Режим стока горно-ледниковых рек

Алтайский край и Республика Алтай богаты реками. По данным инженера О.М. Торопова их насчитывается 4893, из них 1221 река имеет протяженность более 10 километров. Общая длина рек составляет 32390 километров [8]. Данная территория принадлежит к водосборному бассейну р. Оби, которая формируется в пределах Горного Алтая и пересекает Алтайский край уже как крупная водная артерия.

Распределение рек и озер находятся в тесной зависимости от местных природных условий и, в первую очередь, от строения рельефа и климата. В зависимости от этих причин всю водную сеть края можно разделить на две части:

1) бассейн Верхней Оби, охватывающий горную систему Алтая, его предгорья, все Правобережье и небольшое количество рек, впадающих в Обь с левой стороны;

2) бассейн степных речек и большое число пресных, соленых и горько-соленых озер бессточной Кулундинской впадины.

Территория Алтайского края целиком лежит в верхней части р. Оби. Обь образуется от слияния Бии и Катуни и по равнинной части протекает большой многоводной рекой. Среди ее притоков преобладают малые. Основное количество воды Обь собирает в горах Алтая, где насчитывается более 2000 рек свыше 10 км длиной, густота речной сети составляет 1,5…2 км на квадратный километр.

Многие реки начинаются высоко в горах из ледников и снежников, течение их стремительное, русло порожистое, а наличие тектонических уступов из прочных пород способствует образованию живописных водопадов. Реки на отдельных участках почти прямолинейны или своим рисунком повторяют направление тектонических разломов и смещений. В среднем течении рек характер долин меняется, они расширяются и выхолаживаются. На участках высоких плато и межгорных котловин реки напоминают равнинные водотоки. В низкогорье и предгорный части у всех рек развиты долины с поймой и надпойменными террасами.

Режим стока определяется климатическими условиями. Большинству рек края свойственно дождевое и снеговое питание. В высокогорье питание рек снеговое, ледниковое и частично дождевое. Режим рек изменяется в зависимости от таяния снегов, выпадения дождей, характера рельефа, подстилающий пород. За теплое время года проходит до 75 % и более годового стока.

Горный Алтай находится в области избыточного увлажнения, т.е. получает атмосферных осадков больше, чем их испаряется. С этим связано обилие рек и их полноводность. Реки Горного Алтая принадлежат к бассейнам двух крупных артерий: Бии и Катуни, которые сливаясь вместе, дают начало великой сибирской реке Оби. Здешние реки носят горный характер. Течение у них быстрое, русло порожистое, долины узкие, часто ущелеобразные. Валуны и галька покрывают дно рек Горного Алтая. Уклоны рек достигают наивысших значений в верховьях (20 - 130 м/км.), в среднем течении быстро уменьшаются (примерно от 20 до 3 м/км.) и в нижнем течении реки имеют почти равнинных характер течения.

Реки Горного Алтая обладают значительной водоносностью. Наиболее высокой удельной водоносностью характеризуются реки высокогорной зоны - Аккем, Актру, а также реки, бассейны которых расположены на пути переноса влажных воздушных масс с запада - р. Лебедь (22 л/сек). Характерной особенностью на реках являются высокие коэффициенты стока весенне-летнего половодья, обусловленные наличием вечной мерзлоты в высокогорье, глубоким сезонным промерзанием почв, неглубоким залеганием плотных коренных пород и значительными уклонами местности. В бассейне среднего Чарыша и Катуни, в верховьях Ануя, Каменки и др. большие потери половодного стока обусловлены развитием карстовых явлений (поноры, провалы, трещины). Наибольшие средние модули максимального стока наблюдаются на высокогорных реках (Аккем, Актру, Лебедь, Солонка), характеризующейся повышенной увлажненностью.

Термический режим рек характеризуется зависимостью температуры воды от высоты местности и влияния тех или иных типов питания. Зимний режим характеризуется сложностью. Для низовьев крупных и средних рек характерно ранее наступление ледостава и позднее - вскрытие. Наоборот, в верхних частях эти реки замерзают позже и вскрываются раньше. Продолжительность ледостава на реках колеблется от 110 до 200 дней, а на некоторых участках рек ледостава обычно не наблюдается (р. Бия - с. Кебезень, Башкаус - с. Усть-Улаган, Чуя - с. Б. Бом).

