Географическое положение и рельеф

Горная страна Алтай лежит на юге Западной Сибири и тесно смыкается с лежащими к востоку горными кряжами Кузнецкого Алатау, Салаира, Западного Саяна, Танну-Ола и Монгольского Алтая, вместе с которыми образует большую горную страну (Саяно-Алтай). Алтай связан с ними и по орографии, и по структуре, поэтому четкую границу здесь провести трудно. Обычно границей, разделяющей Алтай и Западный Саян, считают водораздел бассейнов Бии, Абакана и Шапшальский хребет. На юге и юго-востоке Горный Алтай соединяется с Монгольским Алтаем через пограничный массив Табын-Богдо-Ола и отходящие от него хребты Южный Алтай, Сайлюгем и Чихачёва. Юго-западные окраины Алтая протягиваются до котловины озера Зайсан. К северу Алтай резко, уступами, низвергается к Западно-Сибирской равнине, в западные степи проникает веером невысоких хребтов. Административно большая часть Горного Алтая принадлежит Республике Алтай и Алтайскому краю, меньшая (на юго-западе) входит в Восточно-Казахстанскую область Казахстана [3].

Алтай протянулся с северо-запада на юго-восток более чем на две тысячи километров. Алтайская горная область располагается между 48 и 53° с. ш., 82 и 90° в. д., т. е. занимает самое западное и южное положение по сравнению с другими областями страны (прилож. 1).

Своеобразие ландшафтов области определяется ее географическим положением и особенностями геологического строения. Разновозрастность морфоструктур (в западной части — герцинских, в центральной и восточной — каледонских) обусловила местные особенности тектоники, стратиграфии, литологического состава пород.

Современный рельеф Горного Алтая, как это было установлено еще В. А. Обручевым (1915 г.), в основном создан проявлениями альпийских и новейших глыбовых движений, происходивших как по ранее заложенным, так и по новым разломам. Следы новейших движений проявились в виде появления межгорных тектонических впадин Чуйской, Курайской и Уймонской степей, впадины Телецкого озера, а также в виде современных глыбовых поднятий Катунских и Чуйских Альп, Теректинского, Коргонского, Талицкого и других массивов [6].

В настоящее время продолжается процесс, с одной стороны, горообразования, с другой – интенсивного разрушения гор. Территория Алтая относится к сейсмически опасным зонам. Основной особенностью рельефа является сочетание обширных поверхностей выравнивания и межгорных котловин с высокогорным рельефом типично альпийского облика. Сложены алтайские горы древними породами возрастом 1–3 млрд. лет. Уже тогда на этой территории поднялись высокие горы, но затем наступила длительная эпоха континентального выравнивания. Новый этап горообразования произошел 10–15 млн. лет назад. Особенно сильное поднятие Алтай испытывал 2–5 млн. лет назад [4].

Существенное влияние на формирование рельефа оказали два древних оледенения. Первое покрывало значительную часть территории и оставило эрозионные и аккумулятивные формы рельефа. Второе оледенение носило долинный характер. Ледниками выработаны глубокие полузамкнутые чашеобразные впадины в верховьях рек (кары), нередко образующие своеобразные лестницы, корытообразные в поперечном профиле долины с широким днищем и крутыми вогнутыми бортами. При таянии ледников накапливались переносимые ими массы обломков горных пород (морены). Теперь каменные днища каров и трогов наполняют ограниченные снизу скалистыми порогами (ригелями) и моренами овальные озера разных цветов и глубины. Это так называемые каровые озера. Осыпание морен и создание ими плотин в верховьях рек приводит к образованию морено-подпрудных озер. Алтай и сегодня остается одним из центров современного оледенения.

Горные цепи Алтая расположены веерообразно. Наиболее крупным высокогорным узлом является здесь пограничный с Монголией горный массив Табын-Богдо-Ола, расположенный в верховьях р. Аргута, притока р. Катуни. Главная его вершина — Куйтун — достигает 4358 м высоты и несет мощное оледенение. От него отходит к юго-востоку Монгольский Алтай, в широтном направлении идет к западу система хребтов Южного Алтая и на восток протянулась пограничная горная цепь — Сайлюгем (с отметками до 4029 м), начинающая собой Восточный Алтай. Между этими горными системами Южного и Восточного Алтая, внутри образуемой ими широко раскрытой дуги, располагается Центральный, или Внутренний Алтай, продолжением которого служат хребты северо-западной части Алтая (прилож. 2).

