ледник имел мощность до 800 м и длину около 300 км. В Рудном А лтае древнее оледенение не достигало такой мощности, но и там были крупные долинные ледники альпий­ ского типа, такие, как Ивановский, спускавшийся почти до го­ рода Усть-Каменогорска. Саур-Тарбагатай в нижнечетвертичное время тоже был

центром значительного местного оледенения. Первое, более мощ­ ное. оледенение здесь, как и на Южном Алтае, распространя­ лось до 700 м высоты, второе — долинное оледенение — до 1000 м. На Сауре Косайрыкский ледник в то время имел дли­ ну до 20 км. Джунгарский Алатау в ледниковое время представлял со­ бой один из крупных центров оледенения. Первое максималь­ ное оледенение в Джунгарии спускалось до высоты 1000— 1100 м, где в настоящее время сохранились полуразмытые за­ росшие морены. Конечно-моренные отложения второго долин­ ного оледенения находятся на высоте 1800—2000 м. Древние крупные ледники в Джунгарии достигали в длину 25—50 км. Например, ледники системы р. Лепсы имели длину до 52 км. Казахстанский Тянь-Шань в плейстоцене также подвергался оледенениям. Однако вследствие более южного положения Тянь-Шаня, особенно его западных цепей, древние ледники здесь заканчивались несколько выше, чем в предыдущих гор­ ных областях, о чём свидетельствует более высокое положение древних коиечно-мореиных отложений. Так, например, в Кир­ гизском Алатау древние конечные морены лежат на высоте 2500 м, в Таласском Алатау на высоте 2500—3000 м. Длина древних долинных ледников здесь доходила до 10—15 км. СОВРЕМЕННОЕ ОЛЕДЕНЕНИЕ КАЗАХСТАНА. Общий обзор современного оледенения. В Казахстане в настоящее время имеется около 1 190 ледни­ ков с общей площадью примерно I 850 кв. км. Они распростра­ нены в высокогорных районах Алтая, Саур-Тарбагатая, Джун­ гарии и Тянь-Шаня. Образование современных ледников. Ледники Казахстана реликтовые. Об этом свидетельствуют их почти повсеместное быстрое сокращение, характер размещения ледниковых цент­ ров и особенности типов ледников. В орографическом и геоморфологическом отношении сохра­ нению современных ледников способствуют обширность и мас­ сивность высокогорных областей, большие абсолютные высоты, выступающие над снеговой линией, широтные или почти ши­ ротные простирания хребтов и доступность межгорных долин для северо-западных влажных воздушных масс. Сохранению современных ледников благоприятствует и то, что высокогор­ ные области получают сравнительно много атмосферных осад- Снеговая линия в горах Казахстана, благодаря сухости воз­ духа и континентальности климата, лежит на большой высоте. Кроме того, она прерывиста. Высота её в восточных и юго-вос­ точных горных системах зависит от географической широты и

изменяется с севера на юг- В северны х горных районах снего­ вая линия леж ит значительно ниже, чем в южных! Вместе с тем, в каждой горной области она, в зависимости от климатических условий, повыш ается с запада на восток и с севера на юг. Вы­ сота снеговой линии связана такж е и с характером орографии. Периферийные цепи, как передовые хребты на пути к влажным воздушным массам , получают осадков больше, чем внутрен­ ние массивы, вследствие чего на периферии снеговая линия ниже, чем во внутренних частях. Большую роль играет и экспо­ зиция хребтов, причём разница в высоте снеговой линии север­ ного и южного склонов достигает 200—400 м. В Алтайских горах средняя высота снеговой линии на севе­ ре 2300- 3000 м, на юге 2500—3200 м; в Сауре — 3300 м. В Джунгарском А латау на северном склоне снеговая линия ле­ жит на высоте 3300—3500 м, на южном — 3700—3900 м, а в Тянь-Шане снеговая линия еще выше. В северных цепях его, в частности на северном склоне Заилийского Алатау, она про­ ходит на высоте 3700—3900 м. на южном — 4000—4200 м. Вы­ сота снеговых линий в Западном Тянь-Шане примерно такая же или немного выше. Типы ледников. Ледники К азахстана в типологическом отно­ шении отличаю тся большим разнообразием. Это объясняется рядом обстоятельств: I) современное оледенение в горах Казахстана находится в состоянии регрессии, поэтому здесь имеются типы ледников, носящие черты деградации; 2) значительное место здесь занимают высокие нагорья, с характерными д л я них ледниками плоских вершин; 3) восточные, юго-восточные высокогорные системы К азах­ стана имеют большую протяжённость — от Алтая до Тянь- Шаня, что не могло не отразиться на типовом разнообразии ледников. В К азахстане встречаются следующие основные типы лед­ ников. J. Долинный, относящийся к обыкновенным долинным лед­ никам альпийского типа. Он отличается хорошим развитием фирновых полей и ясно очерченными языковыми бассейнами; чаше встречается в северных областях гор, реже — в южных. 2- Туркестанский тип ледника. Он такж е относится к долин­ ным типам, но в отличие от них характеризуется преоблада­ нием в питании снеговых обвалов, малой площадью бассейна питания, большим развитием моренных отложений и наличием мёртвых льдов на оконечностях ледниковых языков. Этот тип характерен для Тянь-Шанской горной системы, реже он встре­ чается в более северных горных областях. 3. Каровый тип, широко распространённый во всех горных областях Казахстана, располагается в небольших, глубоких

