Академия Наук СССР-Қазақстан

П о Г. В. Попову, Ташкент сам является эпицентром сильных землетрясений — силою -в 6 баллов, а по некоторым призна­ кам и -выше (d o время землетрясения 10 июля 1938 г. эпи­ центр находился в западно-северо-западной части Ташкен­ та). Ташкентский сейсмический очаг Н . И . Васильковский (1940) связывает с активностью складкообразовательных про­ цессов в антиклинальной зоне, проходящей через Ташкент на юго-запад к Ишанбазарскому поднятию. Заканчивая рассмотрение землетрясений как показателей современных движений земной коры, мы должны подчеркнуть следующее весьма важное обстоятельство. Накопившиеся к настоящему времени материалы сейсмостатистических и сейс­ мотектонических исследований свидетельствуют о том, что: 1) сейсмические районы Северного Тянь-Шаня охватывают главным образом области предгорий; 2) многие очаги сильных землетрясений в Западном Тянь-Шане и их эпицентры нахо­ дятся в области низкогорья и в предгорьях; 3) несколько землетрясений было связано с тектонической активностью адыров, «прилавков», т. е. типов рельефа предгорий (Ферга­ на, Заилийский Ала-Тау); 4) сейсмические районы Джунгар­ ского Ала-Тау охватывают главным образом область низко­ горья, предгорий и межгорных впадин. Приведенные факты находятся в полном соответствии со следующим наиболее общим выводом морфологического ана­ лиза: в пределах мобильной области востока и юго-востока Казахстана современное морфотектоническое развитие каж­ дой торной системы, рассматриваемой в целом, заключается в раздвигании периферии горной системы, в расширении зоны поднятий, в вовлечении в сферу этих поднятий обширных предгорных территорий. ОСТАТОЧНЫЕ СКЛАДЧАТЫЕ ВОЗВЫШЕННОСТИ КАЗАХСТАНА Рассмотренные выше горные районы Казахстана пред­ ставляют собой территории энергичного развития горообразо­ вательных процессов как в далеком прошлом, так и в период альпийского орогенеза, продолжающегося и в настоящее вре­ мя. На севере к этому горному поясу, им-енно к Алтаю и Тарбагатаю, примыкает с запада обширная возвышенная область — Центрально-Казахстанский мелкосопочник, зани­ мающий большую часть площади восточной половины респуб­ лики. Эта возвышенная страна некогда также была ареной весьма энергичной складчатости и интрузий, а равно и горо­ образовательных процессов. Однако начиная с мезозоя, когда территория эта обратилась в жесткую платформу, процессы горообразования на ней были несравненно менее интенсивны, 100

чем в горной полосе Казахстана. Такой же в общем была и история развития тектонических процессов южной оконеч­ ности У ральского складчатого горного поднятия, проникаю­ щего в пределы Казахстана на северо-западе республики. Интенсивность новейших тектонических процессов была здесь еще слабее, чем на территории Центрально-Казахстанского мелкосопочника. Поэтому и тут и там, начиная с мезозоя, преобладают процессы выравнивания рельефа. В соответствии с этим, при очень сложно дислоцирован­ ном складчатом геологическом фундаменте, на территории обеих возвышенностей господствует равнинно-холмистый или равнинно-увалистый рельеф, среди которого местами распо­ ложены массивы низкогорий и впадин. Многие из них, по крайней мере в Центрально-Казахстанском мелкосопочнике, в той или иной мере связаны с новейшими поднятиями и опу­ сканиями земной коры. Высоты низкогорий в Центрально- Казахстанском мелкосопочнике достигают значительно боль­ ших размеров, чем в Ю жно-Уральском складчатом поясе Казахстана. Центрально-Казахстанский мелкосопочник Центрально-Казахстанский мелкосопочник, занимающий территорию Казахской складчатой страны, на востоке имеет ширину около 350—400 км, на западе — до 950 км. Около 65° в. д. эта возвышенность граничит с Туранскон впадиной, отделяющей ее от Южно-Уральского складчатого пояса. К по­ нижениям, окаймляющим Центрально-Казахстанский мелко­ сопочник с севера, запада и юга, возвышенность опускается по большей части постепенно, незаметно сливаясь с ними. Только подойдя к Балхашу, она круто к нему обрывается, образуя обрывистый, скалистый северный берег озера. По распределению высот и по некоторым другим чертам Центрально-Казахстанский мелкосопочник делится на три части: восточную, западную и юго-западную. Восточное, наи­ более узкое крыло его, обладающее наибольшими высотами, вытянуто в широтном направлении. К западу от 72° в. д., т. е. почти посредине, возвышенность быстро расширяется и оказывается вытянутой в меридиональном направлении. В за­ падном ее крыле высоты гораздо ниже, чем в восточном. О со ­ бенно сильно они снижаются на периферии. Исключение со­ ставляет обширный повышенный юго-западный участок этого крыла с горами Улу-Тау в центре. По новейшим исследованиям, всюду в. описываемой воз­ вышенной стране повышенные ее части в большинстве случаев связаны с обширными выгибами земной коры — антнклино- 101

риями, а пониженные — с обширными прогибами литосферы. Антиклинории характеризуются тем, что оси их имеют вол­ нистый профиль, местами изгибаясь вверх, местами — вниз. Это сказывается на рельефе, нередко делая возвышенности прерывчатыми. Восточное крыло Центрально-Казахстанского мелкосопоч- * ника. Наиболее высокий горный узел как восточного крыла, так и всей возвышенности расположен в центре этого крыла к югу и востоку от Каркаралинска, в районе водораздела ме­ ж ду реками, текущими отсюда на север, северо-запад и на юг. Этот горный узел состоит из довольно обширного нагорья и многочисленных небольших обособленных горных массивов, слагающихся из гранитов, эффузивных порфиритов и кварци­ тов. Наиболее высокие из этих массивов — горы Каркаралы и Кызыл-Рай; первая — превышает 1400 м, а вторая— 1450 м над уровнем океана. Они являются наивысшими точками все­ го Центрально-Казахстанского мелкосопочника и представ­ ляют собой части обширного антиклинория (Богданов, 1948). 1 Все эти массивы поднимаются на 200— 300 м и более над окружающей их холмистой равниной, слагающейся из различ­ ных осадочных пород, а местами также из порфирита. В тек­ тоническом отношении описанный горный узел совпадает с районом грандиозного надвига. В связи с тектоническими условиями северные склоны горных массивов здесь круче южных. Под влиянием более благоприятных климатических условий северные склоны богаче родниками и раститель­ ностью; на более засушливых южных преобладают голые ка­ менные осыпи. Немало здесь и скалистых участков. Верховья рек, берущих начало в районе горного узла (Нура, Шурубай- Н ура, Джарла, Каркаралинка, Талды, Тюндюк, Токрау и др.). обычно расположены на равнине между горными массивами на высоте 850— 1000 м над уровнем океана. На этих же высо­ тах находятся и равнинные водоразделы между ними. Такое пониженное расположение тех и других является типичной чертой Центрально-Казахстанского мелкосопочника. Описанный горный узел со всех сторон опоясан обширной равниной, усеянной грядами и холмами 30— 50 м относитель­ ной высоты, образующими типичный мелкосопочник. Лишь на значительном расстоянии от горного узла мелкосопочник по­ степенно переходит в более или менее плоскую равнину с от­ дельными небольшими повышениями. Характерно также, что окружающая горный узел холмистая равнина к северу, запа­ 1 См. сб. «Тектоника СССР», т. I. Тектоетика Центрального Казах­ стана. АПИ. М., 1948. 102

ду и югу снижается несколькими платообразными ступенями, повидимому тектонического происхождения. Другим заслуживающим особенного внимания горным массивом восточного крыла Центрально-Казахстанского мел- косопочника является хребет Чингис-Тау, расположенный у восточного конца крыла на продолжении гор Тарбагатая. Он также представляет собой антиклинорий, прекрасно выражен­ ный в рельефе (Маркова, 1948). 1 Его длина превышает 200 км, относительные высоты над окружающей местностью достигают 500— 600 м при абсолютных высотах, доходящих почти до 800 м, а в отдельных обособленных массивах и до 1000 м. Такая значительная протяженность и большие отно­ сительные высоты совершенно необычны для горных массивов восточного крыла возвышенности. Хребет имеет северо-запад­ ное простирание и круто обрывается на северо-восток. Отсю­ да рельеф его напоминает высокогорный. В другую сторону хребет Чингис-Тау спускается более полого, тремя широкими уступами. Хребет обрамлен несколькими параллельными анти­ клинальными грядовыми возвышенностями, длиной 35—50 км, также с более крутыми северными склонами. На протяжении всего остального пространства восточного крыла Центрально-Казахстанского мелкосопочника среди хол­ мистой равнины кое-где, на больших расстояниях друг от друга, разбросаны отдельные возвышенные массивы, обычно небольшого диаметра, абсолютные высоты которых в общем достигают 700— 1000 м. Над окружающей местностью они поднимаются на 200—300 м, гораздо реже на 500—600 м. Возвышенности эти часто имеют типичный горный рельеф с крутыми каменистыми склонами и местами труднодоступны. На северо-западе, в районе Караганды и к северу от нее, где влаги несколько больше, горные массивы обычно глубоко расчленены хорошо разработанными оврагами и логами. Х ол ­ мистую равнину, над которой возвышаются описанные обо­ собленные горные массивы (мелкосопочники), «образуют груп­ пы холмов, каменных гряд, увалов, сглаженных или, наобо­ рот, расчлененных ветвящимися оврагами, логами или разде­ ленных более широким’и долинами; последние сменяются на отдельных участках обширными равнинами с сухими русла­ ми, с солеными или пресными озерами» (Кассин, 1947, стр. 51). В особенно бедных влагой районах оврагов очень мало. Появ­ ляются они здесь лишь кое-где на крутых берегах рек и озер, сложенных легко размываемыми отложениями. Описанный мелкосопочный ландшафт «характеризует ко­ нечную стадию развития рельефа страны, когда-то заполненной 1 См. сб. «Тектоника СССР», т. I. 103

горными цепями и. хребтами, ту стадию, когда... они раз­ биваются на множество совершенно обособленных сглажен­ ных или с округлыми формами грядок, холмов, горок» (там ж е ) . Ориентировка их в различных местах различна и обычно отвечает простиранию горных пород. Т а к , например, на скло­ не к Тургайской впадине преобладает северо-северо-восточное и западно-северо-западное их простирание, на балхашском склоне юго-восточное, реже северо-восточное и меридиональ­ ное. Там. где господствуют куполовидные складки, никакой закономерности в ориентировке повышений рельефа не на­ блюдается. В районах распространения мелкосопочника «важным эле­ ментом рельефа являются волнистые равнины и широкие долины, служившие прежде долинами рек» (Кассии, 1947, стр. 52), в настоящее время перерезанные лишь сухими рус­ лами. Ширина долин современных рек, большая часть кото­ рых наполняется водой лишь весной, а летом пересыхает, так­ ж е очень велика. Т ак , например, на балхашском склоне она варьирует от 3— 8 до 15—20 км и более. Н е менее характер­ ными, чем речные р усл а, сухие круглый год или большую часть года, являются для мелкосопочника бессточные или с временным стоком озера. Главная масса их располагается в понижениях описанных обширных долин. В типичном Карагандинском районе «эти озера всегда очень неглубоки (0.5— 3 м), с плоским и илистым дном; мно­ гие из них к концу лета высыхают. Некоторые озера — с со­ леной водой и производят даже садку солей..., другие при высыхании дают только тонкую корочку солей, третьи — прес­ ные. с зарослями камыша и осоки по берегам; четвертые — совершенно зарастают травой..., наконец, пятые — травяные озера — бывают с водой только весной и служ ат для сеноко­ с а ..., переходы между всеми этими типами озер наблюдаются повсюду» (Кассин, 1947, стр. 52). Западное крыло Центрально-Казахстанского мелкосопоч­ ника. Если формирование рельефа восточного крыла связано почти исключительно с процессами денудации, то в развитии рельефа западного крыла приняли участие, по крайней мере местами, также и процессы абразии и накопления морских осадков. Там, где это происходило, поверхность мелкосопоч­ ника сравнена морскими наносами, над которыми лишь из­ редка возвышаются те горные кряжи или вершины сопок, которые в период морской трансгрессии являлись островами или в позднейшую эпоху были заново вскрыты и отпрепзри-. рованы от морских осадков новейшими процессами эрозии и денудации. 104

Такие территории отличаются не только особенной выров- ненностью рельефа и малым числом сопок, но и наименьшими абсолютными высотами. Они обрамляют более или менее уз­ кими полосами северную, южную и западную окраины запад­ ного крыла Казахской складчатой страны. С запада они в трех местах заходят далеко на восток, пересекая это крыло почти нацело. Наиболее широкий язык такого рода распола­ гается в районе широтного течения р. Ишима к югу от него до 50° с. ш. Н а юге этого района есть несколько обширных плоских впадин, занятых крупнейшими озерами всей складча­ той страны — Тенгиз и Курвальджии, куда сбрасывает свои воды р. Н ура. Южная сравнительно широкая окраинная по­ лоса такого рода, находящаяся в районе Бетпак-Дала, имеет высоты в 300— 350 м и простирается на восток до 71° в. д., где граничит с западным краем восточного крыла Централь­ но-Казахстанского мелкосопочиика прекрасно выраженным тектоническим уступом в 400—700 м абс. высоты. Морские или лагунно-морские отложения связаны во всех описанных районах с трансгрессиями третичной эпохи, а в Бетпак-Дала также и с меловой эпохой. Рельеф районов, не подвергавшихся трансгрессиям, близок • к описанному для восточного крыла складчатой страны. За исключением возвышенного района Улу-Тау, разница заклю­ чается в меньших абсолютных высотах и в большей выров- ненности мелкосопочиика. Совершенно плоские равнины с редко разбросанными плоскими холмами играют здесь еще большую роль, чем на востоке. Однако отдельные горные кряжи и вершины, поднимающиеся над равниной, встречают­ ся всюду и здесь. В северной половине западного крыла стра­ ны выделяется группа таких вершин по соседству с Кокчета- вом. Наивысшая из них — гора Кокче-Тау — несколько пре­ вышает 880 м высоты. Относительные высоты этих вершим доходят до 300 м. Слагаются они кварцитами, фельзитами, порфирами, известняками и другими подобными стойкими породами. Указанные вершины являются частями обширного сводового поднятия, в ядре которого выходят докембрийские кристаллические сланцы (Кропоткин, 1948).1 Крупные реки, пересекающие пониженное западное крыло Центрально-Казахстанского мелкосопочиика, берут начало в более приподнятом восточном его крыле. Река Нура, о кото­ рой уже шла речь, начинается в центральном горном массиве восточного крыла, реки Ишим и Сары-Су стекают с возвы­ шенных западных окраин этого крыла; первая пересекает се­ верную часть западного крыла, вторая — южную. Встретив м См. сб. «Тектоника СССР>, т. I. 105