Южный Алтай состоит из хребтов (в направлении с востока на запад): Тарбагатая, Сарым-Сакты и Нарымского, от которых к югу и юго-западу отделяется несколько горных гряд, идущих по направлению к Зайсанской котловине (хребты Курчумский, Азу и др.), с малой расчлененностью и высокими труднопроходимыми перевалами. Склоны их асимметричны — пологие к югу и круто обрывающиеся к северу. Хребты Южного Алтая являются водоразделами между водами притоков р. Черного Иртыша и системы р. Бухтармы. В наиболее высоких участках они покрыты вечными снегами и многочисленными ледниками. В восточной части этих хребтов высоты достигают 3915 м, а в западной 3350 м. Высшая точка Южного Алтая (гора Кирей) имеет отметку 3790 м. Для Южного Алтая характерны высокие перевалы [3].

Восточный Алтай состоит из серии хребтов, расположенных на водоразделе между системой рек Обь, Абакан и Кобдо. Это хребты – Сайлюгем, Чихачева и Шапшал. Сайлюгем (абсолютная высота до 4029 м) тянется вдоль границы с Монголией и служит водоразделом между системами р. Оби (рр.Аргут, Чуя, Башкаус, Чулышман) и р. Кобдо. От хребта Чихачева отходят на запад хребты Чулышманский, Курайский и Айгулакский, который в свою очередь отделяет целый веер хребтов, заполняющих пространство между р. Катунью и Телецким озером.

В верховьях р. Оны (системы р. Абакана) Восточный Алтай через хребет Шапшал примыкает к Западному Саяну. Характерные черты рельефа Восточного Алтая — значительная приподнятость, сравнительная сглаженность горных хребтов с более или менее пологими склонами; типичны также куполовидные вершины и значительное развитие приподнятых всхолмленных равнин (плоскогорий). Из этих плоскогорий (так называемых «степей») назовем Чуйскую степь, Курайскую степь, Чулышманское плато, плоскогорье Укок, расположенные на высотах от 1500 до 2300 м и являющиеся преддверием к аналогичным высоким степям и полупустыням Центральной Азии [3].

Центральный, или Внутренний Алтай. Здесь отчетливо выделяются две основные горных цепи (северная и южная), имеющие почти широтное простирание и постепенно снижающиеся в направлении с востока на запад. Южная цепь состоит из высокого массивного Катунского хребта (Катунские белки) с наиболее высокой точкой Алтая — горой Белухой (4506 м).

Прямым продолжением Катунских белков на восток является отделенный от них ущельем р. Аргута хребет Южно-Чуйские белки с главной вершиной — горой Ирбисту (до 3958 м). На запад от Катунского хребта отделенный от него долиной р. Катуни располагается хребет Холзун с высотами до 2600 м. Горные цепи поднимаются здесь выше снеговой линии и несут на себе мощные снега и наиболее крупные ледники Алтая.

Северная цепь хребтов Центрального Алтая начинается от р. Чуи Северо-Чуйскими белками со сложным горным узлом Биш Иирду (высота 3899 м) и продолжается далее на запад под названием Теректинского хребта (до 2891 м высоты). За ним следуют Коргонский (2500 м), более низкий Тигирецкий (2255 м) и Колыванский (гора Синюха— 1197 м) хребты. Последний из них постепенно теряется в степных равнинах.

От хребта Холзун к западу радиально отходит ряд хребтов, иногда выделяемых в систему хребтов Западного Алтая — Ульбинский (1792 м), Ивановский (до 2674 м), Убинский и др.

На северо-запад и север от Теректинского и Коргонского хребтов широким веером располагаются горные хребты — Семинский (2506 м), Чергинский (2010 м), Ануйский, Бащелакский (2359 м). Все они сильно эродированы и имеют облик средневысотных гор, не достигая верхнего предела зоны леса.

Для Центрального Алтая характерны большая контрастность высот и наличие широких межгорных понижений с плоским дном (Уймонская, Катандинская, Абайская степи), с абсолютной высотой до 1000 м. Как правило, степень обнаженности хребтов Алтая усиливается по направлению к юго-западу, причем в том же направлении затрудняется и проходимость их [33].