Катунь - самая крупная река рассматриваемой территории, берет начало на южном склоне Катунского хребта у г. Белухи. Основные притоки Катуни - р. Кокса, Мульта, Кураган, Кочурла, Аргут, Чуя, Урсул, Иша, Кадрин.

Река Бия - вторая по величине водная артерия Горного Алтая. Берет начало из Телецкого озера, однако собственные истоки находятся далеко на юго-востоке, где в отрогах хребта Чихачева начинаются Башкаус и Чулышман. Северо-западная и западная части края относятся к области местного стока. Здесь протекают реки Бурла, Кулунда, Кучук, впадающие в озеро. Реки маловодны и питаются главным образом за счет снеговых вод. В жаркие летние сезоны нередко пересыхают. Вода в реках минерализована. Наиболее крупные притоки Бии - р. Чулышман, Сарыкокша, Пыжа, Неня. В бассейне р. Бия ведутся интенсивные лесоразработки, по рекам сплавляется лес молем и в плотах [8].

Целью дипломной работы является изучение режима стока горно-ледниковых рек. Данная цель позволила сформулировать следующие задачи данного исследования:

Дать физико-географическую характеристику горных стран.

Проанализировать условия формирования стока горно-ледниковых рек.

Вывести внутригодовой и суточный режим стока горно-ледниковых рек.

Представить методические особенности преподавания темы на уроках географии.

1. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГОРНЫХ СТРАН (НА ПРИМЕРЕ АЛТАЯ)

Алтай - это огромная горная система, вытянутая в северо-западном направлении (см. рис. 1, Приложение 1). В середине XIX в. ее северная часть (треть территории горной системы) принадлежала России и называлась Русским Алтаем. Южная часть (две трети) была территорией Китая и называлась Монгольским Алтаем. В 20-е годы XX в. большая часть территории Монгольского Алтая отошла к Монголии. В границах Китая осталась часть юго-западного склона Монгольского Алтая в пределах бассейнов Черного Иртыша и Чингиля, которая стала называться в китайской литературе Китайским, Джунгарским или Сыньцзянским Алтаем.

В нашей стране в советский период название Русский Алтай практически не употреблялось. Использовались названия Горный Алтай для восточной части территории, входившей в РСФСР, и Рудный Алтай - для западной части территории, входившей в состав Казахской ССР. После распада СССР Рудный Алтай вошел в состав нового независимого государства - Республики Казахстан. В последние годы в зарубежной научной печати вновь используется название Русский Алтай, но уже как синоним Горного Алтая, поскольку последнее ничего не говорит зарубежному читателю. В отечественной литературе по-прежнему широко используется название Горный Алтай.

В отечественной геолого-геоморфологической литературе Алтай часто рассматривается как составная часть Алтае-Саянской горной области. Под этим названием объединяли северную часть Алтая (Рудный и Горный Алтай), Туву, Западный и Восточный Саяны. Хотя в морфологии и геологическом строении этих горных сооружений много общего, но в физико-географическом отношении такое объединение не вполне обоснованно, а при морфотектоническом анализе оно представляется абсолютно неприемлемым. Объединяются резко различные в геодинамическом отношении территории и выпадают из рассмотрения монгольская и китайская части Алтая и сопряженный с ними Гобийский Алтай, являющиеся ключевыми для понимания механизма неотектонической эволюции региона.

Когда горные сооружения Алтая рассматриваются как единое целое, ясно, что эта горная система входит в число крупнейших в Центрально-Азиатском горном поясе. Она протягивается с северо-запада на юго-восток более чем на 1500 км, а если считать продолжающую ее на юго-востоке субширотную цепь хребтов Гобийского Алтая, - то и на 2250 км. Горная система Алтая клиновидно расширяется к северо-западу: с 50 км на крайнем юго-востоке до 500 км на северо-западе. В юго-восточной части Алтай представляет собой цепочку горных массивов, которая в направлении на северо-запад замещается сначала системой из двух-трех субпараллельных хребтов, а затем системой из более чем десяти веерообразно расходящихся хребтов, имеющих простирание от юго-западного до северного.