на своем пути возвышенность Улу-Тау, Сар ы -С у поворачивает на юг и, продолжая свой путь по пониженной зоне, выходит за пределы возвышенной страны. Возвышенность Улутауских гор. Обширная возвышен­ ность, занимающая юго-западную часть Центрально-Казах­ станского мелкосопочника, с горами У л у -Т а у в центре, в от­ дельных вершинах превышает 1100 м высоты над уровнем океана при относительных высотах до 500—650 м. Такой годный рельеф характерен лишь для самой системы Улутау­ ских гор, слагающихся в основном из гранитов, выход кото­ рых обрамлен метаморфическими сланцами, песчаниками, конгломератами. Окружающая горы У л у -Т а у обширная воз­ вышенность представляет собой типичный мелкосопочник, холмы которого возвышаются над окружающими равнинами на 60— 125 м. Площадь, занятая сопками, примерно равновелика площа­ ди разделяющих их равнин и широких долин. К югу от 48° с. ш. начинается обширный южный склон возвышенности, •где высоты постепенно снижаются и местность представляет слабохолмистую равнину, рельеф которой «разнообразится выходами пестро и ярко окрашенных глин, песчаников и кон­ гломератов, выходы которых, иногда барьером, выступают среди монотонного полупустынного ландшафта» (Яговкин, 1941, стр. 56). П о Д . Г. Сапожникову, возвышенность Улу- Т а у представляет собой обширный меридиональный антикли- норий, хорошо выраженный в рельефе. 1 Реки, берущие начало на Улу-Тау, в верховьях текут в узких глубоких долинах, расширяющихся с удалением от гор. Такой характер речных долин не благоприятствует образова­ нию озер, которые в данном районе почти отсутствуют, в от­ личие от остальной территории Центрально-Казахстанского мелкосопочника. Процесс формирования рельефа. Равнины Центрально- Казахстанского мелкосопочника обязаны своим происхожде­ нием и развитием в первую очередь процессам эрозии и денуда­ ции громадной продолжительности. О б этом свидетельствует прежде всего «развитие здесь преимущественно древних па­ леозойских пород, не покрытых, часто на значительных пло­ щадях, позднейшими осадочными рыхлыми отложениями. Д а ж е если последние существовали здесь когда-то, все они были удалены процессами континентальной денудации, и воз­ действие последних глубоко затронуло коренные породы. Другой признак... заключается в том, что в рельефе... не вы­ ражены с достаточной ясностью основные тектонические ли­ 1 См. сб. «Тектоника С С С Р » , т. I. 106

нии. Если в некоторых случаях они и имеют известное отра­ жение, то эго обычно объясняется тем, что такого рода линии связаны с контактами пород различной устойчивости к вывет­ риванию» (Герасимов, 1943, стр. 15). О том же говорят «срав­ нительно небольшие высотные колебания мелкосоночного рельефа... и то, что... рельеф одного и того же характера... распространен на породах различного состава», и наконец то, что «значительная часть возвышенностей мелкосопочного рельефа — гряды, гребни, холмистый рельеф и т. д .— очень часто бывает приурочена к выходам пород, наиболее трудно поддающихся разрушению и выветриванию... такими порода­ ми чаще всего являются породы кислого состава и различные кварциты» (Герасимов, 1943, стр. 15— 16). Процессы эти, продолжавшиеся в течение мезозоя и кай­ нозоя, с начала альпийского орогенеза осложнились подня­ тием и опусканием отдельных участков. Поднятия представле­ ны наиболее высокими горными массивами, опускания — наиболее выровненными равнинами со значительной толщей рыхлых на-носов. В формировании рельефа этих последних нередко принимали участие «мелководные моря, затоплявшие опускавшиеся участки мелкосопочника, нивелируя последний частично абразией, частично отложением наносов непосред­ ственно на холмистую поверхность мелкосопочкика. Процессы опускания чередовались здесь с процессами поднятия неболь­ шого размаха. Эрозионно-денудационные процессы, развивающиеся в на­ стоящее время на территории Центрально-Казахстанского мелкосопочника, протекают в условиях засушливого климата степей, полупустынь и пустынь с холодной зимой, при годо­ вых осадках примерно от 280 мм на севере до 80 мм на юге. Значительная часть из этого количества осадков выпадает весной, когда испарение еще невелико и происходит сток также и талых вод, почему реки местного питания на огра­ ниченный период времени наполняются водой. Только на гор­ ных поднятиях количество годовых осадков увеличивается, превышая осадки на соседних равнинах на разную величину, до 100 мм в год, а иногда и несколько больше, в зависимости от высоты гор и местных условий. Большое значение для эрозионно-денудационных процес­ сов имеют и чрезвычайно сильные колебания атмосферных осадков по годам. В отдельные годы их выпадает гораздо больше средней нормы, зато в другие годы крайне мало. С господствующим здесь резкоконтинентальным климатом связано интенсивное развитие механического вы ветривания и как результат этого — накопление щебнистых и (в меньшей мере) иных продуктов выветривания на нижних частях 107

склонов, а равно крутосклонность гребней и вершин. Малое количество влаги способствует заполнению долин продуктами выветривания, т ак как вьгнос их текучими водами ограничен. Наличие молодых поднятий, хотя и небольшого размера, спо­ собствует развитию овражной сети там , где осадков не слиш­ ком мало. Ограниченность осадков сильно суживает террито­ рии развития оврагов, а в наиболее пустынных районах спо­ собствует сохранению замкнутых впадин, генезис которых еще недостаточно выяснен. Вообще современные климатические условия сильно понижают интенсивность планации как мелко- сопочника, так и поднимающихся над ним горных массивов. Такое положение продолжается уж е большой промежуток времени. Однако в третичную эпоху и в мезозое существовали продолжительные периоды, в течение которых климат в рай­ оне Казахской складчатой страны был значительно влажнее, почему эрозионно-денудационные процессы развивались го­ раздо интенсивнее. Процесс формирования геологического фундамента. Мы уж е упоминали, что складчатая основа области Центрально- Казахстанского мелкосопочника, как и юго-восточных горных хребтов Казахстана, возникла в результате доксмбрийских, каледонских, герцинских и более молодых тектонических дви­ жений. Они собрали здесь земную кору в сложные разновоз­ растные складки, осложненные мощными сбросами, надвига­ ми, интрузиями и вулканическими извержениями, в результате чего земная кора обогатилась большим количеством разнооб­ разнейших и ценнейших ископаемых, нередко вскрытых опи­ санными процессами денудации. Сложная тектоническая история Центрально-Казахстан­ ского мелкосопочника изучена еще далеко не полно. Наиболее трудным является -выяснение причин того, почему простира­ ние складок и антиклинориев так сильно меняется в различ­ ных местах описываемой территории. П о А. Д . Архангельскому (1941), еше, повидимому, в до- кембрии некоторые собранные в складки участки литосферы превратились здесь в жесткие глыбы, на месте которых в гер- цинское время образовались глубокие синклинальные прогибы земной коры. Находящ иеся между этими глыбами полосы ли­ тосферы еще долгое время сохраняли большую пластичность. Здесь образовались мощные антиклинальные системы скла­ док, кольцеобразно опоясывающих жесткие глыбы, то сли­ ваясь воедино, то снова расщепляясь и разветвляясь между жесткими глыбами. Именно к этим полосам и была приуро­ чена очень интенсивная каледонская и герцинская, а также гораздо более слабая последующая складчатость. Однако Н . С . Шатский считает, что образование указанных прогибов 108

нс имеет ничего общего с возникновением докембрийских жестких глыб, наличие которых никак нельзя считать дока­ занным. Следует' ещ е отметить, что, по Н . С. Шатскому, интрузив­ ные тела Центрального Казахстана связаны главным обра­ зом с антиклинальными складками и сложными антиклиналь­ ными интрузиями, а не с крупными региональными разло­ мами. Южно-Уральский складчатый пояс Южный конец Уральской складчатой системы в пределах Казахстана простирается от северной границы республики до 47° с. ш ., на протяжении около 450 км. На северо-востоке он доходит до долины р. Иргиз, на северо-западе — до среднего течения р. Илек, гранича и тут и там, как и далее на юге, с обширными плато. В последнее время всему казахскому от­ резку Уральского хребта стали присваивать наименование Мугоджар, понимая под ним складчатое поднятие, отделенное от остального Уральского хребта широтным погружением Уральской складчатой системы, по которому р. Урал пересе­ кает горную страну с востока на запад. Это поднятие делится на более широкую, но обладающую меньшими высотами вер­ шин северную и более узкую южную части, в свою очередь отделенные одна от другой расположенным чуть южнее 50° с. ш. широтным погружением складчатой системы и свя­ занным с ним снижением высот, как это вообще типично для Уральской горной системы. Северные Мугоджары. Северная часть Мугоджар представ­ ляет приподнятую древнюю выровненную остаточную поверх­ ность, с очень сложным тектоническим строением геологиче­ ского фундамента, горные породы которого имеют преимуще­ ственно меридиональное простирание. Обширная меридио­ нальная синклинальная депрессия, выполненная на севере юрскими осадками и орошенная р. Орь, делит Северные М у­ годжары на восточное и западное крылья. Днище этого пони­ жения располагается на абсолютной высоте от 300 м (на юге) до 200 м (на севере). Западное крыло Северных Мугоджар является междуречьем между притоками Урала — Орь и Илек, восточное — между реками Орь и Иргиз, из которых вторая течет на юг. Громадную роль в формировании современного рельефа Северных Мугоджар сыграла эрозионно-денудационная дея­ тельность текучих вод новейших геологических эпох. Па результат этой деятельности большое влияние оказал харак­ тер горных по-род, многократно сменяющихся с востока на 109

запад, а равно и расстояние от основных местных базисов эрозии. Внутренняя часть западного крыла Северных Мугоджар, лежащего на продолжении Урал-Тау, представляет почти не- расчлоненную платообразнуто равнину, расположенную на абсолютной высоте 440—450 м и слагающ уюся змеевиками, габбро и другими вулканическими породами, развитыми глав­ ным образом в северной части описанного района, а также различными метаморфическими породами. Восточнее (в полосе истоков левых притоков р. Орь) это плато переходит в слабо­ холмистую равнину из древнейших кристаллических пород — гнейсо-гранитов, гнейсов, кварцитов и т. п. Это наиболее воз­ вышенная часть Северных М угоджар. Абсолютная высота отдельных вершин превышает здесь 500 м. Восточный склон этого поднятия, в строении которого большое участие прини­ мают силурийские сланцы и яшмы, девонские туфы, туфовые сланцы и альбитофиры, карбоновые известняки и песчаники, а также юрские песчаники н глины, сильно и сложно расчленен системой долин левых притоков р. О рь. Склон этот превра­ тился в ряд сопок до 460 м абсолютной и до 150—200 м относительной высоты, образующих хорошо выраженную гор­ ную цепь меридионального простирания. Западные склоны Северных М угоджар расчленены еще сильнее. Полоса выхо­ дящих здесь сильно дислоцированных девонских кремнистых и глинистых сланцев, яшмы, сливных песчаников, кристалличе­ ских известняков, габбро, порфиритов, диабазов и тому по­ добных пород и здесь превращена эрозионными процессами в мелкосопочник (до 445 м абсолютной высоты), получивший название Каргалинских гор, по наименованию пересекающей его р. Джаксы-Каргалы, которой он отдаст свои воды. С за­ пада эта полоса гор обрамлена зоной увалистых предгорий, сложенных различными осадочными породами каменноуголь­ ного и пермского возрастов, где в местах выходов гипсов интенсивно развиты карстовые явления. Полоса эта граничит с обрамляющим уральскую складчатую систему Подураль­ ским плато со столовыми останцами до 400— 445 м абсолют­ ной высоты. В связи с погружением на юге складчатых си­ стем поверхность плато слагается здесь из осадочных пород нижнего палеогена. Восточное (Орь-Иргизское) крыло Северных Мугоджар изучено значительно слабее западного. В геологическом строе­ нии его очень большое участие принимают граниты и сопро­ вождающие их изверженные породы. Эти кристаллические по­ роды особенно распространены по западной и восточной окраинам поднятия, тогда как легче поддающиеся эрозии па­ леозойские осадочные отложения сосредоточены в его внутрен­ не