Геологическое строение

Геологическое строение и история геотектонического развития Горного Алтая отличаются большой сложностью. Территория Горного Алтая является частью обширной длительно развивающейся, но в основном каледонской Алтае-Саянской складчатой области, обрамляющей с юго-запада древнюю Сибирскую платформу. Особенность геологического положения Горного Алтая заключается в том, что он располагается во внешней периферической зоне каледонских сооружений Алтае-Саянской области, наиболее удаленных от Сибирской платформы, в зоне перехода к соседней Обь-Зайсанской герцинской складчатой системе [33].

Главными этапами развития складчатой системы Горного Алтая явились салаирский, собственно каледонский и герцинский (раннегерцинский) (прилож. 3).

В позднем докембрии и в кембрийском периоде территория Горного Алтая представляла собой типичную океанически-островодужную область. На этом этапе область испытывала дифференциацию и распадалась на прогибы и поднятия. В пределах Северо-Восточного Алтая и Катунско-Телецкого междуречья, т. е. на южном продолжении структур Горной Шории, наметилось геоантиклинальное поднятие и были развиты эффузивные, терригенные и карбонатные формации синия и раннего кембрия. Западнее, в пределах современного Центрального Алтая, по-видимому, существовал океанический прогиб с характерными спилито-кератофировой и кремнисто-сланцевой формациями раннего кембрия. На границах между поднятиями и прогибами оформились зоны глубинных разломов.

Во второй половине кембрия появилась складчатость, охватившая всю Алтае-Саянскую складчатую область и сопровождавшаяся различными по составу интрузиями. В состав последних входили раннесалаирская гипербазитовая интрузия, локализующаяся вдоль глубинных разломов и образующая в Горном Алтае Курайский и Теректинский гипербазитовые пояса, а также позднесалаирские гранитоидные интрузии, довольно широко проявившиеся, в частности, в Лебедском районе Северо-Восточного Алтая. В результате салаирской складчатости отмеченная выше геоантиклинальная зона Северо-Восточного Алтая в основном закончила развитие, была консолидирована и приобрела свойства относительно жестких масс, играющих в ходе дальнейшего развития Алтая, в каледонском этапе, роль срединного массива. Именно в связи с этим на значительной части территории Восточного Алтая, в пределах современных Бийского и Катунского горст-антиклинальных массивов, из разреза выпадают те мощные толщи ордовика и силура, которые, наоборот, особенно характерны для каледонских прогибов центральных и крайних восточных районов Горного Алтая и соседнего Западного Саяна.

Салаирские складчатость и магматизм явились важнейшим этапом в истории развития Горного Алтая. С этим этапом связана дифференциация островодужной области на зоны поднятий и опусканий, оформившиеся позднее как разнородные по истории развития структурно-фациальные зоны. С этим же этапом связано заложение глубинных разломов на границе между структурно-фациальными зонами, а также заложение общего структурного плана Горного Алтая в целом, частично сохранившегося до нашего времени, несмотря на последующие перестройки в каледонском и герцинском этапах.

В ордовике и силуре, т. е. в собственно каледонском этапе, большая часть территории Горного Алтая продолжала островодужное развитие. В глубоких прогибах в пределах Центрального, Северо-Западного и Восточного Алтая, так же как в соседнем Западном Саяне, формировались мощные песчано-сланцевые флишеподобные толщи ордовика и песчано-сланцево-известковистые толщи силура. Наложенные прогибы этого этапа унаследовано развивались в зонах ранее наметившихся салаирских прогибов, сохранивших подвижность, тогда как зона геоантиклинального поднятия салаирского этапа, наметившаяся в северо-восточной части Алтая и в пределах Катунско-Телецкого междуречья, явилась и в каледонском этапе положительной структурой. Наиболее существенное значение имела древнекаледонская, по-видимому, предаренигская фаза складчатости, с которой следует связывать возникновение нового крупного геоантиклинального поднятия в западной части территории Горного Алтая, где позднее оформилась так называемая Чарышско-Теректинская структурно-фациальная зона. С этой фазой, а также с таконской фазой, на границе между ордовиком и силуром, связываются интенсивная линейная складчатость и метаморфизм ордовикских песчано-сланцевых толщ, за счет которых в ряде древних зон прогибов и смятия вдоль глубинных разломов формируются зоны гнейсов и кристаллических сланцев, обычно сопровождаемых синорогенными гранитными интрузиями. Такие зоны гнейсов и кристаллических сланцев древнекаледонского возраста фиксируются в Курайском и Чуйском хребтах, в хребте Шапшал, в Белокурихинском районе и ряде других участков.