Горные сооружения Алтая представляют собой обширный выход на поверхность скальных пород палеозоя и протерозоя среди поля менее литифицированных кайнозойских и мезозойских образований. Граница горных сооружений, как правило, совпадает с геологической границей разломного генезиса между приподнятыми областями развития палеозойско-протерозойского комплекса пород и мезокайнозойскими отложениями впадин, поэтому она на большей части своей протяженности проводится однозначно [8].

Рельеф Алтая достаточно однообразен и представляет собой чередование высоких горных цепей, состоящих из похожих друг на друга отдельных хребтов и горных массивов, стоящих один за другим или кулисообразно, долин крупных рек и межгорных впадин (см. рис. 2, Приложение 2). Хребты представляют собой отдельные тектонические блоки и их системы, а впадины и долины рек приурочены к относительно опущенным неотектоническим блокам или зонам молодых разломов. Горы Алтая - это молодые сооружения, возникшие в кайнозое на месте позднемелового-раннепалеогенового пенеплена. Слабо подвергшиеся новейшей активизации Казахский мелкосопочник, Джунгарская Гоби и Заалтайская Гоби дают представление о рельефе, существовавшем в пределах рассматриваемой территории до новейшего орогенеза. Связь современного рельефа с молодыми тектоническими движениями проявлена здесь настолько ярко, что Алтай наряду с Тянь-Шанем явился полигоном, на котором зародилась неотектоника как особое научное направление [13].

В масштабах горной страны разница в абсолютной высоте хребтов не всегда приводят к морфологическим различиям. Высота равнин, над которыми возвышаются горы, увеличивается с северо-запада на юго-восток с 200 - 300 до 1300 - 1800 м, а высота снеговой линии в том же направлении - с менее 3000 до более 4000 м. В морфологическом отношении хребты высотой 2000 м на севере Русского Алтая являются аналогами хребтов с высотами более 3500 м на восточном окончании Гобийского Алтая. В морфологическом отношении можно выделить гобийский и монгольский типы горных сооружений.

Гобийские хребты более узкие и компактные, они не образуют сплошной горной цепи, а расположены на расстоянии друг от друга по одной линии. Этот тип характерен и для системы передовых хребтов Монгольского Алтая в юго-восточной ее части и ограниченно развит на юго-востоке Русского Алтая. Монгольский тип характерен для Монгольского и Русского Алтая. Это протяженные широкие массивные хребты, образующие сплошные горные цепи, разделенные системами изолированных межгорных впадин, являющихся вторым главным орографическим элементом Русского и Монгольского Алтая. В ряде случаев в осевых частях хребтов монгольского типа расположены выступы, морфологически сходные с хребтами гобийского типа.

Алтай является западной оконечностью мощного пояса гор Южной Сибири, возникшего в результате тектонических процессов кайнозоя, когда огромным сводом, разорванным на отдельные блоки, он был приподнят на современную высоту. Эрозионные процессы моделировали тектонические сооружения и определили нынешний облик рельефа с комплексом тектонических, ледниковых и водно-эрозионных форм. Наиболее значительные площади высокогорья сосредоточены в хребтах Центрального и Юго-Восточного Алтая. Отличительной чертой высокогорного альпийского типа рельефа является повсеместное распространение ледниковых форм рельефа - каров, цирков, трогов. Целые группы каров, врезанных в склоны хребтов Центрального Алтая, представляют орографическую базу современного оледенения. Окраины высоких хребтов и современное приледниковье заняты большим числом снежников. Наиболее распространенной формой рельефа, определяющей морфологию оледенения Алтая, является кар.