них частях. Такая геологическая структура и амплитуда мо­ лодых поднятий, меньшая, чем на западном крыле, вызвали несравненно более слабое расчленение восточного крыла С е­ верных М угодж ар. Орь-Иргизское междуречье представляет собой обширную однообразную равнину, высотой до 340 м (над уровнем океана), спускающуюся к р. Орь очень посте­ пенно и носящую следы эрозионного расчленения лишь на склонах к речным артериям. Реки и речки, спускающиеся с этой возвышенности, имеют сравнительно небольшую длину (особенно притоки Ори) и обладают глубокими долинами с крутыми, нередко скалистыми склонами. Южные Мугоджары. Южные Мугоджары, как и Северные, делятся на западное и восточное крылья, но в остальном сильно отличаются от Северных. Западное крыло Ю жных Му­ годжар представлено Мугоджарским хребтом, резко возвыша­ ющимся над прилегающим к нему Подуральским плато. Во­ сточный склон хребта постепенно переходит в восточное кры­ ло Южных Мугоджар — слабохолмистое, почти равнинное Восточно-Мугоджарское плоскогорье со средними высотами в 280—300 м. Плоскогорье это слагается главным образом из сложно дислоцированных докембрийских гнейсов и кристал­ лических сланцев, порфиритов, диабазов и других вулкани­ ческих пород, а также метаморфических сланцев силурийского возраста, и является непосредственным продолжением оста­ точной возвышенной равнины восточного крыла Северных Мугоджар. Изредка встречающиеся только в западной части плоскогорья холмы и гряды поднимаются лишь на 20—30 м над равниной, имеющей небольшой наклон на восток. Пло­ скогорье орошается правыми притоками р. Иргиз, прорезав­ шими себе узкие скалистые ущелья в 20—30 м глубины, сопровождаемые узкой полосой сильно расчлененного приреч­ ного мелкосопочника. Мугоджарский хребет, по В . И . Водорезову, лежит на продолжении Орской депрессии, к северу от которой рас­ полагается хребет Ирендык, с которым Мугоджарский хребет сходен по геологическому строению. Наиболее высокие части хребта слагаются из зеленокамен­ ных эффузивных пород. В вершинах обнажаются особенно стойкие разности их — различные порфиры, альбитофиры и т. п., а в районах седловин гребня — легче поддающиеся разрушению диабазы и т. п. Н иж е -по склонам выходят си­ лурийские метаморфические сланцы и яшмы. Западный край хребта совпадает с мощным сбросом. Мугоджарский хребет состоит из двух почти меридиональ­ ных горных цепей, местами разделенных волнистой равниной, местами связанных системой холмов. Эта промежуточная lil

полоса сложена песчаниками и известняками девона и карбо­ на. Главной горной цепью является западная, представляющая собой протянувшийся на значительном расстоянии сплошной ряд разделенных долинами отдельных зубчатых гор до 450— 650 м абсолютной высоты, возвышающихся над третичным плато западного подножия на 200— 300 м. В северном и юж­ ном концах хребта горы западной цепи расположены менее компактно. Восточная горная цепь ниже западной и хуже вы­ ражена. Мугоджары орографически оканчиваются горным массивом Джаман-Тау на 48° с. ш. Южнее абсолютные высоты не пре­ вышают 250 м, палеозойская свита здесь погружается, так что наиболее южное геологическое продолжение Мугоджар- ской системы, расположенное к востоку от р. Чсган, представ­ лено лишь остатками расчлененной антиклинальной складки, сложенной осадочными породами мелового возраста. Здесь простирается равнина с отдельными невысокими пологими холмами. Мугоджарский хребет служит водоразделом между берущими начало на его западном склоне р. Эмбой и ее ле­ выми притоками, с одной стороны, и притоками р. Иргиза — с другой. На севере он отдает часть своих вод р. Орь. Формирование рельефа Мугоджар. Формирование рельефа Мугоджар, как уж е отмечено, имеет много общего с тако­ вым Центрально-Казахстанского мелкосопочника. Образование остаточной равнины шло тем же путем. Новейший этап эро­ зионного расчленения проходил также при очень близких кли­ матических условиях, так как Мугоджары расположены в тех ж е засушливых зонах, что и Центрально-Казахстанский мел- косопочник. Разница лишь в том, что в связи с более запад­ ным положением района атмосферных осадков здесь было несколько больше, особенно в северо-западных частях Мугод­ ж ар, где количество годовых осадков превышает 300 мм. К югу оно, конечно, уменьшается, но все же в пределах Се­ верных Мугоджар не падает ниже 250 мм, а на юге Южных Мугоджар не опускается ниже 150 мм в год; здесь количе­ ство годовых осадков почти вдвое больше, чем на соответ­ ствующих широтах Центрально-Казахстанского мелкосопоч­ ника. Всюду в пределах Мугоджар, как и в Центрально- Казахстанском мелкосопоч-шгке, притоки главных рек (Ори, Иргиза, Илека, Эмбы) представляют собой маловодные пото­ ки, наполняющиеся водой лишь весной. Летом они большей частью распадаются на отдельные плесы. Таким образом, по характеру и интенсивности эрозионной деятельности они в настоящее время нс особенно сильно отличаются от рек Цен­ трально-Казахстанского мелкосопочника. 112

Процесс формирования геологического фундамента. Для процесса формирования геологического фундамента Мугод- жарского складчатого пояса характерно наличие мощных ин­ трузий как в докембрийскую, так и в каледонскую и терцин- скую эпохи орогенеза, почему вулканические породы имеют здесь очень широкое распространение. Это создало и весьма благоприятные условия для формирования различных рудных месторождений. Тектонические процессы, помимо образования сложной складчатости, осложненной мощными разрывами, вы­ разились такж е в большом развитии, по крайней мере в за­ падной части Северных М угодж ар, дислокаций надвигового типа, а в восточной части (особенно на юге) — в образовании «чешуйчатых структур», получающихся в результате переме­ щения масс но пологим поверхностям. Здесь существеннейшим отличием от тектонической струк­ туры Казахской складчатой страны является типичное для большей части Урала резкое преобладание меридионального простирания складок и дизъюнктивных дислокаций, что делает эту структуру менее запутанной в отношении общего плана. В мезозое и кайнозое тектонические движения в М угодж ар ах также происходили, но отличались небольшой интенсивностью и выразились частью в перемещениях по сбросовым трещинам, частью в образовании (кое-где) пологой складчатости. Эпиро- генетическбе поднятие всего Ю ж ного Урала в четвертичное время способствовало оживлению эрозионных процессов и вызвало образование хорошо выраженных террас в долинах наиболее крупных рек. ЗАПАДНО-СИБИРСКАЯ НИЗМЕННОСТЬ Западно-Сибирская низменность заходит в пределы К азах­ стана лишь своей южной окраиной, занимающей крайний се­ вер территории республики. Длинной узкой полосой, вытяну­ той с запада на восток, она обрамляет здесь северный край Тургайского плато и Центрально-Казахстанского мелкосопоч- ника. В наиболее широких местах полоса эта достигает 150— 250 км ширины. На всем овоем протяжении в пределах К а­ захстана Западно-Сибирская низменность имеет достаточно явственный уклон от прилегающих с юга возвышенностей в сторону северной границы республики. На южной границе низменности высоты приближаются к 200 м над уровнем океа­ на, у северной границы они еще не снижаются до 100 м. Вы ­ соты меньше 100 м имеют лишь днища некоторых речных до­ лин и отдельных замкнутых впадин. Представляя на всем овоем протяжении плоскую равнину, казахстанская часть Западно-Сибирской низменности по характеру рельефа и 8 Казахстан 113

геологическому строению разделяется на три района: Тобол- Ишимскую наклонную равнину на западе, Прииртышскую аллювиальную равнину на востоке и Северо-Казахстанское плато между ними. Тобод-Ишимская наклонная равнина. Равнина эта в по­ следнее время изучалась Г. Е. Быковым, материалы которого и положены в основу ее характеристики. Южные окраины не­ давно исследованы В . Лавровым (1948). Равнина сложена мощной свитой переслаивающихся глин и песков. В самом низу это верхнепермские морские отложения, выше переходящие в третичные (палеогеновые) морские наносы; далее идут неоге­ новые континентальные отложения. Э та осадочная свита зале­ гает на древнем крутоскладчатом и разбитом сбросовыми трещинами фундаменте, слагающемся из разнообразных до- кембрийских, палеозойских, а частично и мезозойских пород, прорванных интрузиями. Фундамент этот имеет довольно бес­ покойный рельеф и представляет собой ушедшее на глубину продолжение соседних сильно размытых и сглаженных склад­ чатых возвышенностей. На крайнем юге, на границе с Казах­ ской складчатой страной, он находится на небольшой глубине, у северной границы республики — на глубине нескольких сот метров; так, например, у г. Петропавловска глубина его зале­ гания достигает 700 м. Соответственно к северу возрастает мощность третичных отложений. Эти последние обычно покры­ ты плащом четвертичных озерных и аллювиальных глин, су­ глинков, галечников, песков. Глинистые отложения под влияни­ ем внешних воздействий, процессов .выветривания и почвообра­ зования превратились с поверхности в «покровный суглинок», покрывающий все междуречья и межозерные пространства, а также склоны долин до надлуговой террасы включительно. Мощность этих суглинков обычно не превышает 1—2 м; лишь на склонах, где возможно перемещение материала вниз, она может достигать 6 м. Нередко покровные суглинки имеют лёссовидный характер. Подробности их образования еще дале­ ко нс изучены. Характер верхнетретичных и четвертичных озерно-аллювиальных отложений свидетельствует о том, что плоский равнинный рельеф, господствующий здесь в настоящее время, существует с тех пор, как территория эта стала сушей. Тобол-Ишимская равнина наиболее приподнята на западе, где она образует широкое и плоское междуречье между Иши­ мом и Убатаном (приток Тобола), являющееся продолжением наиболее северного выступа Тургайского возвышенного плато. На востоке поверхность равнины кое-где разнообразится не­ высокими песчаными гривами, вытянутыми с северо-востока на юго-запад и придающими здесь равнине плоско-волнистый характер. В южной части равнины (непосредственно севернее Ш

54° с. ш.) располагается обширное плоское вытянутое с запа­ да на восток понижение, с многочисленными мелководными озерами, частью солеными, частью пресными; здесь же нахо­ дятся обсохшие в настоящее время котловины, дно которых лежит на «высотах, меньших чем 100 м над уровнем океана. Это — западное крыло так называемой Горькой или Камыш- ловской линии (по имени р. Камышловки). Как эта ложби­ на, так и расположенные на востоке песчаные гривы являют­ ся, новидим ому, свидетелями деятельности древнечетвертичной речной сети, сильно отличавшейся от современной; по Л авро­ ву, они представляют собой результат деятельности блуждав­ ших здесь водных потоков эпохи максимального оледенения. Изобилие плоских впадин, по большей части небольшого диа­ метра, на всей территории Тобол-Ишимской наклонной равни­ ны обусловило существование здесь огромного числа неболь­ ших озер. Многие из них лишены стока и являются солоно- водными, другие обладают временным спорадическим стоком в соседнюю котловину и тогда чаще имеют пресную воду. Эти впадины, по Лаврову, обязаны своим происхождением ледни­ ковым водам. Озера принимают е себя лишь незначительные ручьи и речки и имеют очень ограниченную водосборную пло­ щадь. В овязи с небольшим количеством атмосферных осадков и крайне плоским исходным рельефом громадные простран­ ства равнины остаются нерасчлененными и лишены регуляр­ ного дренажа. Лишь три более значительные реки, стекающие с соседних возвышенностей, где осадков больше, проложили себе глубокие долины, пересекающие Тобол-Ишимскую равни­ ну с юга на север. Это Тобол, затем Убаган, сливающийся с Тоболом на северной границе республики, и наиболее крупная из рек района — Ишим. Они принимают притоки только на юге равнины, вблизи соседних возвышенностей, где притоки их берут начало; дальше же на север эти реки совершенно лишены притоков. Долины трех перечисленных транзитных рек широки и имеют значительную глубину. Дно этих долин занимает хорошо выраженная пойма с многочисленными ста­ рицами и иадлуговая терраса. Выше по течению у Ишима развита еще одна более высокая терраса. Пойма Ишима у г. Петропавловска располагается на высоте 85 м над уровнем океана. Правый коренной берег Ишима крутой и местами из­ резан круто сбегающими оврагами и широкими балками. Р а с ­ членение его все же весьма ограниченно. Тобол, по Л аврову, имеет также три террасы, а У б а га н — две террасы. Склоны долин Тобола и Убагана сильно изрезаны оврагами. Северо-Казахстанское плато. Северо-Казахстанское плато как особая геоморфологическая единица выделено И . П . 1 е- расимовым (1943). Оно является восточным продолжением ь* 115

Тобол-Иши.мокой наклонной равнины и, по И . П. Герасимо­ ву, начинается от района оз. Чаглы, 'тянется отсюда на юго- восток, параллельно северо-восточному краю Центрально-Ка­ захстанского мелкосопочника и заканчивается впадиной оз. Чуйрек-Сор. Как и « -предыдущем геоморфологическом рай­ оне, осадочная свита рыхлых, в основном третичных пород, налегает здесь на древний складчатый фундамент. Разница в геологическом строении заключается в том, что неогеновые континентальные отложения развиты в районе плато незначи­ тельно. Повидимому, и четвертичные наносы, в том числе и покровные суглинки распространены меньше и спорадичнее, чем на Тобол-Ишимской наклонной равнине. Исследованы они еще очень слабо. С этими особенностями геологического строения сочетается характернейшая особенность района — широкое распространение громадных замкнутых впадин, до­ вольно глубоко врезанных в однообразную плоскую поверх­ ность плато. Разница высот между поверхностью плато и наи­ более низкой частью впадин достигает местами 100 м. Наибо­ лее глубокие части впадин заняты значительными солеными озерами, окруженными обширными солончаками. К крупней­ шим из них относятся оз. Селеты-Тенгиз, уровень которого лежит на высоте 82 м над уровнем океана, и оз. Теке (на вы­ соте 70 м). Несколько озер, в том числе и оз. Теке, располо­ жены в восточном крыле «Камышловской линии», проходя­ щем по северному краю Северо-Казахстанского плато. Мно­ гие из озер, расположенных в обширных впадинах, питаются водами рек, сбегающих с соседних частей Центрально-Казах­ станского мелкосопочника. Одной из крупнейших среди них является р. Селеты, впадающая в оз. Селеты-Тенгиз, о кото­ ром уже была речь. Обилие солей во впадинах Северо-Казахстанского плато связано с широким распространением соленосных морских осадков, которые часто залегают сравнительно близко от дневной поверхности, и, таким образом, циркулирующие в них грунтовые воды получают возможность выносить соли в более глубокие котловины. Прииртышская аллювиальная равнина. Прииртышская ал­ лювиальная равнина, на севере переходящая в озерно-аллю­ виальную, вытянута вдоль р. Иртыша. Широкая (до 18 км) долина Иртыша делит равнину на более широкую правобе­ режную и более узкую левобережную части; они отличаются одна от другой некоторыми особенностями устройства поверх­ ности. Характер слагающих равнину пород близок к тому, что мы видели в других районах Казахской части Западно-Сибир­ ской низменности. Основная толща состоит из третичных осад­ ков, мощность которых очень велика (свыше 250 м) на севе- 116