Конец языка ледников туркестанского типа. преимущественно имеющих круглую форму, каровых котло­ винах. 4. Висячие ледники находятся на склонах или в ложбинах склонов. Характеризуются отсутствием сколько-нибудь разви­ тых боковых морен. 5. Ледники висячих долин обычно располагаются в боковых долинах, дно которых поднято над дном главной долины. 6. Ледники плоских вершин образуются на плоских вер­ шинах высоких нагорий, они часто встречаются в Джунгарском Алатау, реже — в других областях. Кроме этих основных типов, в горах Казахстана имеются и некоторые другие, менее распространённые, например: пере­ вальные ледники, теснииные ледники, шлейфовые ледники склонов и др. Казахстанские ледники обычно небольшие. Чаще всего они имеют длину от 1—2 до 3—4 км и площадь от 1—2 до 4—6 кв. км. Редко встречаются ледники длиной 4 —5 км, площадью 8— 10 кв. км. Наиболее крупными ледниками Казахстана яв­ ляются: на Алтае—Берельский ледник длиною 8 км, площадью 14 кв км, в Заилийском Алатау (Северный Тянь-Шань)— са­ мый крупный в Казахстане — ледник Корженевского длиною около 12 км, площадью около 45 кв км. Состояние и динамика ледников. Современное оледенение горных областей Казахстана находится в стадии затяжной регрессии. Для большинства ледников отмечено ясно выражен- 94

ное сокращение. В среднем за год ледники Алтая отступают от 15 до 20 м, в частности Берельский ледник — на 22 м, лед­ ники Дж унгарского Алатау — о т 20 м (ледник С атпаева) до 30 м (ледник Калесника), ледники Северного Тянь-Шаня — от 6 м (ледник Пальгова) до 16— 17 м (Мало-Алматинские ледники). В ходе общего сокращения наблюдаются непродолжитель­ ные стационарные положения и д а ж е кратковременные насту- пания. Н априм ер, ледник Аксу, расположенный на северном склоне Кунгей А латау, с 1921 по 1928 год в среднем в год на­ ступал на 5 м. Мощные свежие моренные валы у самого конца ледников М устау на Сауре тож е говорят о стационарном поло­ жении этих ледников за последнее время. Скорость движ ения казахстанских ледников незначитель­ ная. В Д ж унгарии она в среднем за год составляет 5—7 м (лед­ ник С атпаева), в Тянь-Шане — о т 20 м (Мало-Алматинские лед­ ники) до 40 м (ледник Конституции). Районный обзор современных ледников Казахстана Современное оледенение Алтая. Значительные высоты боль­ шинства хребтов Алтая, открытые д л я северо-западных и за­ падных воздушных масс, благоприятно действуют на совре­ менное оледенение. Снеговая линия на западе Алтая в Иванов­ ском хребте л еж и т на высоте 2 300—2 400 м. в центральной час­ ти Катунского хребта — на высоте 2500—3000 м., в Южном Алтае в горах Курчум и Сарымсакты — н а высоте 2900—3000 м. Несмотря н а высокое положение снеговой линии в Ц ентраль­ ном и Ю жном Алтае, ледники в основном приурочены к этим районам, тогда как на западе их м ало. Это, главным образом, объясняется тем, что западные хребты ниже, чем хребты Цен­ трального и Ю жного Алтая. В настоящее время в Казахстанском Алтае насчитывается около 130 ледников с общей площадью более 85 кв км. Они преимущественно распространены в высокогорных районах Западного, Центрального и Ю жного Алтая. В Западном Алтае ледники имеются в Ивановском хребте— в истоках р. Убы и Чарыш, в хребте Холзун — в верховьях при­ токов р. Катунь- Они представлены ничтожными по размерам каровыми ледникам и с общей площ адью всего около 2 кв. км. В Центральном Алтае в пределах Казахстана ледники за­ легают на ю жном склоке Катунского хребта в истоках р. Бе- рели. Здесь находится один долинный и около десятка каровых ледников с о бщ ей площадью д о 16 кв км. Главный в этом районе Берельский ледник* долинного типа.