Верховья горных рек обычно связаны с системой нескольких каров, образующих близ осевой части хребтов расширенные, полузамкнутые горноледниковые бассейны. Они как части морфоскульптуры хребтов Алтая внешне весьма просты - от главной линии хребтов отходят высокие быстро снижающиеся отроги, отделяющие их очень четко друг от друга. Отроги второго порядка замыкают верхнюю, собственно горноледниковую часть долин, переходящую ниже в узкий трог с крутыми склонами. Наиболее высоким и расчлененным среди высокогорных хребтов Алтая является Катунский. Низкое положение местных базисов денудации определило глубокое расчленение и большую крутизну склонов долин. Максимальных значений (1000 - 1500 м) глубина вреза достигает в центральной части хребта близ массива Белухи, где крутостенные кары и цирки слиты в сплошной ряд и образуют своеобразную приступку, занятую фирновыми полями ледников Интенсивное развитие склоновых процессов обусловило формирование осыпных и лавинно-осыпных конусов, обрамляющих подножье склонов, а процессы солифлюкции - возникновение каменных глетчеров, каменных потоков и псевдотеррас. Здесь широко развита ступенчатость склонов, встречаются скульптурные грунты - дорожки, медальоны, кольца [11]. На юго-востоке Алтая, где базисы эрозии расположены выше, склоны долин высокогорья более пологи, а глубина расчленения несколько меньше. Рельеф с ледниковой скульптурой развит и в среднегорных хребтах, где с ним связаны снежники и небольшие леднички. Кары здесь встречаются преимущественно только на северных и северо-восточных склонах. Именно здесь благодаря гляциальным процессам возникла асимметрия осевой части хребтов, противоположная общей асимметрии хребтов, обусловленной тектоникой. Чем меньше высоты, тем более пологими становятся склоны в альпийской зоне, однако гляциальные формы рельефа, как это можно видеть, например, в Холзунском хребте, остаются довольно свежими - имеют крутые и изрезанные стенки.

Склоны долин в высокогорье пересечены многочисленными бороздами, переходящими в верхней части склонов в треугольные расширения, ниши и воронки. Крутые склоны - участки постоянного сноса, поэтому верх их открытый, скалистый и часто имеет ребристый характер. Близ осевой части хребтов, едва входящих в высокогорную зону, можно наблюдать неглубокие нивальные ниши. Кары в осевой части хребтов отличаются значительными размерами. Их средний диаметр, по данным Л.Н. Ивановского, составляет 0,2 - 1,5 км, высота стенок изменяется от 0,2 - 0,5 до 1,0 км, но чаще 0,5 - 0,7 км. Большая часть каров в ГЛБ сосредоточена вдоль осевой линии хребта и частично вдоль отрогов. В зависимости от высоты днища главной долины они могут либо открываться на уровне дна, либо на некоторой высоте. Чаще всего, однако, тыловая часть главной долины занята обширным, слившимся из нескольких каров цирком. Кары Алтая открыты преимущественно на север (37%), северо-восток (19%) и восток (14%), что связано с господствующим здесь переносом влаги. Разнообразие каров и большая вариация их высотных пределов способствуют индивидуализации форм ледников и проявлению широкого спектра орографического влияния на модификации микроклимата склонов. С наличием каров в высокогорье связано формирование перевалов и сквозных долин. Кары близ осевой части хребтов являются базой современного оледенения, а как признаки его более значительных размеров в прошлом сохранились ниже трогообразные и троговые долины. По мнению Л.Н. Ивановского, большинство трогов Алтая сформировано по обычным речным долинам, на днище которых сохранились конечно-моренные образования, сложенные грубообломочным материалом [11]. Ниже крупных долинных ледников хорошо выражены пояса напорно-насыпных конечно-моренных валов. Лобовая часть моренного вала обычно переходит в береговые морены, протягивающиеся до самого ледника.

Наиболее важные черты рельефа, определяющие особенности морфологии снежно-ледовых образований и их режим, таковы

а) плоский верх части водоразделов, являющихся своеобразными снегосборными бассейнами для навеянных каровых и висячих ледников,

б) ступенчатость склонов, способствующая концентрированному накоплению снежно-фирновых масс;

в) орографическая обособленность горно-ледниковых бассейнов и, как следствие, автономность их гляцио-гидроклиматического режима;

г) унаследованная ориентировка основных снеговместилищ, связанная с господствующим влагопереносом.