К концу каледонского этапа тектогенеза островодужный режим и морские условия осадконакопления локализовались главным образом во внутренних унаследованных прогибах среди разрастающихся каледонских геоантиклинальных поднятий. Наиболее крупным прогибом такого рода явилась Ануйско-Чуйская зона, заключенная между Чарышско-Теректинским и Бийско-Катунским поднятиями. В ней аккумулировались мощные толщи морских флишеподобных песчано-сланцево-известняковых отложений силура и глинисто-сланцевые толщи нижнего девона. К юго-западу и северо-востоку от нее располагались области поднятий и преимущественного размыва.

Герцинский тектоно-магматический цикл имел для развития Горного Алтая также весьма существенное значение. В герцинском этапе в соседних с Горным Алтаем районах Прииртышья возникла и развилась Зайсанская мобильная зона, звено обширной Обь-Зайсанской складчатой системы. Располагаясь во внешней периферической зоне этой системы, каледонские структуры Горного Алтая, сохранившие относительную подвижность, вновь вовлекались в движения, принимавшие форму главным образом блоковых.

На позднегерцинском этапе весь Горный Алтай, включая и оставшиеся наиболее подвижными зоны прогибов, испытал складчатость, сопровождавшуюся глубинным магматизмом, и консолидацию, в связи с чем полностью закончилось активное развитие его и были приобретены свойства орогенной, или складчатой области. Герцинский магматизм сыграл важнейшую роль в металлогении Горного Алтая. Размещение гранитных интрузий подчинено тектоническим структурам герцинского этапа. Максимальное количество гранитных массивов этого этапа размещено по юго-западной периферии Горного Алтая, т. е. во внешней зоне Зайсанской складчатой системы, и еще большее их количество расположено во внутренних зонах последней — в Калбинском хребте и в Рудном Алтае.

В начале кайнозоя в некоторых герцинских и мезозойских межгорных прогибах продолжались погружения с накоплением достаточно мощных олигоцен-раннемиоценовых буроугольных толщ. Наконец, в неогене Горный Алтай вовлекался в зону мощных разломов и глыбовых движений, захвативших обширные территории юга Сибири, Казахстана и Средней Азии. В результате этих проявлений неотектоники оформились современная глыбовая структура и рельеф Горного Алтая.

Являясь производным многоэтапной и длительной истории геологического развития, Горный Алтай представляет весьма сложное тектоническое сооружение. Его можно характеризовать как складчато-глыбовую область, состоящую из системы глыбовых массивов и прогибов, разделенных подвижными зонами региональных разломов. Глыбовые массивы в ряде случаев являются издавна наметившимися геоантиклинальными поднятиями, которые испытывали преимущественно восходящие движения, прерываемые лишь кратковременными опусканиями; отграниченные от соседних массивов, или прогибов, региональными разломами, они представляют собой горст-антиклинальные структуры. Расположенные между глыбовыми массивами депрессионные структуры также отличаются своеобразием. От обычных синклинориев они отличаются тем, что это также длительно развивающиеся прогибы, как правило, ограниченные региональными разломами или сложными зонами разломов. Это грабен-синклинали. Особое место занимают узкие «шовные» синклинали, или грабен-синклинали, приуроченные к зонам сложных, длительно развивающихся разломов типа глубинных разломов на стыках разнородных геотектонических структур. Такие шовные грабен-синклинали, или приразломные прогибы, обычно слагаются толщами верхнего структурного этажа, зажатыми в виде узких линейных блоков между крупными массивами. Они довольно разнообразны по форме и особенностям внутреннего строения. К типу приразломных прогибов относятся Сара- синская, Куратинская, Бельгебашская и Курайская грабен-синклинали в зоне Сарасинско-Курайского глубинного разлома, а также серия мелких грабенов в зоне Чарышско-Теректинского разлома [4].

Геотектонический анализ и районирование территории Горного Алтая позволяют расчленить ее на ряд тектонически разнородных участков, отличающихся особенностями геологического развития, структуры, магматизма и металлогении. Эти тектонически разнородные участки могут квалифицироваться как структурно-формационные зоны [33].