ре и быстро убывает к югу от Павлодара. Ложе всей терри­ тории слагается мощной толщей синевато-зеленых гипсонос­ ных глин и песчаных осадков, выше лежит также засоленная толща пестроокрашенных глин около 20 м мощности. Н а этих палеогеновых морских отложениях залегают неогеновые пре­ сноводные пески, суглинки и глины мощностью до 45 м. Вся эта толща располагается, повидимому, на верхнепалеозойском фундаменте. Сверху она прикрыта четвертичными глинами, песками и суглинками, мощностью от 4 до 20 м. Сложенная описанными рыхлыми наносами равнина имеет чрезвычайно плоский рельеф и очень слабо падает на север, где высоты достигают П О — 120 м, тогда как у южной границы они до­ стигают 200 м. Вне долины Иртыша речная сеть совершенно отсутствует, озера ж е , обычно мелководные и небольших размеров, всюду разбросаны в изобилии. Среди них преобладают соленые и солоноватые, занимающие замкнутые плоские котловины. С о ­ средоточенные в первых из них скопления поваренной, а кое- где и глауберовой соли местами имеют промышленное значе­ ние и разрабатываются. Имеются и пресноводные озера, находящиеся во впадинах, связанных ложбиной с соседней котловиной. Левобережная равнина исключительно плоска. Ничто, кро­ ме озер, не нарушает здесь монотонность рельефа. П равобе­ режье, по И . П . Герасимову, распадается на три района. Весь юго-востсж занят холмистым древнедюнным рельефом с со­ сновыми борами, местами подступающим к самой долине Иртыша. Н а северо-востоке правобережной равнины распола­ гается несколько пологих увалов, чередующихся с широкими ложбинами, на дне которых имеются цепочки озер. В этой же части равнины развиты гривы. В се эти элементы рельефа ориентированы перпендикулярно Иртышу. Относительные вы­ соты повышений — не более 15— 20 м. Описанные два рай­ она — юго-восточный и северо-восточный отделены один от другого обширной, чрезвычайно плоской равниной, окружаю ­ щей г. П авлодар. Долина Иртыша — мощной транзитной реки, пересекаю­ щей всю описываемую аллювиальную равнину, хорошо выра­ жена, широка и обладает развитой поймой. Выше Павлодара п долине выражена и надпойменная терраса, ниже П авлода­ ра почти не развитая. На протяжении всей Прииртышской рав­ нины Иртыш не принимает ни одного притока, что связано с малым количеством атмосферных осадков и отсутствием в пределах оружаю щ их его равнин речной сети. Молодые овра­ ги, местами врезывающиеся в коренные берега долины Ирты­ ша, очень коротки и развиваются крайне медленно. 117

Процессы формирования рельефа и геологического фунда­ мента. Процессы эти — общие для всей казахстанской терри­ тории Западно-Сибирской низменности. В конце мелового и в первую половину третичного периода, в палеогене, террито­ рия, до того представлявшая сушу, была занята морем, от­ кладывавшим свои рыхлые осадки на опустившейся окраине Казахской складчатой страны и Уральского складчатого поя­ са. Окраина эта обладала довольно сложным рельефом типа мелкосопочника, с характерным для него чередованием воз­ вышенностей и впадин. Характер морских отложений сви­ детельствует о том, что море имело небольшие глубины, которые многократно изменялись. Позже, к началу неогена, морской режим сменился конти­ нентальным. Вышедшая на дневную поверхность плоская рав­ нина изобиловала в то время реками и озерами, отлагавшими свои наносы, среди которых часто встречаются обуглившиеся остатки растений, не образующие, однако, залежей ископае­ мого угля промышленного значения. Континентальные неоге­ новые отложения обладают гораздо меньшей мощностью, чем морские палеогеновые. Континентальный режим продолжался и в четвертичное время, когда реки и озера отложили свиту своих рыхлых осадков еще меньшей и притом очень неравно­ мерной мощности — чаще всего от 4—5 до 14—20 м. На образование описанного выше рельефа казахстанской части Западно-Сибирской низменности существенное влияние оказывали два фактора: неранномерные, небольшой амплиту­ ды поднятия и опускания отдельных участков литосферы, установленные, по крайней мере, в районе Тобол-Ишимской наклонной равнины, но, вероятно, наблюдавшиеся и в других местах, и увеличение атмосферных осадков на соседних воз­ вышенностях и горах в период максимального развития оледе­ нения на Алтае. Движения земной коры, даже небольшой ам­ плитуды, могли несколько нарушить первичную равнинность местности. Не исключена возможность того, что некоторые наиболее крупные котловины и ложбины связаны с ними. Воз­ можно также, что эти движения содействовали изменению на­ правления течения рек. По мнению некоторых исследователей, еще в ледниковый период реки здесь текли преимущественно на юго-запад, в сто­ рону Тургайского пролива. Деятельностью таких рек принято объяснять и образование грив и широких лощин между ни­ ми, ориентированных в ту же сторону. Позже реки получили северное направление. Значительно большая, чем сейчас, вод­ ность озерно-речной сети эпохи максимального оледенения, вызванная увеличением атмосферных осадков на соседних воз­ вышенностях, а также меньшим испарением влаги на равнине, 118

способствовала некоторому оживлению эрозионных процессов и, вероятно, содействовала выработке плоских и широких реч­ ных долин, пересекающих равнину. Последовавшая затем эпо­ ха уменьш ения атмосферных осадков и сокращения водности озерно-речной сети в первое время должна была вызвать уси­ ленное отложение в речных р у сл а х перекатов и расчленение речных долин на отдельные плёсы , превратившиеся позже, когда речная сеть окончила свое существование, в отдельные замкнутые плоские котловины или в системы котловин, свя­ занных ложбинами. С другой стороны, соленосность палеоге­ новых отложений делает вероятным предположение, что соли эти мигрировали под влиянием циркуляции грунтовых вод и что снос солей в отдельных местах мог привести совместно с другими факторами к образованию замкнутых, опять-таки плоских котловин. Все эти процессы — тектонические, эрозион­ но-аккумулятивные и суффозионныс, к которым присоединя­ лись и процессы эоловые, сформировавшие дюнный рельеф на юго-востоке Иртышского правобережья, в их сложном и раз­ нообразном взаимодействии и создали, позидимому, описан­ ный выше рельеф равнины. Следует, однако, подчеркнуть, что 'геоморфология и гео­ логия казахстанской части Западно-Сибирской низменности изучены еще далеко не достаточно, так что будущие исследо­ вания внесут в набросанную выш е схему процессов формиро- ва!шя рельефа те или иные изменения. РАВНИНЫ ЗАПАДНОГО КАЗАХСТАНА Равнины Западного Казахстана занимают всю территорию между Ю ж н ы м Уралом и О бщ им Сыртом на севере, Каспием на ю го-западе, Аралом на юге и западными отрогами Тянь- Шаня на востоке. На северо-востоке, между Ю жным Уралом и Казахским мелкосопочником, эта равнинная территория не­ заметно переходит в принадлежащ ую Западно-Сибирской низ1- менности Тоболо-Ишимскую наклонную равнину, описанную выше. Н а западе и на юге западно-казахстанские равнины уходят за пределы республики. Поверхность всей очерченной громадной территории слагается, за редкими исключениями, из осадочных пород и обладает монотонным плоским или полого- холмистым и увалистым рельефом, лишь кое-где прерываемым издали бросающимися в глаза резко очерченными холмам и, сопками, останцами, обрывами. Впрочем, в обширных рай­ онах песчаны х пустынь, относящихся к указанной территории, монотонность рельефа чаще связана не с отсутствием быстрых смен высот, а как раз наоборот — с однообразием бесконечного 119

чередования песчаных холмов или гряд с впадинами между ними. Эта равнинность рельефа, как отмечалось выше, связана с достаточно слабыми темпами тектонических процессов, про­ текавших на данной территории в последние геологические пе­ риоды (в мезо-кайнозое), почему и породы, слагающие здесь земную поверхность, залегают либо горизонтально, либо ди­ слоцированы (за редкими исключениями) довольно слабо. О д ­ нако ранее (до среднего карбона) тектонические процессы и тут были не менее интенсивны, чем на территории Южно- Уральского складчатого пояса Центра льно-Казахс ганского мелкосопочника, в связи с чем геологическое строение древне­ го фундамента описываемых равнинных территорий, сложен­ ного палеозойскими породами и покрытого с поверхности ме- зокайнозойскими отложениями, отличается большой сложно­ стью. Сложное строение геологического фундамента сыграло довольно важную роль в геологической истории территории. Оно сильно повлияло на характер тектонических движений третичного и четвертичного времени и в сочетании с поверх­ ностными процессами (морскими трансгрессиями и регрессня*- ми, эрозией, денудацией, аккумуляцией и т. и.), протекавши­ ми в различных частях описываемой территории по-разному, не могло не привести и к различиям в современном устрой­ стве земной поверхности. По характеру рельефа описываемую территорию можно разделить на следующие крупные районы: I) Туранская впадина, 2) плато Юго-западного Казахстана и горы Мангыс-Тау, 3) Подуральское плато и юг Общего Сырта и 4) Прикаспийская низменность. Общим для всех этих районов является большая засушли­ вость климата, преобладание пустынных, а на севере полупу­ стынных условий со всеми вытекающими отсюда последствия­ ми для формирования рельефа. Только самый крайний север территории находится в подзоне сухих степей. Если в отдель­ ные эпохи четвертичного периода климат и изменялся здесь в сторону большей влажности, то размеры этих изменений, по- видимому, не были особенно велики. Пустынный климат и связанная с ним малая населенность района делали его долгое время труднодоступным. Интенсив­ ное изучение его началось лишь в советское время, когда бы­ ло опубликовано значительное число работ по геоморфологии и геологии района, в том числе и обобщающие — И. П. Гера­ симова (1943, 1946), А . Л . Яншина (1945). Появление этих обобщающих работ очень облегчило составление настоящего обзора. 120

Туранская впадина Грандиозная Туранская впадина, обнимающая Тургайское плато, 'Гуранскую низменность и Присырдарьинскую равнину, тянется широкой меридиональной полосой от широты г. Кус- тана я до ю ж ной границы республики и уходит далее на юг. Всего шире Туранская впадина на юге, где она простирается от Арала до подножия западных отрогов Тянь-Шаня. К севе­ ру она постепенно суживается. Наиболее пониженный район этой громадной территории занят Аральским морем, самые большие глубины которого спускаются до 14 м ниже уровня океана. С востока Арал обрамлен наиболее пониженной поло­ сой Туранской низменности, где высоты менее 100 м. Ширина этой полосы около 150 км. Э та пониженная полоса прости­ рается и к северу от Арала, т. е. у ж е в пределах Турганекого плато; здесь она постепенно суживается, а высоты ее все на­ растают и, наконец, достигают более 100 м в районе так на­ зываемых Тургайских ворот. Справа и слева от указанной по­ лосы, а на широтах Арала лишь к востоку от нее, местность незаметно повышается, достигая на окраинах Туранской впа­ дины свыше 200 м абсолютной высоты, на крайнем ж е юго- востоке, в районе Присырдарьинской равнины, местами 300 м. Таким образом, уклон местности на всей этой громадной тер­ ритории в общем направлен в сторону Арала. Однако в рай­ оне Присырдарьинской равнины имеется и дополнительный слабый уклон на север. Особое место занимает северный участок Туранской впа­ дины, длиной всего в 200 км, где уклон направлен на север, в сторону Западно-Сибирской низменности. На этом простран­ стве также имеется меридиональная пониженная полоса или жолоб, где высоты, однако, не падают ниже 100 м. Полоса эта к югу суживается и переходит в описанный выше низин­ ный пояс, имеющий уклон к А р ал у . Разделены они плоским водоразделом, на котором расположено несколько бессточных озер. Этот водораздел находится в районе Тургайских ворот; абсолютная высота его достигает 110— 125 м. К югу отсюда в указанном меридиональном жолобе сосре­ доточена система р. Тургай с се притоками. Тургай то распа­ дается на несколько русел, то образует широкие, очень мел­ кие озера. Н а юге в Тургай справа впадает р. Иргиз, стекаю­ щая с Ю ж н о го Урала. Вскоре затем река заканчивается в обширном солоноватоводном бессточном оз. Челкар-Тснгиз. Северный отрезок жолоба и прилегающие к нему части плато, имеющие уклон в сторону Западно-Сибирской низмен­ ности, орош аю тся р. Убаган, образующей широкое, вытянутое в длину одноименное озеро (называемое также К уш -М ур ун 1). 121

Дно широкой долины Убагана (по Лаврову, 1948) почти не имеет уклона к северу. Долина эта некогда служила для стока ледниковых вод из Западно-Сибирской низменности на юг. Крайний северо-запад Тургайского плато орошается р. Тоболом, стекающим с отрогов Ю ж ного Урала и направ­ ляющимся тоже в сторону Западно-Сибирской низменности. Вся территория Туранской впадины сложена с поверхности в основном из меловых и третичных песков, песчаников, глин, а также опок, конгломератов, галечников и тому подобных континентальных и морских осадков. Морские отложения по­ сле плиоцена здесь уж е не откладывались. Третичные и мело­ вые отложения часто прикрыты четвертичными, главным обра­ зом лёссовидными глинами и суглинками, а равно и разнооб­ разными аллювиальными наносами. Обширными районами господства песков, образованных путем развевания аллювиаль­ ных четвертичных наносов, являются: 1) Приаральские Кара- Кумы, прилегающие к Аралу с северо’-востока, 2) Кызыл-Ку- мы, занимающие большую часть правобережной Присырдарь- инской равнины, и 3) северо-западный участок Больших Барсуков. Эти пески часто обладают небольшой мощностью и многократно прерываются, уступая место указанным выше отложениям третичного, а реже и мелового возрастов. Древний сложно дислоцированный палеозойский фунда­ мент, закрытый с поверхности указанными выше отложения­ ми, обнажается в пределах Туранской впадины редко, исклю­ чительно по окраинам описываемой территории, например, на севере Тургайского платб кое-где в нижних частях разрезов по долинам рек. С каждым годом накапливается все больше данных в поль­ зу того, что вертикальные перемещения отдельных участков этого фундамента, связанные с образованием в нем изгибов и трещин и повлекшие тектонические нарушения в осадочном покрове (образование складок, флексур и т. п.), определили основные черты устройства современной поверхности Туран­ ской впадины. Установлено, что движения эти начались в кон­ це юры и происходили до самого последнего времени. Так, например, уж е сравнительно давно установлено, что вся северная часть Туранской впадины в районе Тургайских ворот образовалась в связи с вертикальными движениями древнего фундамента по трещинам, отделяющим эту террито­ рию от соседних районов Центрально-Казахстанского мелко- сопочника и Урала. Геофизическими методами удалось выяснить, что в районе Тургайских ворот (Тургайского плато) древний фундамент об­ разует ряд подземных меридиональных горстов и впадин меж­ ду ними и что под расположенным здесь пониженным жоло* 122