Значительная высота и обширная площадь высокогорья Алтая в сочетании с большой сложностью рельефа склонов оказывают влияние на пути перемещения и динамику барических образований и, как следствие, на распределение облачности и количество осадков, термический и радиационный режим.

1.2 Особенности климата

Алтайская горная область расположена в глубине умеренного пояса Евразиатского континента на стыке Западной Сибири, Средней и Центральной Азии. Совместное появление западного переноса воздушных масс в умеренных широтах Северного полушария, влияния континента и особенностей рельефа, создают неповторимость циркуляционного режима над Алтаем, определенного в значительной степени циркуляцией атмосферы над Западной Сибирью. Отметим главные особенности. Территория Западной Сибири отчетливо окаймляется горами с запада (Уральский хребет), с юго-востока (горы Алтая) и востока (Средне-Сибирское плоскогорье), и вместе с тем она открыта к Северному Ледовитому океану и районам Казахстана и Средней Азии. Это определяет возможность проникновения сюда арктических и тропических воздушных масс и образования контрастных высотных фронтальных зон.

В условиях господствующего зонального переноса воздушных масс интенсивный антициклогенез над Средне-Сибирским плоскогорьем приводит к замедлению скорости и изменению траекторий движения циклонов с восточного на северо-восточное. Часть циклонов при этом стационирует и развивается в пределах территории Западной Сибири [24].

Вытянутый по меридиану Уральский хребет оказывает существенное влияние на циклогенез, вызывая сегментацию циклонов, искривление траекторий их центров и способствует процессу регенерации циклонов после их переваливания через орографические препятствия. Процесс регенерации приобретает для Западной Сибири региональный характер. В районе Алтая регенерация не происходит, но часто наблюдается активация, которая чаще наблюдается при меридионально преобразованном ВДП. Влияние континента сказывается в усилении антициклоничности на юге Западной Сибири. В горах континентальность климата уменьшается, так как в связи с обострением фронтов циклонов увеличивается увлажнение и смягчается суровость зимы. В западных районах Алтая климат менее континентален, чем на равнине, в восточных районах, однако, континентальность заметно возрастает, где высокие горные плато чередуются с сухими межгорными котловинами [25].

В зимнее время (XI - III) над Алтаем располагается область повышенного давления в виде отрога азиатского (монгольского) антициклона, обусловленного преобладанием проходящих над Алтаем антициклонов над циклонами. Основные пути антициклонов проходят через юг Западной Сибири и север Казахстана, здесь же наблюдается и возникновение антициклональных ядер. Скорости движения антициклонов в предгорных районах и на плоскогорьях Монголии резко замедляются - происходит их стационирование. Средняя мощность антициклонов над юго-востоком Западной Сибири в декабре-феврале составляет 1030 - 1040 мб. В это время преобладают юго-западные потоки воздуха.

Вторжение полярных антициклонов, особенно с северо-востока, приводит к снижению температуры до 40 - 45° мороза, в то время как температура КУВ, формирующегося в антициклонах над Западной Сибирью и Казахстаном, составляет 20 - 25° ниже нуля. Зимой над Алтаем имеет место и циклоничная деятельность, когда действие центров антициклонов ослаблено. Циклоны, образовавшиеся на среднеазиатской или среднеземноморской ветви полярного фронта, смещаются с запада и юго-запада, сливаясь с областью северных депрессий. Иногда под влиянием гор Алтая наблюдается их регенерация. Циклоничность в начале зимы развита значительно интенсивнее по сравнению со второй половиной ее, которая отличается холодной и ясной погодой, прерываемой потеплениями при прохождении циклонов. Обобщение синоптического материала за 15 лет показывает, что на долю западного антициклонического типа синоптических процессов приходится 33,9 % случаев, юго-западного антициклонального - 31 %, северо-западного антициклонального - 18,6 % повторяемости всех синоптических процессов. Ультраполярные вторжения на территорию Западной Сибири и Алтая и развитие циклонической деятельности наблюдались лишь в 8 - 8,5 % [Панженская].