По схеме геотектонического районирования Горного Алтая выделяются следующие структурно-формационные зоны:

1. На юго-западе Горного Алтая, примыкая непосредственно к зоне Рудного Алтая, располагается Чарышско-Теректинская структурно-формационная зона (или зона Центрального Алтая). Это крупная тектоническая структура, протянувшаяся на 400 кмчерез весь Горный Алтай и продолжающаяся в пределы Монгольского Алтая. В ее пределы входят хребты Коргонский, Холзун, Теректинский, Катунский, Южно-Чуйский и Сайлюгем, т. е. наиболее мощные хребты юго-западной, центральной и юго-восточной частей Алтая.

2. К северо-востоку от описанной зоны располагается Ануйско-Чуйская структурно-формационная зона. Это также очень крупная структура, прослеживающаяся через весь Горный Алтай. Стратиграфический разрез здесь существенно отличается от разрезов в пределах других зон Алтая. Видимое основание разреза слагают мощные флишеподобные толщи песчаников и глинистых сланцев кембро-ордовика. Над ними лежат сланцево-известняковые толщи ордовика и силура, охарактеризованные фауной трилобитов и брахиопод. Для ордовикских толщ характерны линейная складчатость, рассланцовка, а иногда и метаморфизм пород. Выше лежат геосинклинальные толщи песчаников, глинистых сланцев и известняков силура, а также глинистых сланцев нижнего девона. Еще выше несогласно лежат эффузивно-осадочные толщи среднего девона, по составу и мощности несколько отличающиеся от синхронных толщ соседних зон Горного Алтая и обнаруживающие сходство со среднедевонскими толщами Змеиногорского района Рудного Алтая. Наконец, в Ануйско-Чуйской зоне имеют место сохранившиеся на ограниченных площадях морские отложения верхнего девона, франского и фаменского ярусов, а также морские отложения турнейского яруса нижнего карбона.

3.К северо-востоку от описанной зоны располагается наиболее древняя по времени консолидации структурно-формационная зона Горного Алтая. Это — прямое структурное продолжение зоны Кузнецкого Алатау и Горной Шории, с характерным для последних стратиграфическим разрезом, интрузиями и металлогенией. В пределы этой зоны входят (на севере) Бийский и Катунский массивы и, расположенные на их продолжении в Юго-Восточном Алтае, Кадринский и Баратальский горстовые массивы.

Широкая на севере полоса выходов нижнего палеозоя и докембрия постепенно делается все более узкой по направлению к югу, в связи с тем что древние салаирские и другие толщи, слагающие ядра указанных выше горстовых массивов, погружаются на юге и перекрываются более молодыми отложениями, обнаженными в Ануйско-Чуйской зоне, граница с которой здесь в силу этого неотчетливая. Всю зону в целом можно выделить как Бийско-Катунскую структурно-формационную зону.

Весьма характерным является стратиграфический разрез этой зоны, резко отличающийся от разрезов других зон Горного Алтая. В основании его вскрываются рифейские и вендские карбонатные толщи с кварцитами и зеленокаменными эффузивами, являющиеся аналогами известной енисейской серии верхнего протерозоя Кузнецкого Алатау. Выше лежит серия океанически-островодужных формаций нижнего и среднего кембрия (манжерокская, каянчинская, каимская и усть-семинская свиты), главным образом вулканогенно-терригенных по составу, с рифогенными археоциатовыми известняками и доломитами.

4. Далее к востоку располагается зона Уйменско-Лебедского прогиба, которую также можно выделять в качестве особой структурно- формационной зоны.

В отличие от Ануйско-Чуйской зоны, Уйменско-Лебедской прогиб является сравнительно неглубоким, будучи расположен на жестком салаирском фундаменте. Характерно расположение прогиба на стыке двух крупных тектонических структур: Бийско-Катунской зоны салаирид и Телецкой (Западно-Саянской) каледонской зоны.

В основании разреза прогиба лежат карбонатные толщи рифея, венда и нижнего кембрия, а также вулканогенно-осадочные толщи нижнего— седнего кембрия, сложно дислоцированные и прорванные салаирскими интрузиями. Выше несогласно лежат известные в северной (Лебедской) части прогиба песчано-сланцевые, существенно пестроцветные толщи ордовика и силура, имеющие ограниченную мощность. На них, а в южной (Уйменской) части прогиба непосредственно на кембрийском фундаменте, несогласно лежат вулканогенно-осадочные толщи среднего и верхнего девона.