бом, о котором речь шла выше, находится меридиональная впадина древнего фундамента, опускание которого заверши­ лось к н ачал у неогена. Опускание представляет собой текто­ нический прогиб, осложненный трещинами. В последнее вре­ мя установлено (Яншин, 1945 и д р .) , что к северо-западу от А р ал а третичная толща, состоящ ая преимущественно из песков, собрана в несколько меридиональных складок, отра­ ж аю щ ихся в рельефе следующим образом: расположенная на западе района Челкарская низина совпадает с большей син­ клиналью; к востоку от нее находится полоса повышенного рельефа, совпадающая с широкой пологой антиклиналью, осложненной отдельными вздутиями. Далее следует неглубокая синклиналь, а за нею новая полоса поднятий, где антиклиналь сочетается с крупным сбросом; следующая антиклиналь совпа­ дает с меридиональной полосой М алы х Барсуков. Таким об­ разом, из этих наблюдений выясняется, что большая часть пес­ чаного массива Больших Б арсуков и все М алые Барсуки слагаются коренными третичными, а не молодыми аллювиаль­ ными песками, как это считали ранее. Аллювиальные пески занимают, как мы видели, лишь северо-западную часть мас­ сива Б ольш их Барсуков. Наряду с охарактеризованными подвижками древнего фун­ дамента громадное значение для формирования современного рельефа описываемой территории имело и имеет преобладаю­ щее горизонтальное залегание третичных, а частично и мело­ вых пород, сохранившееся во многих местах без существен­ ных изменений. Это обстоятельство, как уже указывалось выше, определило равнинность первичного рельефа, лишь частично нарушаемую под влиянием тектонических движений и поверхностных процессов. Среди последних очень большую роль играли эрозия и денудация, правда, не столько совре­ менные, сколько происходившие в период более влажного климата, совпавший с эпохой максимального оледенения се­ верных ш ирот Евразии и более древним временем. Увеличен ние количества атмосферных осадков, выпадавших в то время на засуш ливы х равнинах К азахстан а, было, вероятно, как ука­ зано выше, небольшим, почему рельефообразующая роль рек местного питания возросла тогда не намного. Зато количество осадков на соседних горах и возвышенностях было значитель­ но больше, чем в настоящее время; поэтому сеть транзитных рек и и х водность, а следовательно, и рельефообразующий потенциал были более значительны. Именно поэтому в различных районах Туранской впадины усиление деятельности рек сказалось по-разному. Н аиболее разительный эффект получился на территории большей части Тургайского плато (кроме северной его трети) и на севере 123

Туранской низменности благодаря сочетанию низкого базиса эрозии, например в Тургайском жолобе, с горами Урала и Центрального Казахстана, собирающими влагу на востоке и на западе. В результате такого сочетания равнинные плато описываемой территории оказались настолько расчлененными стекавшими с соседних гор транзитными реками, что во мно­ гих местах, особенно в наиболее пониженных, от этих плато сохранились в настоящее время лишь отдельные столовые останцы, сложенные из третичных и меловых (в приказалин- ском районе) пород. Высоты этих останцов обычно не превы­ шают нескольких десятков метров. Склоны их обрывисты, а если пласты пород имеют различную плотность, то и ступен­ чаты. Крутизна склонов объясняется сочетанием факторов, придающих особый характер процессам денудации. Сюда от­ носятся: ничтожные уклоны поверхности плато, благодаря че­ му выпавшие атмосферные осадки остаются на месте и испа­ ряются здесь же, не образуя водотоков; свойства горных по­ род, слагающих плато, например трещиноватость песчаников и т. п., способствующие поглощению влаги и препятствующие образованию поверхностных потоков; отмеченная выше недо­ статочная влажность климата равнин и т. п. В поддержании крутизны склонов играют роль и унос вет­ ром мелких продуктов выветривания и присущая песчаникам способность сохранять вертикальность склонов. В результате всех указанных обстоятельств описываемая территория приоб­ рела очень своеобразный рельеф столово-останцовой равнины. В тех районах Тургайсхого плато, которые особенно уда­ лены от наиболее низких базисов эрозии, прежде всего на се­ вере или на внешних его окраинах (особенно на западных), эрозионное расчленение плато проявилось несравненно мень­ ше, и современный рельеф этих районов носит холмисто-ува­ листо-котловинный характер. Значительные площади плато, в особенности на северо-западе, отличаются крайне плоским, но все же слабоувалистым рельефом, связанным с блужданием рек по плоской равнине при большем, чем в настоящее вре­ мя, числе рек, берущих начало в горах. Местами в таких рай­ онах мы находим другой тип расчленения поверхности, об­ условленный рыхлой структурой части третичных отложений, а также их соленостью (обычно гипсоносностью). Уплотнение рыхлых пород и выщелачивание, а также вынос водой солей вглубь и другие факторы вызывают образование очень пло­ ских впадин. С плоскими котловинами того или иного проис­ хождения связано значительное распространение озер, как правило, соленых. В тех районах Туранской впадины, где транзитные реки прошлых более влажных периодов иссякали, накопились об- 124

ширные площ ади аллювиальных песков, первоначально об­ ладавших типичным пойменным рельефом. П озж е рельеф песков претерпел коренные изменения под влиянием деятель­ ности ветра. К такого рода песчаным массивам относятся, как мы видели, пески на северо-западе Больших Барсуков. О тло­ жены они транзитными реками, стекавшими с М угодж ар. Та­ ково ж е , вероятно, и происхождение приаральских К ара-К у- мов, отложенных, надо думать, транзитными реками, стекав­ шими с Северны х Мугоджар и с гор Улу-Тау. Н и здесь, ни южнее на Присырдарьин-ских равнинах не было недостатка в песчаном материале, захватываемом и переотлагаемом река­ ми, так как третичные и меловые породы соответствующего состава встречаются здесь в изобилии. Поэтому для образова­ ния аллювиальных песчаных равнин рекам достаточно было перенести захваченный песчаный материал лишь на неболь­ шое расстояние и отложить на поверхности коренных пород хотя бы тонкий чехол аллювиальных наносов. Н аиболее об1- ширным районом аллювиальной равнины такого рода являет­ ся Присырдарьинская равнина, быстро расширяющаяся запад­ нее Чиили и созданная многоводной в настоящее время и еще более многоводной в прежние периоды Сыр-Дарьей. С удя по тому, что ниже г. Кзыл-Орды от Сы р-Д арьи от­ деляются многочисленные древние сухие русла, уходящ ие на юго-запад и на запад, можно дум ать, что первоначально эта река текла в юго-западном направлении и уже затем посте­ пенно стала прокладывать себе все новые и новые русла, ориентированные сначала на западо-юго-запад, затем на за­ пад и, наконец, на северо-запад (как в настоящее время), подчиняясь влиянию незначительного уклона местности к се­ веру и силе Кориолиса (Герасимов, 1943). Такое изменение направления русла Сыр-Дарьи способствовало превращению в аллювиальную равнину обширных территорий Кызыл-Кумов. Район этот, впрочем, еще не настолько изучен, чтобы можно было летально описать процесс формирования этой обширной песчаной равнины. Его особенностью является то, что пески здесь часто прерываются участками глинистой пустыни (та- кырами). Обилие последних объясняется громадным количе­ ством ила, который несут и несли воды Сы р-Дарьи. При разливах реки этот ил служил материалом для отложений глинистых наносов. С широким распрострaiгешем такыров связано т акж е, по И . П . Герасим ову, отсутствие в большей части Присырдарьинской равнины впадин, образованных про­ садками, а следовательно, и озер. И . П . Герасимов объясняет эго тем, что пониженные элементы рельефа, где мож ет скоп­ ляться в л ага, покрыты здесь 'водонепроницаемыми такыр­ ными корками, наличие которых делает почти невозможным

проникновение воды вглубь, необходимое для образования просадок грунта. Равнина Кызыл-Кумов на крайнем юго-востсже переходит в глинистую повышенную (до 300 м) плоскую равнину южной Голодной степи (Бетпак-Дала). Здесь долина Сыр-Дарьи еще не особенно широка. Северо-западнее, там, где река под- ходит к Кызыл-Кумам, долина ее сильно расширяется и ста­ новится все шире вниз по течению. П ока Сыр-Дарья течет по соседству с предгорьями, она еще получает притоки справа, хотя воды их большей частью полностью разбираются на орошение. Крупнейшие из них — реки Арысь и Келес. Ниже населенного пункта Чиил-и Сьяр-Дарья не получает уже ни единого притока. Плато Юго-Западного Казахстана н горы Мангыс-Тау Территория между Аралом на востоке и Каспием на запа­ де занята повышенным плато Устюрт, Южно-Мангышлакским плато, занимающим большую часть полуострова Мангышлак, и более низкой равниной полуострова Бузачи. Эта равнина отделена от плато Мангышлака узким поясом низких склад­ чатых гор Мангыо-Тау, занимающим северную часть полуост­ рова Мангышлак. Плато Устюрт отделено от плато М ан­ гышлака широкой Карын-Ярыкской впадиной, а от плато Бузачи — высохшим заливом Кайдзк. Плато Устюрт и Ман- гышлаксюое почти на всем протяжении обрамлены ясно выра­ женными уступами, часто приобретающими характер более или менее крутых обрывов, называемых здесь «чинками». Особен­ но высоки и хорошо выражены такие окраинные обрывы у по­ вышенного плато Устюрт. Восточные устюртские чинки обра­ зуют побережье А рала, западные обрываются крутой стеной к заливу Кайдак, а южные обрамляют восточный край Карын- Ярыкской впадины. Район северных чинков Устюрта представ­ ляет систему обрывистых столовых возвышенностей и остан­ цев (до 271 м абс. высоты), местами прерванную впадинами. Система южных чинков Устюрта находится уже за пределами Казахстана. Поверхность перечисленных плато и равнин Юго-Западно­ го Казахстана по общему плану своего устройства образует единое целое и характеризуется наличием крупных широких и плоских повышений и понижений, пересекающих всю опи­ сываемую территорию и связанных с тектоникой страны. Эти крупные и широкие повышения и понижения по большей ча­ сти незаметны на глаз, но хорошо отражаются на гипсометри­ ческой карте. Исключение составляют мезозойские складчатые 126

горы М ан гы с-Т ау, в особенности наиболее высокий их кряж Кара-Тау, а такж е несколько глубоких, хороню выраженных в рельефе впадин, врезанных в Манты итакское плато. Указанные обширные поднятия и опускания в северной и в южной частях описываемой территории ориентированы по- разному: на севере — в широтном и меридиональном направ­ лениях. на юте — в восточно-юго-восточном. В северной поло­ вине прекрасно выражено меридиональное Приаральское под­ нятие, достигающее за пределами Казахстана 240 м над уровнем океана. Оно круто обрывается к Аралу и очень поло­ го опускается на запад. Здесь оно переходит в систему повы­ шений и понижений, ориентированных более или менее шн- ротно. В центре располагается широкое Северно-Устюртское понижение, в восточной части которого на высоте около 70 м располагаются крупные пересыхающие озера: Асмантай-М а- тай, С ам и другие. К западу высоты этого понижения падают; прибрежный чинк здесь снижен и выражен нерезко. П родол­ жением этого понижения является впадина залива Мертвый Култук. Северно-Устюртское понижение с севера обрамлено Север­ но-Устюртским чинковым поднятием с крутым северным и поло­ гим южным склонами; с юга оно также сопровождается си­ стемой плоских поднятий. С ю д а относится горный массив М ангы с-Тау, имеющий почти широтное простирание и в наи­ более высокой вершине кряж а Кара-Тау превышающий 550 м высоты. Н а оси наиболее -высокой части этого кряжа далее на восток располагается широкое Центрально-Устюрт­ ское поднятие, высоты которого доходят до 342 м (за пре­ делами К азахстан а, на юге Устюрт поднимается еще выше, до 370 м ). Ю жнее параллельно ему протягивается полоса очень крупных понижений, расположенных -на разных высо­ тах. Д л я них характерно наличие отдельных довольно боль­ ших замкнутых впадин, дно которых лежит значительно ниже уровня океана. Так, на северо-западном конце этой по­ лосы находится глубочайшая из подобных ©падин — Карагие, глубиной д о 132 м ниже уровня океана, а на восточном кон­ це (уже вне Казахстана) — Сарыкамышская впадина, глуби­ ной до 43 м н-иже уровня океана. Исследования последних лет, главным образом А . Л . Ян­ шина, а такж е других геологов установили, что описанное устройство поверхности юго-запада Казахстана в основном связано с тектонической структурой, обусловленной, повиди- мому, вертикальными движениями древнего фундамента. Так, поднятие на севере Устюрта представляет собой пологую антиклиналь, являющуюся продолжением складок М угодж ар. Центрально-Устюртское поднятие также представляет собой 127