В середине зимы (см. табл. 1, Приложение 3) значительно уменьшается число западных антициклональных и увеличивается число юго-западных антициклональных типов циркуляции. Ультраполярные потоки чаще всего наблюдаются в конце зимнего сезона.

Весной (IV, V) и осенью (IX - X) над Западной Сибирью и Алтаем усиливается меридиональность процессов, вследствие чего возрастают температурные контрасты в ВФЗ, возникают циклоны из волновых возмущений на холодных фронтах и на окклюзиях полярно-фронтовых и староарктических циклонов, наблюдается выпадение значительных осадков в горах. Так, приход северных циклонов на Алтай чаще всего наблюдается в апреле (15%) и в ноябре (22%). В годовом ходе повторяемости северных и северо-восточных вторжений хорошо выделяются зимне-весенний и осенний максимум. Весной и осенью увеличивается по сравнению с зимними месяцами число западных антициклональных и циклонических потоков над Алтаем и юго-западных и южных циклонов, которые способствуют разрушению западного отрога монгольского антициклона. В баренцевоморских циклонах осуществляется вынос МУВ с Северной Атлантики со значительными запасами влаги. Под влиянием этих процессов наблюдаются: максимумы осадков весной и осенью. Эти процессы играют значительную роль в аккумуляции твердых осадков на алтайских ледниках.

В летний сезон на южные районы Западной Сибири довольно часто оказывает влияние обширная переднеазиатская термическая депрессия. В силу этого антициклоническая деятельность над Западной Сибирью развивается на общем фоне пониженного давления. В это время Алтай находится в условиях размытого барического рельефа, который создается летним прогревом воздушных масс и развитием циклонической деятельности на арктическом и полярном фронтах. В летние месяцы здесь господствует местный КУВ и КТВ Казахстана и Средней Азии. Как видно из табл. 1 (см. Приложение 3), для лета характерно значительное увеличение циклонических типов циркуляции, а также числа стационирующих циклонов. Несколько повышенное давление на юге Западной Сибири, по сравнению с ее средними областями, обусловлено влиянием азорского максимума и поддерживается тыловыми вторжениями арктического воздуха. Циклоны летом смещаются по более широтным траекториям, и средние скорости их уменьшаются. Летние антициклоны менее мощны, чем зимние. Летом нередко наблюдаются и меридиональные типы циркуляции. Адвекция холодных воздушных масс с северо-запада, севера и северо-востока, процессы циклогенеза на арктических фронтах ведут к резкому снижению температуры и летним снегопадам в высокогорье. Особенно большое количество осадков выпадает при развитии волновой деятельности на холодных фронтах. В это время над Алтаем создается устойчивая циклоническая высотная зона, простирающаяся с юго-запада на северо-восток. Ось циклонической ложбины ориентирована с северо-востока на юго-запад или с северо-запада на юго-восток, реже с севера на юг. Обычно к началу волновой деятельности над Алтаем через Западную Сибирь смещается серия циклонов арктического фронта.

В летнее время довольно часто стационирующий циклон расположен над самим Алтаем или на его периферии и обусловливает холодную погоду с непрерывными жидкими и твердыми осадками в высокогорье.

Более всего повторяемость циклонов, проходящих над Алтаем наблюдается в июне. По данным К.И. Поповой, за двадцать лет повторяемость циклонов в июне и июле быта соответственно равна 23 и 20, а в мае и сентябре - 12 и 7. Повторяемость антициклонов имеет обратный ход. В мае и сентябре их отмечено 55 и 39, в то время как в июне, июле и августе только 33, 21 и 31 соответственно. Наибольшая повторяемость циклонов наблюдается между 60 - 64° с.ш. и резко уменьшается к югу от 52° с.ш. [22].

Таким образом, циркуляционные условия определяют чрезвычайно неравномерное пространственно-временное увлажнение территории Алтая и наличие двух второстепенных максимумов выпадения осадков в переходные сезоны года, играющих важную роль в процессах аккумуляции снега в высокогорной зоне.