5. На крайнем востоке Горного Алтая обособляется обширная Телецкая структурно-формационная зона, являющаяся западной частью каледонской складчатой системы Западного Саяна. Западная граница этой зоны, выраженная глубинным разломом, представляет собой выпуклую на запад дугу и проходит из верховьев р. Абакана к Телецкому озеру по Камгинскому грабену, откуда уходит на юг в район р.Чебдара, левого притока р. Башкауса и дальше на юго-восток в район Курайского хребта, откуда прослеживается в широтном направлении в Северо-Западную Монголию.

Стратиграфический разрез Телецкой зоны аналогичен разрезу Западного Саяна. Толщи докембрия и нижнего палеозоя здесь интенсивно дислоцированы, испытали метаморфизм и прорваны уже упоминавшимися салаирскими ультраосновными и основными интрузиями, а также древнекаледонскими, в том числе таконскими гранитоидами. К последним относятся интрузии Телецкого озера и хребта Корбу, многие массивы бассейна р. Чулышмана, хребта Шапшал идругие [4].

Такова краткая характеристика основных структур Горного Алтая. Каждая из них отличается особенностями геологического строения и истории развития, является издавна обособившимся и длительно развивающимся участком литосферы.

Таким образом, Горный Алтай представляет собой своеобразную узловую структурную зону в складчатой системе Северо-Восточного Казахстана и горной Западной Сибири. Ядро его структуры в пределах нашей страны составляет Холзунско-Чуйский антиклинорий (Нехорошев, 1958), подразделяемый на ряд структур второго порядка: Теректинский, Белухинский и Катунский горсты и Холзунский антиклинорий. Холзунско-Чуйский антиклинорий, в свою очередь, является северо-западной частью более значительного Монголо-Алтайского древнего складчатого пояса. К север-северо-востоку от Монголо-Алтайского пояса располагается сложная Салаиро-Саянская складчатая система, отделенная от него Чарышско-Теректинским разломом, непосредственно к северу от которого следуют Ануйско-Чуйский мегасинклинорий и Западно-Саянский антиклинорий.

Холзунско-Чуйская зона с северо-запада перекрыта полем эффузивных образований девонского возраста, выделяемым как Коргонский синклинорий, который в виде неглубокого прогиба представляет собой как бы мост между Рудно-Алтайским и Ануйско-Чуйским девонскими бассейнами и одновременно указывает на время заложения поперечных разломов Алтая. Продолжение Холзунско-Чуйской зоны к северо-западу от Коргонского прогиба выделяется большинством исследователей как Талицкая антиклинорная зона. К западу, к границе с Рудным Алтаем, она сменяется синклинорной Чарышской зоной с ядром из пород силурийского возраста.

Каледонские структурные зоны (Холзунско-Чуйская, Талицкая и Чарышская) составляют, по-видимому, один тектонический блок, ограниченный с северо-востока Чарышско-Теректинским разломом, лежащим на границе с Ануйско-Чуйским мегасинклинорием, а с юго-запада — Горно-Алтайским (или Северо-Восточным) разломом, за которым следует Рудный Алтай.

Климатические особенности

На формирование климата Горного Алтая огромное влияние оказывает его географическое положением и сложный рельеф – колебание высот от 350 до 4500 м (прилож. 4).

Располагаясь на значительном удалении от океанов, Горный Алтай имеет умеренно-континентальный климат с холодной зимой и теплым летом.

Климатообразующими факторами являются: континентальный арктический воздух, свободно достигающий внутренней территории в течение всего года, теплые и влажные западные воздушные массы, приходящие с Атлантического океана, теплые юго-западные и южные ветры и формируемые рельефом горной страны местные циклоны и фенообразные воздушные течения. Как правило, определяющим фактором в формировании погодных условий является движение западных воздушных масс [6].

Существенное влияние на климат Горного Алтая оказывает рельеф, который образует вертикальную климатическую зональность – зону низкогорного климата (до 500–600 м) зону среднегорного климата (от 500 до 1500 м и более), зону высокогорного климата (свыше 2000–2500м).

Зимой на территории Республики Алтай господствуют континентальные арктические массы, которые приносят холодный воздух с низкой температурой, северо-западные и западные воздушные массы низкого давления являются источником обильных снегопадов, юго-западные и западные ветры приносят малооблачную и сухую погоду.

Средние годовые температуры воздуха в Горном Алтае колеблются в пределах от +4°С, на северных и западных окраинах, до –7°С в высокогорной зоне.