широкую антиклиналь, служащую продолжением складчатых структур Кара-Тау. Как Северно-Устюртское, так и Южно- Устюртское понижения отвечают молодым синклинальным прогибам. Такой ж е прогиб опоясывает Северно-Устюртское чинковое поднятие с севера, уже вне границ Устюрта. Район полуострова Бузачи и слабо повышенная полоса плато к во­ стоку от него, по А . Л . Яншину, расположены на приподнятом выступе жесткого древнего фундамента, нс подвергавшегося смятию. Поверхность плато и равнин Юго-западного Казахстана слагается мощной толщей третичных осадочных отложений, налегающих па меловые породы. Третичные породы, за ис­ ключением района кряжа Кара-Тау, обнажаются крайне редко; на полуострове Бузачи они по большей части прикрыты тон- щей четвертичных отложений. В нижней, более древней толще третичных пород описы­ ваемых плато преобладают глины, но встречаются также мер­ гели, гипсы, известняки, пески, песчаники и т. п. Лишь в верх­ них ярусах, относящихся к сармату, преобладают различные известняки, переслаивающиеся с мергелями, а также с суглин­ ками. Эти известняки местами достигают многих десятков метров мощности. Прекрасные разрезы третичной толщи пред­ ставляют высокие чинки. Характернейшей особенностью этих разрезов является сложная смена пород различной прочно­ сти. Залегают эти породы большей частью горизонтально или почти горизонтально, так что описанные выше пологие склад­ ки можно установить, лишь сопоставляя смены высот залега­ ния одних и тех ж е пластов в различных пунктах. Однако кое-где и в разрезах чинков можно наблюдать ясно выражен­ ные дислокации. Характер рельефа описываемых плато теснейшим образом связан с присущим им почти горизонтальным залеганием пла­ стов, их литологическими свойствами и с господствующим здесь пустынным климатом (годовое количество осадков не более 150 мм), а в районе чинков еще и с наличием смен вы­ сот, форсирующих процессы денудации. Грандиозные крутые обрывы коренных пород чинков явля­ ются наиболее величественными формами рельефа описывае­ мых районов, особенно Устюрта. Относительная высота их в Северо-восточном Устюрте достигает 100— 150 м, на восточ­ ном берегу усохшего залива Кайдак — почти 200 м, а у севе­ ро-восточных бортов Карыи-Ярыкской впадины превышает 400 м. И. П. Герасимов, посетивший район высоких северо- восточных чинков Устюрта, описывает их следующим образом: «Линия чинка (пересечение плоскости верхней части обрыва с плоскостью плато) здесь очень извилиста и прихотлива. Ею 128

очерчиваются отдельные выдающиеся мысы плато и глубокие часто заливы . Н а мысах обрывы чинка наиболее круты и от­ весны. О б р ы в здесь слагается из двух частей: крутой верхней части (выходы верхней свиты известняков, мергелей, песков, песчаников и др.) и более пологой нижней (выходы глин). Иногда совершенно отвесный обрыв дает только самая верхняя свита сарм атских пород — известняки, мергели... тогда как ниже чинк приобретает несколько ступенчатый характер, вследствие формирования узких террасок денудации по вы­ ходам пластов (карнизов) более плотных пород (например, песчаников) среди более рыхлых (например, песков). Ниже этой несколько террасированной части обрыва чинк имеет форму более пологого склона, сложенного глинами» (Гераси­ мов, 1930а, стр. 23—24). В лощ инах между мысами терраси- ровавдюсть средней части обрыва выражена сильнее, и вооб­ ще средняя и нижняя части чинка образуют пологие склоны, являющиеся склонами долин временных потоков со слабо вре­ занным дном. « У подножия чинка довольно мощное русло... Полины дробится на ряд веерообразно расходящихся мелких, сильно заиленных русел временных вод» (там ж е, стр. 24). В своих верховьях такие долины превращаются в ущ елья, а затем в овраж ки с отвесными стенками, расчленяющие верх­ нюю часть обрыва. На внешних концах мысов обычно широко развиты различные проявления механического выветривания, сочетающегося с обрушением вниз более крупных продуктов выветривания и выдуванием наиболее мелких. В результате таких процессов стенки обрывов часто изборождены глубо­ кими нишами, при разрастании которых выдающиеся части мысов иногда отделяются от основного массива, превращаясь в каменные столбы и другие подобные своеобразные формы рельефа. Часто стенки обрывов усеяны густой сетью небольших ячей, особенно распространенных на выходах ракушечных из­ вестняков, выветривание которых идет таким образом, что от­ дельные раковины отделяются и выпадают. Все это говорит о том, что чинки с течением времени, хотя и медленно, дол­ жны отступать к центральным частям плато. На наличие та­ кого процесса указывает, например, то обстоятельство, что в западной половине северного чинка Устюрта перед ним воз­ вышается много отделившихся от него осганцов. Причины происхождения чинков еще недостаточно выяснены. Н есом нен­ но, что во многих местах возникновение их было связано с абразионной деятельностью омывающих или омывавших их раньше водных бассейнов. Таковы, например, прибрежные чин­ к и — аральский и каспийский. Таков и северный чинк, так как в четвертичную эпоху было время, когда морская древнекас- 9 Казахстан 129

лийская трансгрессия проникала далеко « а восток вдоль этого чинка. С другой стороны, не исключена возможность того, что в некоторых, в том числе и в приморских районах возник­ новение чинка началось путем образования сброса и что абразионные и эрозионно-денудационные процессы (или только последние) отодвигали в глубь плато обрыв, возник­ ший тектоническим путем. В некоторых местах возможность такого образования чинка довольно вероятна, однако при со­ временном состоянии изученности страны нельзя ни подтвер­ дить, ни опровергнуть указанную гипотезу убедительными фактами. Отвесность верхних частей обрывов объясняется не толь­ ко сухостью климата и прочностью слагающих их пород, но и водопроницаемостью последних, вследствие наличия тре­ щин, растворимости известняков и т. п., что уменьшает воз­ можность выполаживания верхних частей обрыва под влия­ нием денудации, хотя все же смыв элювия у края чинка несомненно происходит. Рельеф внутренних частей плато и равнин Юго-запад­ ного Казахстана очень монотонен. Однако обширные площади с совершенно плоским рельефом приурочены лишь к широ­ ким гребням плоских повышений. Н а чрезвычайно пологих склонах этих повышений рельеф становится полого-волни­ стым, состоящим из . валообразных увальчиков и отдельных сопок зысотой в 1— 10 м и более (до 40 м) и плоских, широких, часто замкнутых ложбин. Образованию этих форм рельефа способствовала растворимость известняков. Не будь этого, описанный мезорельеф получил бы в условиях пустын­ ного климата значительно меньшее развитие. В обширных по­ нижениях расчленение возрастает. Здесь большие плоские впадины, занятые пересыхающими солеными озерами, чере­ дуются с пространствами плато. Хотя берега этих озер в об­ щем пологи, но отдельные участки их круты. В Карын-Ярык- ской впадине рельеф сильно усложняется наличием возвыша­ ющихся над его поверхностью останцовых массивов. Кроме того, и здесь, и в Северно-Устюртском понижении значи­ тельные площади заняты перевеянными песками со всем раз­ нообразием рельефа, им свойственным. Н а плато крупные массивы песков имеются лишь на полуострове Бузачи. Вне песков всюду в районе описываемых впадин имеют более или менее широкое распространение плоокие западины типа блюд- цев и карстовые воронки довольно ограниченных размеров. Развитие просадочных и в особенности карстовых явлений ли­ митируется ничтожным количеством атмосферных осадков. Как уже отмечалось, на пониженном плато полуострова Мангышлак имеется несколько обширных, иногда очень глу- 130

богах, замкнуты х впадин. Некоторые из них несомненно еще недавно были морскими заливами. Происхождение этих впа­ дин, особенно наиболее глубоких, еще не выяснено. В этих впадинах, как и на дне многих пересыхающих соленых озер, имеются залеж и разнообразных солей. Доказана возможность использования впадины Карагие, расположенной у самого бе­ рега К аспи я, для получения гидроэнергии путем сброса в нее каспийской воды. Возвышающиеся среди описанных плато низкие горы Ман- гыс-Тау имеют сглаженные вершины и состоят из пяти более или менее параллельных, простирающихся на восток-юго- восток хребтов, разделенных параллельными им понижения­ ми, внутри которых возвышается еще значительное число отдельных вершин и столовых гор-останцов. Наибольшей высо­ ты (до 555 м абс. высоты) достигает хребет Кара-Тау, слагаю ­ щийся из довольно сложно дислоцированных, образующих ряд антиклиналей пермо-триасовых пород — плотных мета- морфизованных глинистых сланцев, песчаников, а также из­ вестняков. Породы эти отличаются большей прочностью, чем юрские и меловые, слагающие остальной горный район. Этим объясняются большие высоты гор Кара-Тау и крутизна их склонов. Последние сильно расчленены оврагами. Ю рские и меловые породы представлены известняками, мелом, песча­ никами, песками, мергелями и глинами, образующими ряд антиклиналей. Разбросанные среди межгорных впадин остан­ цы увенчаны пластом конгломерата, который и защищает их от разрушения. Горы М ангы с-Тау выделяются среди окружающих его плато не только своей структурой, но и наличием довольно разнообразных ископаемых богатств. С антиклиналями юрских и нижнемеловых пород связаны залежи нефти, со среднеюрскими отложениями — каменноугольные месторож­ дения, угли которых по своим качествам стоят на грани меж­ ду бурыми и каменными углями. С о средними ярусами мело­ вых отложений (альб, сеноман) как Мангыс-Тау, так и дру­ гих районов плато- сопряжены фосфориты с умеренным содержанием фосфора. В ;райане Мангыс-Тау, кроме того, обнаружено присутствие марганцовых, медных и железных руд (Алексейчик, 1941). Транзитные реки в районе Устюрта и Мангышлака отсут­ ствуют. Причина этого заключается в крайней засушливости климата и отсутствии по окраинам описываемой территории горных поднятий, достаточно высоких, чтобы служить собира­ телями значительного количества влаги. Речки местного пи­ тания представляют небольшие временные водотоки, функцио- 9* 131

нирующие только во время таяния снега или при выпадении редких осадков. С ними связана сеть коротких оврагов на цинковых обрывах, по склонам хребта Кара-Тау и т. п. Как уже указывалось, северный край Устюрта обрамлен широтным тектоническим прогибом и связанным с ним широ­ ким понижением, отделяющим Севсрно-Устюртское чинковое поднятие от расположенного далее к северу Подуральского плато. Высоты этого Предустюртского понижения достигают 175 м над уровнем океана и постепенно падают на запад к Прикаспийской низменности. Рельеф низины во многом напо­ минает рельеф Северно-Устюртского понижения с его увала­ ми, плоскими впадинами пересыхающих озер и крупными пес­ чаными массивами, но разнообразится группами и одиноко стоящими столовыми останцами в несколько десятков метров высотой. Дно Предустюртского понижения слагается нижне­ третичными глинами, прикрытыми аллювиальными наносами временных рек Ч аган и Мане-Сай, берущих начало на Мугод- жарах. Встречаются и древние каспийские морские отложе­ ния. Северный край понижения сложен отложениями мело­ вого возраста. Подуральское (Эмбенское) плато Подуральское плато, расположенное севернее описанного Предустюртского понижения, отделяет Прикаспийскую низ­ менность от Ю ж ного Урала, а на севере примыкает к Общему Сырту. Граница плато с Прикаспийской низменностью по большей части пролегает на юге близ 55° в. д., затем около 54° в. д. и лишь на севере постепенно поворачивает на севе­ ро-запад в сторону г. Уральска, до которого плато непосред­ ственно не доходит. Общий Сырт заходит в пределы Казахстана лишь своими крайними южными отрогами, занимающими небольшую пло­ щадь на северо-западе республики. Поэтому мы скажем о нем всего несколько слов. Территория Общ его Сырта сложена юрскими и меловыми породами и представляет, по крайней мере на юге, район широкого распространения коротких бра- хиантиклинальных складок северо-западного простирания, осложненных сбросами. В кайнозое эта территория вместе с соседним Уралом испытала значительное поднятие и превра­ тилась в возвышенное, сильно расчлененное плато. Характернейшей особенностью устройства поверхности Подуральского плато также является довольно сложное и до­ статочно глубокое расчленение речными долинами. Связано это прежде всего с гораздо более влажным, чем на Устюр­ те, климатом, а также с особенностями тектонической струк- 132

туры, имеющей некоторые общие черты со структурой О б щ е­ го Сырта. Только крайний юг Подуральского плато находится в зоне пустынь, да и там количество годовых осадков превы­ шает 150 мм. К северу количество их возрастает сначала мед­ ленно, затем быстрее, и плато оказывается в зоне полупус­ тынь, а на севере и в подзоне сухи х степей. Непосредственно к северу от р. Эмбы количество годовых осадков достигает 200 мм, а на крайнем севере плато оно не менее 300 мм. Вместе с тем и летние жары к северу уменьшаются, вслед­ ствие чего испарение влаги несколько сокращается и условия питания рек становятся лучше. В связи со всем этим только р. Э м ба, протекающая по южной части плато, еще является транзитной рекой, беря начало в соседних М угодж арах, а остальные реки плато, орошающие более северные его части, начинаются у ж е в пределах самого плато, а не в соседних горах. Всего выше плато на востоке, особенно на северо-востоке, где абсолютные высоты несколько превышают 400 м, редко 450 м над уровнем океана. Возвышенный северо-восток наи­ более удален от конечных базисов эрозии, почему и отличает­ ся наименьшей расчлененностью. Значительные площади за­ няты здесь увалисто-холмистой равниной. На запад высоты падают д о 100 м, однако весьма неравномерно. Вдоль широ­ ких междуречий, разделяющих бассейны наиболее крупных рек, протягиваются пояса высот в 200 м и более, часто дохо­ дящих почти до внешнего края плато. Междуречья бассейна р. К ара-Хобда (приток р. И лека, системы р. У р ал а), теку­ щей на северо-запад, и р. Уила, текущего на юго-запад, а также меж ду реками Уил и Сагиз представляют сплошные полосы возвышенностей с краями, сильно изрезанными при­ токами указанных рек. М ежду Сагизом и Эмбой располагается несколько отдель­ ных высоких массивов. Относительные высоты таких между­ речий над дном долин наиболее крупных рек достигают 100— 150 м. Э т о говорит о значительной интенсивности эро­ зионных процессов и в настоящее время и, в еще большей мере, в былые, более влажные эпохи, так как даже сравни­ тельно небольшое изменение климата в сторону увеличения осадков могло в данных условиях создать значительный эро­ зионный эффект. Все эти обстоятельства были благоприятны для возникно­ вения здесь отдельных эрозионных кряжей, гор, холмов, сопок различной высоты как по краям, так и вне описанных возвышенных поясов плато. И действительно, такие образо­ вания встречаются здесь достаточно часто. Примером эро­ зионных гор такого рода являются горы Чиркала близ левого 133