Конец ледникового языка с истохом р. Беролп. Он является самым крупным ледником всего Казахстанского Алтая. Образуется он из слияния двух ветвей, имеет длину, как отмечалось выше, 8 км и общую площадь 14 кв. км. На Южном Алтае ледники приурочены к трём обособлен­ ным районам: 1) в горах Сарымсакты — один долинный, один висячий и несколько каровых ледников с общей площадью око­ ло 2 кв км; 2) в западной части Южно-Алтайского хребта— 19 Долинных, 14 висячих и около двух десятков небольших каро­ вых ледников с общей площадью 24 кв. км; 3) в восточной час­ ти Южно-Алтайского хребта — 5 долинных, 5 висячих и мно­ жество каровых ледников с общей площадью 41 кв. км; здесь наиболее крупным является один из Бухтарминских ледников, относящийся к долинным и имеющий площадь До 10 кв. км. Как видно из изложенного, ледники Алтая принадлежат к простым долинным, висячим и каровым ледникам. Долинные ледники Алтая отличаются хорошим развитием фирновых по­ лей и языковых бассейнов и относительно чисты, по сравнению с ледниками Тянь-Шаня. Современное оледенение Саур-Тарбагатая. Ледники приуро­ чены здесь к небольшой площади массива. Мустау в хребте Саур, в истоках р. Косайрык и Дара. Всего известно 10 ледни­ ков, 3 из них простые долинные, 2 висячие и остальные — ка­ ровые. Наиболее крупными являются ледник Косайрык, рас­ положенный в истоках речки того же имени, и ледник Дара, в верховьях небольшой реки того же названия. 66

Ледники М устау. так ж е к ак и А лтая, отличаются большой чистотой языковых бассейнов. Современное оледенение Дж унгарии. Снеговая линия в Джунгарском А латау, вследствие более южного географическо­ го положения, находится несколько выше, чем на Сауре. На се­ вере она проходит на высоте 3500—3550 м, на юге 3700—3900 м. В Джунгарии онеговая линия повышается не только с севера на юг, но и с зап ада на восток. В этих ж е направлениях уменьша­ ется и количество и площадь ледников. Джунгарский А латау представляет собой наиболее крупный центр современного оледенения в Казахстане. В настоящее вре­ мя, во данным В. А. Зенковой, здесь насчитывается 724 ледни­ ка с общей площадью 996 кв. км. Л едники распространены от­ дельными группами в верховьях более «ли менее крупных рек, где образуют основные узлы современного оледенения. На северном склоне Дж унгарского Алатау, хорошо обеспе­ ченном атмосферными осадками, находится шесть таких само­ стоятельных узлов. Они расположены с востока иа запад следу­ ющим образом: Ргайтинская гр уппа на восточном склоне Джунгарского А ла­ тау в бассейне р. Ргайты. Здесь насчитываю т 30 ледников с об­ щей площадью 43 к в. км. Тентекская гр уп п а в верховьях р. Тентек на крайнем восто­ ке северного склона Дж унгарского А латау. Здесь отмечено 87 долинных и к ар о вы х ледников с общ ей площадью 96 кв. км. Лепсинская гр уп п а в истоках р. Лепсы. Здесь имеется 57 ледников с общ ей площадью свыше 84 кв. км. Из них 10 долин­ ных с площадью 56 кв. км, II висячих, остальные каровые и ледники плоских верш ин. К наиболее крупным ледянкам этого района относятся ледники Берга, С атпаева, Калеоника, принад­ лежащие к долинном у типу. Л едник Б ерга, имеющий длину до 8 км и площадь о к о л о 17 кв. км, яв л яется крупнейшим ледником не только Л етоянского бассейна, но, по-видимому, и всего Д ж ун­ гарского А латау. Басканская группа в истоках р. Баскан. Она состоит * Долинных и к ар о вы х ледников с обшей площадью 88 к . На- иболее крупный ледник Абая имеет д лину 6,6 км. Саркандская гр уп п а в истоках р . С арканд. В ней насчитыва­ ют 51 ледник с площ адью 5,3 кв. км. Среди них имеются до­ линные и каровы е ледники, а та к ж е несколько плосковершин­ ных ледников. Н аиболее крупные долинны е ледники достигают в длину 5 км. „ __ Аксуйская группа в верховье р. Аксу. Здесь находится 63 до­ линных и каровых ледника с площадью 74 кв. км. Большинство их имеет в д лину д о 2 км, а самый крупный 4,5 км. Биенская гр у п п а в истоках р. Биен на крайнем зап аде се­ верного склона Д ж унгар ско го Алатау. О на состоит из 9 неболь­ ших долинных и кар о вы х ледников с общ ей площадью 30 кв. км.