В низкогорье, среднегорье и долинах рек зима продолжается 3–5 месяцев. Особенно суровые зимы бывают в межгорных котловинах, где происходит застой холодного воздуха. Так, средняя температура января в Чуйской степи составляет –31,7°С, тогда как в районе южной оконечности Телецкого озера только –8,1°С.

В условиях высокого атмосферного давления в межгорных котловинах имеет место температурная инверсия. На высоте около 450 м, где застаивается холодный воздух, средняя температура февраля –22,3°С, а на высоте около 1000 м –12,5°С. Это вызвано тем, что холодный, более тяжелый воздух скатывается вниз по склонам и заполняет нижнюю часть долины, образуя «озеро холода» [3].

Очень интересная особенность климата во многих горных долинах наблюдается зимой. Это настоящие теплые климатические «оазисы». В них не бывает сильных морозов, устойчивого снежного покрова, постоянно дует ветер. Такие явления наиболее выражены в долинах рек Чулышман и Катунь, у берегов Телецкого озера. Одновременно в соседних долинах температура может быть ниже на 10–15°С и господствовать полное безветрие. Причиной всему является «фен» – сухой и теплый ветер. Причиной возникновения «фенов» является большая разность давлений, которая в течение всей зимы поддерживается над территорией Горного Алтая. Южные районы республики находятся под влиянием Азиатского максимума, а над северными районами часто проходят циклоны – центры низкого давления. В таких случаях по долинам, направление которых совпадает с направлением воздушного потока – с юга на север, развиваются «фены». Метеостанции в долине р. Катуни и в долине Телецкого озера фиксируют более 100 дней с фенами за холодный период года. На земном шаре нет другой такой горной страны, где бы «фены» играли столь существенную роль в формировании климата [3].

Также характерна для климата Республики Алтай большая разница абсолютных температур в различных районах. Например, средняя температура января в Чемале –12,6°С, на юге Телецкого озера –8,1°С, а абсолютный минимум температуры в Кызыл-Озеке –44°С, в Кош-Агаче –5°С.

В юго-восточных районах (Кош-Агачский) зима малоснежна, что способствует развитию вечной мерзлоты. Переход от зимы к лету совершается очень быстро.

В апреле среднемесячные температуры становятся положительными. Весной теплые юго-западные воздушные массы Средней Азии сменяются холодными арктическими, поэтому теплая погода часто сменяется, холодной. Для весеннего периода среднегорью свойственны большие суточные колебания температур и давлений.

Лето в Республике Алтай, в связи со значительной высотой гор, наличием ледников, вечных снегов, многочисленных рек и озер, холоднее, чем на соседней равнине. По мере увеличения высоты на 100 м, температура воздуха падает приблизительно на 0,5°С.

Наиболее прохладно на высотах свыше 1000 м. Если средняя температура июля в низкогорье и среднегорье составляет +16°…+18°С, то на высоте около 2000 м +8°…+10°С. Самое жаркое лето бывает в межгорных котловинах, где температура воздуха достигает +30°…+35°С.

Летом в Республике Алтай господствуют северо-западные и западные воздушные массы низкого атмосферного давления, которые приносят много влаги и отдают ее на высотах свыше 1000–2000 м, преимущественно на Западных склонах гор. Горные хребты имеющие наибольшие высоты (Катунский, Южно-Чуйский, Северо-Чуйский) получают максимальное количество осадков (2000–2500 мм в год), на район горы Белухи приходится 3000 мм в год [27].

В среднегорье выпадает 500–600 мм осадков в год. Наибольшее количество осадков за год выпадает в Северо-Восточной части Горного Алтая – 700–1000 мм и на юго-западе – 1500 мм. Большее количество осадков выпадает во второй половине лета. Максимум приходится на июль, минимум на январь.

Снежный покров устанавливается в конце октября-ноября. Распределение снежного покрова обусловливается рельефом, силой ветра и его направлением. Наибольшая высота снежного покрова наблюдается на северо-востоке (до 1 м), наименьшая в Чуйской степи (8 см – Кош-Агач) [27].

Годовое изменение относительной влажности воздуха противоположно ходу температуры. Самая низкая относительная влажность (35–40%) наблюдается в апреле-мае, а самая высокая (до 70–80%) в декабре-январе.

В целом можно сказать, что наиболее суровые природно-климатические условия имеют юго-восточные районы Алтая (Улаганский и Кош-Агачский районы), климат северной и северо-восточной части Алтая (Чойский, Майминский, Турачакский районы) более мягок (прилож.4).