берега среднего течения Эмбы. Они представляют массивы пород мелового возраста прикрытых шапками прочных трегичных железистых песчаников. Благодаря развитию эрозионных процессов устройство по­ верхности Подуральского плато в общем отличается значи­ тельной сложностью. Этому способствует большое разнообра­ зие слагающих плато пород, а также то, что среди них пре­ обладают породы, легко поддающиеся размыву. Наиболее широко распространены здесь отложения мелового возраста; кое-где они прикрыты третичными отложениями. Меловые по­ роды залегают на юрских, а также на пермских отложениях, изобилующих залежами различных солей, но обычно более древние породы не выступают на дневную поверхность. Мело­ вые породы представлены главным образом глинами, нередко гипсоносными, а местами и фосфоритовыми песками, песча­ никами, в том числе и железистыми, мергелями, галечниками и т. п. Третичные отложения слагаются из глин, песчаников, мергелей, опок, песков и т. п. Определенное влияние на раз­ витие рельефа оказала и тектоническая структура плато, от­ личающаяся в различных его частях своими особенностями. Так, между верхним течением Эмбы и ее северным притоком р. Темир породы собраны в очень пологие меридиональные складки, по своему простиранию повторяющие складки сосед­ него Южно-Уральского складчатого пояса. В северных частях плато, повидимому, распространены брахиантиклинали тако­ го ж е простирания, как в соседнем О бщ ем Сырте. В обшир-' ном Эмбенском районе горизонтальное залегание меловых отложений очень часто нарушается мелкими куполообразными поднятиями, размеры которых обычно не превышают 50— 100 км2. «Каждое поднятие представляет сильно разбитый и обрезанный со всех сторон взбросами и сбросами участок нижнего мела, юры или перми среди горизонтальных слоев верхнего мела или третичных» (Ш умилин, 1933, стр. 8). В основе каждого купола располагается соляное ядро, имею­ щее широкую сводовую часть и крутые стенки. Мощность со­ ляных ядер громадна. С этими куполами связаны богатые месторождения нефти. Вопроса об образовании куполов мы касались ранее. Крупнейшие реки, орошающие плато,— Э м б а, Сагиз, Уил, Кара-Хобда, как правило, действуют круглый год, но изоби­ луют водой лишь весной, а в остальное время года очень бедны водой, которая летом становится солоноватой. При­ токи этих рек, за редкими исключениями, являются вре­ менными потоками, русла которых большую часть года лишены воды. 134

Прикаспийская низменность Подуральское плато на западе граничит с громадной П ри ­ каспийской низменностью, занимающей все пространство между этим плато и Общим Сыртом, с одной стороны, и Каспием — с другой. «От уровня Каспийского моря с отрица­ тельными отметками (около — 28 м абс. высоты в 1948 г.) поверхность степи медленно и в общем равномерно подни­ мается к северу и востоку. К борту впадины поверхность степи подходит с отметкой около 45 м абс. высоты. С этого уровня начинается значительно более крутой подъем, наме­ чающий естественный край впадины» (Жуков, 1945, стр. 20). Это так называемый Предсыртовый уступ/ слагающийся из неогеновых и четвертичных песчано-глинистых отложений. Высоты его у подножия Общего Сырта чаще всего варьируют между 60 и 80 м над уровнем океана. «Сходную конфигурацию борт впадины имеет и на во­ стоке, если прослеживать его от широты г. Уральска к югу до места выхода на Прикаспийскую низменность р. Уила» (там ж е). Ю жнее до р. С.агиза уступ быстро суживается, а еще южнее и вовсе исчезает, так что «низовая степь граничит непосредственно с массивом» плато. Поверхность Прикаспийской низменности слагается из морских и континентальных глин и песков, гораздо реже — галечников или суглинков. Нижние свиты относятся к плио­ цену (акчагыл, выше апшерон); верхние — к четвертичному периоду (бакинские слои внизу, далее хозарские, хвалынские и послехвалынские). И для плиоценовых и для четвертичных отложений характерно многократное чередование морских и континентальных наносов, что свидетельствует о большом числе смен морского режима сухопутным и обратно, вызван­ ных эпейрогеническими движениями земной коры, уменьше­ нием или увеличением притока речных вод в Каспий или обеими причинами, действовавшими совместно. Прикаспийская низменность располагается преимуще­ ственно в зоне полупустынь, а на юге и в зоне пустынь. В восточной части низменности, изучавшейся Е. Н . И в а­ новой (1928), где Предсыртовый уступ не выражен, наблю­ дается следующая смена характера рельефа от Каспия в глубь материка. Каспийское море окаймлено широкой полосой засоленных песков, слагающих равнину, густо пересеченную широкими морскими протоками, наполняющимися водой при ветре с моря. Среди этой равнины густо разбросаны значительные озера с налетом солей на дне. Дальш е от моря попадаются более высокие песчаные массивы, а в котловинах появляются 135

выцветы солей. В 1926 г., к которому относятся исследования Е. Н. Ивановой, ширина всей этой полосы не превышала 10 км. В настоящее время, в связи с отступанием вод Каспия к этой полосе с запада причленилась обширная солончаковая низменность бывшего дна моря. Д ал ее в глубь материка рас­ кинулась широкая полоса, для которой «характерно чередо­ вание крупных, сравнительно невысоких песчаных массивов, не менее обширных озерных понижений и высоких песчаных массивов, нередко увенчанных барханами» (там же, стр. 161). Среди высоких песчаных массивов озера редки. Песчаные массивы имеют слабоволнистый рельеф. В западную часть описанной полосы вдается дельта Э м б ы , впадающей в море несколькими протоками. Долина реки здесь вовсе не выра­ жена. В районе дельты встречаются «бэровские бугры». Еще восточнее рельеф низменности остается в общем тот же: пре­ обладают низкие гряды с участками мелковолнистого рельефа, однако озера заменяются такырами или сорами (пересыхаю­ щими солеными озерами), занимающими довольно резко очерченные понижения. Долины рек в этой полосе обычно уже выражены — так, р. Сагиз течет в каньоне 6 м глубиной. На внешней окраине низменности располагается древняя абразионная поверхность в виде широкой террасы, покрытой песками, из-под которых местами выступают мел и серые глины. «На этой платформе выступают меловые останцы с песчаными террасированными шлейфами» (Иванова, 1928, стр. 303). Наиболее крупные из этих останцов горы Кой-Кара (154 м абс. высоты) и Иман-Кара (234 м абс. высоты), имеющие структуру куполов. Такого рода изолированные небольшие возвышенности разбросаны среди Прикаспийской низменности и в других местах. Чаще всего они расположены близ озер. «Из них можно назвать горы Сантас и Сассай у оз. Челкар, Индер- ские и Джаман-Индер у озер соответствующего названия, М . Богдо на берегу Хаки, Бис-Чохо у оз. Бис-Уба. Высота их обычно невелика. Максимально они возвышаются над степью на 50—60 м, но среди необозримой глади степи они являются настолько неожиданными, что их название «горы» оправдывается» (Ж уков, 1945, стр. 23). Соляных куполов на территории Прикаспийской низмен­ ности насчитывается очень много. К а к и в других местах, с ними связаны ценные залежи различных солей, а иногда и нефти. Купола по большей части слабо выражены в рельефе, но все же, по мнению М . М . Ж укова, оказывают существен­ ное влияние на изгибы и другие детали направления речных русел. Во многих случаях реки обходят купольные поднятия. 136

Из других образований, распространенных по всей терри­ тории Прикаспийской низменности, следует еще отметить обширные песчаные массивы и резко очерченные впадины. Первые обладают всеми характерными особенностями песча­ ных пустынь. Крупнейший из таких массивов располагается на крайнем юго-западе К азахстана, у границы республики. Впадины обычно бывают ограниченных размеров, «но всегда очерченные береговыми уступами и углубленные на несколько метров по отношению к поверхности степи. Некоторые из за­ падни являются вместилищем озерных вод. К таким озерам принадлежат Челкар, Рыбный Сакрыл, Большой и Малый Сакры л, Индерское озеро, А рал -С ор , Хаки и многочисленные другие более мелких размеров. Происхождение озеровмести- лищ разнообразно. В некоторых случаях это карстовые во­ ронки (Индер, Челкар и д р .), иногда дефляционные котло­ вины» (там ж е, стр. 23). В обширной западной части Прикаспийской низменности, где Предсыртовый уступ особенно хорошо развит, смена ха­ рактера рельефа от берега моря в глубь страны имеет свои особенности. Правда, это больше касается северной повышен­ ной половины низменности, где высоты положительные, а также и соседней с ней полосы, имеющей отрицательные вы­ соты. Д л я этих территорий характерно наличие значительного числа рек, стекающих с соседних возвышенностей и слепо за­ канчивающихся на севере пониженной части низменности, или еще не дойдя до нее в пределах повышенной ее части. Первое типично для территории, расположенной к западу от р. Урала, второе — для территории к востоку от нее; на этой последней в особенно обильные влагой годы реки могут весной доходить до р. Урала. Такой характер речной сети связан с тем, что количество осадков достигает на севере 275 мм и быстро сокращается к югу. Типичная черта всех рек, о которых идет речь, состоит в том, что они, вступив на территорию Прикаспийской низмен­ ности, постепенно утрачивают ясно оформленную долину и текут по весьма плоским широким понижениям, дно которых обычно лишь на ничтожную величину (чаще не более 1 м) ниже поверхности междуречий, а уклон очень мал. Д н о та­ ких плоских ложбин нередко образует от одной до трех микротеррас, которые могут и отсутствовать. Весной ложби­ ны эти иногда целиком заполняются медленно движущейся водой, сбрасываемой в ту или иную обширную замкнутую или полузамкнутую впадину, которыми изобилует, как мы видели, рельеф низменности, особенно в пониженной ее части. Находящиеся здесь озера весной широко разливаются, а летом могут и пересыхать. Такие затопляемые районы 137

называются «.разливами». Ложбины стока этих разливов вы­ деляются среди окружающих пространств своей луговой рас­ тительностью, а местами и наличием болот. На правобережье р. Урала крупнейшими реками описан­ ного типа являются Малый и Большой Узени. «На участке между Б. Узенсм и р. Уралом южный склон режется сетью балок, не имеющих обычно водотока летом. Перечислю наи­ более крупные из них с запада на восток: Дюра Западная, Горькая, Чиж 3-й, или Мерекень, Ч и ж 2-й, Чиж 1-й, Дюра Восточная, Усиха, Харкино, Малый Чеган и др. В весенний паводок талые воды по этим ложбинам спускаются в При­ каспийскую низменность, широко растекаются по плоской низменности и образуют разливы: Западно-Дюринские, Ни­ жинские, Восточно-Дюринские. Сложной сетью протоков ветвятся разливы, соединяясь друг с другом, и достигают оз. Балыкты» (Ж уков, 1945, стр. 21) в системе Камыш-Са- марских озер, располагающейся в обширной плоской впади­ не, аналоги которой встречаются и в других районах При­ каспийской низменности. К бассейну тех ж е озер принадлежит и р. Кушум (см. ниже) и р. Аще-Узек (Горькая), орошаю­ щ ая район, расположенный южнее М алого Узеня. Описанный характер рельефа чрезвычайно облегчает дробление речных русел на отдельные протоки. Самым ярким примером в этом отношении является пересыхающая летом р. Кушум, отде­ ляющаяся от р. Урала в 40 км ниже г. Уральска и уходящая далеко на юго-запад. М . М. Жуков отмечает, что структура протоков, на которые часто распадаются реки северной части Прикаспийской, низменности, бывает двоякая. В одних слу­ чаях все протоки реки ниже по течению снова собираются вместе в одно русло, в других — одни из образовавшихся протоков, уйдя в сторону, заканчиваются слепо, иссякая в степи и оставляя здесь принесенный материал, другие же снова образуют единый водоток, в свою очередь расчленяю­ щийся ниже по течению, и т. д. (там ж е, стр. 193 и след.). Из рек левобережья р. Урала отметим Солянку, Уленты, Булдурты, Уил, принадлежащие к системе р. Урала. Перио­ дически р. Солянка является стоком оз. Челкар и функцио­ нирует только при повышении уровня озера. Реки Уленты и Булдурты весной и осенью сбрасывают паводковые воды в обширную плоскую Байгутинскую низину, обычно бессточ­ ную, но изредка отдающую свои воды р. Уралу. То же про­ исходит и с водами Уила. Следующая к югу р. Сагиз уже никакой связи с р . Уралом не имеет. В нижнем течении рек Сагиз и Уил встречаются «бэровские бугры». Река Урал, меридионально пересекающая Прикаспийскую низменность между 51 и 52° в. д.,— единственная крупная 138