Ледник Безсонова. На западе Джунгарского Алатау имеется два центра совре­ менного оледенения, принадлежащие бассейну р. Каратал. К ним относятся Коринская и Коксуйская группы. Коринская группа в верховьях р. Коры. Состоит из 32 доволь­ но крупных долинных и значительного числа висячих и каровых ледников с общей площадью 72 «в. км. Наиболее крупные до­ линные ледники — ледник Безсонова длиною 6,1 км и площадью 11.5 кв. км и ледник Тронова — длиною 6,2 км, площадью 12.5 к в .к м . Коксуйская группа в верховьях р. Коксу. В ней насчитыва­ ется 103 ледника долинных, каровых и висячих с общей пло­ щадью 136 кв. км. На южном склоне Джунгарского А латау имеются три цент­ ра современного оледенения. Первый из них — Хортосокий в верховьях р. Хоргос. Он включает 67 ледников с общей пло­ щадью 103 кв. км. В числе ледников несколько долиннйх, ос­ тальные висячие и каровые. Самый крупный ледник Аркашева имеет длину до 3 км. Второй центр — Тышканокий в истоках р. Тычикан. Здесь 14 ледников с общей площадью 32 кв. км. Большинство из них висячие и каровые. Третий — Усекский центр в верховье р. Усек. В нем насчитывается 101 ледник с .площадью 94 кв. км. Среди них несколько небольших долинных ледников длиною от 1 до 1,5км я множество висячих и каровых. В Джунгарии, как и ® других горных областях, преобладают каровые и висячие ледники. На северном .склоне оледенение значительнее, чем на южном. Оледенение Казахстанской части Центрального Тянь-Шаня. И з хребтов Центрального Тянь-Шаня в Казахстан заходит лишь восточная часть северного склона Терокей Алатау. На этом склоне насчитывается около 75 ледников с обшей площадью до 160 кв. км. Здесь имеется три обособленных узла оледенения — Аккольский, Кашакский и Баянкольский. Как- пакский узел, расположенный в верховьях р. Какпак, выше оз.

Караколь, представляет ряд висячих и каровых ледников, наи­ большие из которых имеют длину до 1,2 км. Баян'кольский узел, находящийся в верховьях р. Баяпколь, состоит из нескольких десятков долинных, висячих и каровых ледников. Н едалеко от него в вержовьях р. Нарынкол имеется еще небольшая группа ледников. Акколькжий узел, являющийся главным в Терекей Алатау, .расположен в истоках р. Анколь. Здесь находится большое ко­ личество ледников с общей площадью 105 кв. км. Оледенение Северного Тянь-Шаня. Из хребтов Северного Тянь-Шаня современное оледенение имеют Заилийский и Кун- гей Алатау. Большие высоты этих хребтов и их широтные прос­ тирания удобны д л я проникновения северо-западных и запад­ ных влажных воздушных маюс, оказывающих положительное влияние на современное оледенение. Заилийский Алатау, благодаря своему более северному по­ ложению, по сравнению с остальными хребтами Тянь-Шаня, хо­ рошо обеспечен атмосферными осадками. Но все же снеговая линия здесь леж ит значительно выше, чем в предыдущих, более северных высокогорных областях. Н а его северном склоне она находится н а высоте 3700—3900 ‘М, «а южном—на высоте 4000— 4200 м. Заилийский Алатау является одним из крупных районов оледенения в Тяиь-Шанской системе. В нем насчитывается 265 ледников с общей площадью 484 кв. км. Из них на северном склоне 194 ледника с площадью 297 кв. км, на южном склоне 71 ледник с площадью 187 кв. км. Наиболее крупные узлы оледенения размещаются в истоках .р. Аксай, Б. Алматинка, М. Алматинка, Талгар, Иссык, Тургень и Чидик. Аксайский узел (в истоках р. Аксай) состоит из 15 лед­ ников общей площадью 12 кв. км. Наиболее крупным из них яв­ ляется ледник Шнитникова длиною 4 км. Больше -Алматинский узел (в верховьях р. Б. Алматинка и ее притоков) объединяет группу в 35 ледников с общей пло­ щадью 40 кв. км. Большинство из них имеет длину 1,5—2 км. Са­ мый крупный ледник Городецкого, состоящий из двух ветвей, имеет длину более 5 км, причем на глубину около 3 км он погре­ бен под 'моренными отложениями. Мало-Алматинский узел (в истоках р. М. Алматинка) пред­ ставлен 11-ю ледниками с общей площадью 13 кв. км. Самый крупный из них Центральный Тунжсуйский ледник, имеющий длину с погребенной частью до 5,5 км. Талгарский у зе л (в бассейне реки Талгар) — наиболее мощ­ ный в Заилийоком Алатау. В нем насчитывается 60 ледников с общей площадью 130 кв. км. Среди «их около десятка крупных долинных, таких как ледники Шокальского, Дмитриева, Тогузак, Конституции, Богдановича и др., имеющие длину от 5 до 7 км. Все они характеризуются большим развитием моренных отло-