Термический режим в горах отличается большим разнообразием, существующим вследствие различий в абсолютной высоте и условиях рельефа. Чтобы исключить влияние высоты на термический режим, С.А. Сапожникова [27] привела июльские и январские температуры к высоте 1,5 км, используя вертикальный градиент 0,5/100 м. Оказалось, что разность температур летом для всех станций Алтая не превышает 4°С, в то время как зимой достигает 20°С. Летние температуры составляют 12 - 13°С, кроме температур на станциях Аккем (11°С) и Кош-Агач (15°С). Понижение на первой обусловлено влиянием холодного Аккемского озера, а также в некоторой степени влиянием самого мощного на Алтае узла оледенения; повышение на второй связано со значительным прогреванием горной котловины, не успевающей охладиться в ночное время. Ночной максимум наблюдается на станции Каратюрек (высший водораздел), где отсутствует застой холодного воздуха. Зимние температуры колеблются в очень больших пределах: -11 ? - 31°С. В это время в наибольшей степени сказывается влияние форм рельефа. В связи с ослаблением циркуляции атмосферы в межгорных котловинах застой холодного воздуха вместе с его интенсивным радиационным выхолаживанием приводит к образованию «озер холода». Очень низки температуры и на станциях, расположенных в горных степях. В крутых поперечных долинах и особенно на водоразделах температуры воздуха значительно выше. С.А. Сапожникова [27] считает, что основным фактором приводящим к повышению температуры с высотой, являются фены свободной атмосферы, обусловленные отрогом монгольского антициклона. Открытые вершины и водоразделы (Каратюрек) и долины (Аккем, Чемал) наиболее часто находятся под их влиянием. К этому следует добавить еще две причины: в крутых долинах, как показали наблюдения, в бассейне Мульты 2, зимой очень незначительно эффективное излучение, поэтому здесь нет такого выхолаживания, как в котловинах. Кроме этого, в долинах наблюдается хороший турбулентный обмен, так как ориентация долин в это время совпадает с общециркуляционными потоками. В марте-апреле, когда зимние инверсии начинают разрушаться, наиболее холодными оказываются склоны хребтов.

Годовой ход упругости водяного пара в общем аналогичен годовому ходу температуры с максимумом летом (обычно в июле) и минимумом зимой (обычно в январе) (см. Приложение 3, табл. 2). Зимние значения упругости водяного пара невелики и колеблются от 0,7 до 3,0 мб. Летом среднемесячная упругость водяного пара в горах может превышать 9,0 мб, закономерно уменьшаясь с высотой. В горных степях она равна 8 - 10 мб, в то время как в предгорных равнинах достигает 16 мб. В наиболее сухой из межгорных котловин, Чуйской, упругость водяного пара уменьшается до 7 мб.

Дадим общую характеристику распределения осадков на Алтае, в связи с его орографией. Благодаря веерообразному расположению горных хребтов, западные и юго-западные ветры могут проникать далеко в глубь горной страны и обеспечивать влагой отдельные орографические узлы. Максимальные суммы осадков наблюдаются на западных и северо-западных передовых хребтах и в прителецком районе. Здесь метеостанции фиксируют 800 - 1000 мм осадков в год. С продвижением в глубь территории количество осадков постепенно уменьшается до 300 - 500 мм в горных степях (Уймонская, Катандинская, Канская) и до 100 - 200 мм в юго-восточных районах (Кош-Агач, Чаганузун, Кызыл-мааны, Толтура). В приосевой части хребтов создаются аэродинамические условия формирования локальных участков (очагов) повышенной концентрации осадков, что было отмечено в свое время по наблюдениям в бассейне Актру [19].

Таким образом, для горных долин, независимо от наличия или отсутствия в них ледников, присущ особый термический режим, обусловленный сходными условиями рельефа. Для них характерно смягчение континентальности климата с его более высокими зимними и сниженными летними температурами, чем на равнине и в горных степях, благодаря уменьшению инсоляции и выхолаживанию, увеличению влажности, наличию фенов, особенно зимой, хорошему турбулентному обмену и т.д.

1.3 Гидрография Алтая