транзитная река Казахской Прикаспийской низменности, функционирующая круглый год. Она распадается на четыре участка. В самом верхнем из них в долине Урала (ниже г. Уральска) хорошо выражены две надпойменные террасы: верхняя 10— 12 м и нижняя 6—8 м высоты над меженным уровнем реки. Первая, по Ж укову, имеет «хвалынский» воз­ раст, вторая более молодая. В пределах этого участка проис­ ходит отделение от Урала р. Кушум в виде одиннадцати протоков, врезанных в нижнюю надпойменную террасу и ухо­ дящих на юго-запад. На втором участке «вниз по течению относительные отметки террас над рекой снижаются. Умень­ шается и разница уровней террас. В 100— 110 км к северу от г. Гурьева... бровка явалынской террасы и уступ ее оставляют долину У р ал а, отходят по правому берегу на запад и северо- запад, в сторону Камыш-бамарских разливов. Намечается, таким образом, как бы береговой уступ одной из стадий оста­ новок (осциляиий) регрессировавшего хвальгнекого моря» (Жуков, 1945, стр. 27). Следующий участок характеризуется ответвлением серии протоков (ложбин Богьгрдая), уходящих на юго-запад. Они частично «прослеживаются до современ­ ного берега Каспийского моря» (там же). Четвертый участок образует современная дельта -реки, где в свою очередь от р. Урала отделяется несколько протоков, одни из которых наполнены водой круглый год, другие — лишь в паводки или при нагоне воды с моря. Процессы формирования рельефа и геологического фундамента После сложных дислокаций и горообразования в палео­ зойские эпохи орогенеза описываемый район с конца палео­ зоя приобретает, за исключением отдельных ограниченных участков, характер платформы. Н а сложном древнем палео­ зойском фундаменте здесь отлагаются морские и континен­ тальные наносы, чередование которых указывает на смену неоднократных морских трансгрессий и регрессий, вызывае­ мых вековыми вертикальными колебаниями земной коры. Смены морского и континентального режимов, происходившие в течение мезозоя, продолжались почти на всей территории вплоть до миоцена. В миоцене, однако, бблыиая часть описы­ ваемой территории стала сушей, море же сохранилось лишь в районе Устюрта, где оно продолжало существовать до сар­ мата включительно. В самом конце третичного периода, в эпоху акчагыла, море заливало только район Прикаспийской низменности, где с этого времени установился своеобразный режим последовательных чередований морских трансгрессий и 139

регрессий, а вместе с тем и накопления сменяющих друг друга морских и континентальных осадков. Позже других превратились в платформу районы Общего Сырта и гор Ман- гыс-Тау. Произошло это в конце мезозоя, после того как они пережили эпоху верхпемезозойского (ларамийского) ороге­ неза. В районе Мангыс-Тау мезозойские процессы горообразо­ вания начались в триасе. Образование соляных куполов, со­ средоточенное прежде всего в районах Эмбенского плато и Прикаспийской низменности, началось, вероятно, еще ра­ н ее— в пермский период — и происходило как в мезозое, так и позже. Наряду со всеми этими геологическими событиями и движениями земной коры для формирования современного рельефа существенное значение имели также вертикальные перемещения отдельных участков древнего палеозойского фундамента, вызвавшие дислокации (небольшой амплитуды) залегающих выше толщ. Повидимому, в одних случаях про­ исходили перемещения отдельных глыб фундамента по тре­ щинам, в других — прогибы фундамента, лишь местами осложненные трещинами. Сухой климат равнин вызвал интенсивное эрозионное рас­ членение лишь в тех районах, где по соседству имелись горы, собирающие влагу и питающие значительные водотоки, орошающие равнины, при том однако непременном условии, чтобы базис эрозии на территории равнины был расположен сравнительно недалеко и весьма низко. В таких случаях на описываемой территории бывает развит останцовый рельеф, в формировании которого большую роль должны были играть эрозионные процессы в более влажные, чем современная, эпохи. Там, где эти условия отсутствуют, эрозионное расчле­ нение оказалось ничтожным. На участке, где эрозионное рас­ членение незначительно, довольно широко распространены формы рельефа, связанные с просадками грунта вследствие уплотнения последнего или выноса водой растворимых солей, если этому не метает наличие водонепроницаемых такыров. Если к перечисленным формам рельефа присовокупить абразионные уступы, карстовые явления, обычно небольшого масштаба, встречающиеся в известняковых районах, а также типичные формы песчаных пустынь, местами занимающие обширные площади, приуроченные чаще всего к районам выхода на поверхность песчаных аллювиальных или морских наносов, переработанных затем эоловыми процессами, мы ис­ черпаем основное разнообразие присущих описываемой тер­ ритории форм рельефа.

Ill КЛИМАТ Климатические условия являются результатом сложного взаимодействия подстилающей поверхности, солнечной ра­ диации и циркуляции атмосферы, присущих данной стране. В результате сложного и п о с т о я н н о г о взаимодействия перечисленных факторов формируется не только погода од­ ного дня, но и устанавливается определенная закономерность общего изменения погоды в течение года. Основные черты этой закономерности хорошо прослеживаются по материалам многолетних метеорологических наблюдений, что и позволяет судить об особенностях климата данной территории. РАДИАЦИОННЫЕ ФАКТОРЫ Важнейшими радиационными факторами являются сол­ нечное тепло и продолжительность дня. В целом Казахстан характеризуется сравнительно равно­ мерным распределением дневных и ночных часов, что можно видеть из табл. 1, в которой приводятся суммы светлых днев-. ных часов для времени года наиболее интенсивной работы в поле ( III — X ) . Таблица 1 Сумма светлых дневны х часов северная 1- ■V М есяцы IX | X Ш ' V V I V II V III 416 53° 365 410 488 503 506 455 380 328 50° 365 403 486 490 446 378 333 45° 367 398 475 463 471 444 376 340 4 1 °.5 367 458 452 459 427 374 343 448 141

Солнечное тепло. Солнечное тепло, основная движущая сила, от которой зависит интенсивность громадного большин­ ства природных процессов на земной поверхности, в условиях Казахстана с успехом может быть использовано как источ­ ник энергии для хозяйственных целей, по крайней мере в теплое полугодие, когда количество его велико. О количестве солнечного тепла на равнинах Казахстана с достаточной сте­ пенью приближения можно судить по средним данным, при­ веденным в табл. 2. Таблица 2 Среднее количество солнечного тепла (в калориях), воспринимае­ мого земной поверхностью н атмосферой (за вычетом отраженной радиации), в среднем за сутки на 1 см2 горизонтальной поверхности 1 Ш ирота М есяцы с 'верная I IV V j V II j V III IX ! X X I X II \"1 h 60° 80 153 263 376 444 498 464 381 273 157 84 53 40° 153 228 326 426 504 532 522 481 382 259 169 130 I Для юго-востока Казахстана, в предгорьях, режим сол­ нечного тепла может быть уточнен по наблюдениям Алма- атинской геофизической обсерватории ( А Г О ) , расположенной на высоте 850 м над уровнем океана. Укаж ем здесь лишь на то, что величина суммарной радиации, слагающейся из ра­ диации прямых солнечных лучей и радиации рассеянных лу­ чей, в этих районах Казахстана достаточно велика даже в зимние месяцы, несколько превышая 4000 кал/см2 в месяц. Суммарная радиация в летние месяцы больше этой величины в 4 раза. Значение составляющих суммарную радиацию пря­ мой и рассеянной радиации различно в холодную и теплую половины года. Так, зимой величина рассеянной радиации составляет 50—60% от суммарной радиации, летом же ее относительное значение падает до 20—30% . Таким образом, роль рассеянной радиации относительно велика зимой и мала летом; значение ж е прямой радиации, наоборот, осо­ бенно велико летом. В табл. 2 мы привели средние (за сутки) количества сол­ нечного тепла. В отдельные дни количества солнечного тепла могут значительно отличаться от средней величины. Укажем здесь, что для юга Казахстана максимальные значения сум­ марной радиации в летние месяцы несколько превышают 142

700 кал/см2 за сутки, а в зимние месяцы составляют около 200—300 кал/см2 за сутки. В дни со сплошным облачным покровом суточное количество рассеянной радиации (в дан­ ном случае и суммарной радиации) нередко составляет лишь около 100— 200 кал/см2 в летнее полугодие и меньше 100 кал/см2 зимой. Данные табл. 2 показывают, как это отмечает А . А . Гри­ горьев, что на широтах крайнего юга Казахстана в течение четырех месяцев, с мая по август, величина воспринимаемой солнечной энергии не меньше, чем в тропиках (на 15° с. ш.) за тот ж е период; в апреле и сентябре — не меньше, чем в тропиках в январе и декабре; в феврале и марте, октябре и ноябре — не меньше, чем в субтропиках (35° с. ш.) в зимние месяцы. В январе и декабре солнечной энергии получается хотя и гораздо меньше, но все ж е примерно столько же, сколько на 65° с. ш. в сентябре. На крайних северных широтах Казахстана солнечного тепла получается гораздо меньше, чем на юге. Однако в те­ чение трех месяцев (май — июль) солнечной энергии здесь получается не меньше, чем в тропиках (15° с. ш .), причем в июне количество ее близко к летнетропическому (июльскому), а в остальные два месяца — к зимнетропическому (январ­ скому) приходу. В апреле и августе солнечного тепла на 55° с. ш. лишь на 15% меньше, чем в тропиках в январе, а в марте и сентябре больше, чем в субтропиках (35° с. ш.) в январе. В остальные пять месяцев холодного полугодия сол­ нечного тепла уже гораздо меньше. Все это говорит о том, что большая часть Казахстана и особенно южные его области в течение пяти-семи месяцев в году имеют громадный приход солнечной энергии — в коли­ честве, совершенно достаточном для эксплоатации в тепло­ вых установках (пригодных для отопления бань, кухонь, пар­ ников, подогревания воды для технических целей и* т. п .). Приведенные выше характеристики режима солнечной ра­ диации для юго-востока Казахстана описаны так, как это проявляется по данным актинометрических наблюдений, т. е. по величине поглощения солнечного тепла зачерненными вос­ принимающими частями приборов. Действительное ж е коли­ чество солнечного тепла, поглощаемое различными подсти­ лающими поверхностями, будет несколько меньше вследствие «альбедо», т. е. отражения этими поверхностями части лучей в мировое пространство. Сравнительно однообразные условия подстилающей по­ верхности и, следовательно, альбедо на территории К азах­ стана встречаются лишь в зимнее время, когда наиболее 143

широко распространенной подстилающей поверхностью яв­ ляется снежный покров. Снежный покров на очень большом пространстве имеет одновременно примерно одинаковую характеристику отража­ тельной способности. Сама же величина отражения солнеч­ ной радиации от поверхности снега со временем меняется в значительных пределах: от 80—90% для свежевыпавшего снега, до 50—70% для талого. Таким образом, при морозной погоде поверхность свежевыпавшего снега отражает большую часть солнечной энергии. Следовательно, в этих условиях приход лучистой энергии от солнца практически исключен. В самом деле, если вспомнить, что средняя суточная вели­ чина суммарной радиации даже на юге района в зимние ме­ сяцы составляет 150—200 кал/см2, то легко подсчитать, сколько лучистой энергии поглощается снежным покровом в среднем за сутки. Э та величина, если даже принять отраже­ ние от снежного покрова в 80%, составит лишь 30—40 кал/см2. Н о так как излучение превышает эту вели­ чину, то, следовательно, в условиях устойчивой морозной погоды при наличии снежного покрова мы должны считаться с обострением процесса выхолаживания из-за большой вели­ чины альбедо с поверхности свежевыпавшего снега. Иная картина наблюдается при процессе формирования погод с адвективной оттепелью.1 Отражение от талой по­ верхности снега заметно уменьшается — до 50—70%. При этом величина поглощенной снежным покровом суммарной радиации может повыситься до 50— 100 кал/см2, что, конеч­ но, должно повести к уменьшению общей потери тепла за сутки с единицы поверхности. Однако мы снова должны обратить внимание на то, что как бы и в каком направлении ни изменялась величина от­ ражения от снежного покрова, эти изменения будут одновре­ менно наблюдаться на очень больших пространствах. По­ этому мы можем считать поверхность снежного покрова почти однородной по своим радиационным свойствам на фоне од­ ного и того ж е метеорологического процесса. Именно этим объясняется и сравнительная термическая однородность при­ земных слоев воздуха в зимний период на всей территории Казахстана. В теплое полугодие картина резко меняется. Подстилаю­ щая поверхность в пределах всего Казахстана, представлен­ ная поверхностями, значительно отличающимися друг от 1 Адвективной называют оттепель, вызванную приходом на данную территорию теплой воздушной массы. 144

друга но величине отражения солнечной энергии (например, песок белый — 40% , песок серый — 25%, трава сухая — 20%, рисовое и о л е — 12%, водная поверхность— 10% и т. д .) , а также по тепловым свойствам (теплоемкость и теплопровод­ ность), обусловливает многообразие теплового режима в при­ земном слое воздуха на отдельных участках. Это в свою оче­ редь приводит к развитию других весьма важных явлений, распространенных на территории Казахстана. С этим связано сильное развитие днем тепловой конвек­ ции в ниж них слоях атмосферы, приводящей к увеличению турбулентности воздушного потока. Явление это хорошо из­ вестно всем, кто летал но трассам Казахстана в дневное время летнего полугодия. Оно проявляется в интенсивной «болтанке» самолета, которая излишне утомляет пилота и пассажиров и преждевременно изнашивает материальную часть. Зрительно явление тепловой конвекции наблюдается в виде мерцания воздушных струй; днем воздух, особенно над пустынями и степями, как бы дрожит. Та же тепловая неод­ нородность нижних слоев атмосферы является причиной не­ редких в пустынных районах Казахстана вихрей и пыльных смерчей. Так как при тепловой конвекции оказывается весьма значительной и оптическая неоднородность нижних слоев атмосферы, в степях и пустынях Казахстана широко распро­ странено явление миража. М иражи нередко затрудняют ори­ ентирование на равнинах. Они часто наблюдаются в районах, тяготеющих к железнодорожным магистралям на участках Челкар — Арысь и Алма-Ата — Семипалатинск, и представ­ ляют иногда изумительное зрелище. Тепловой неоднородностью отдельных небольших райо­ нов объясняется и хорошее развитие летом бризовой цирку­ ляции, наблюдающейся иногда и в береговых зонах больших озер. Говоря о радиационном режиме Казахстана, нельзя упу­ скать из вида его изменений, связанных с условиями рель­ ефа. Так, необходимо помнить, что в горных районах К азах­ стана мы встретимся с весьма резкими различиями радиаци­ онного режима на склонах различного направления. Х ар ак ­ тер этих различий, конечно, нс всегда будет совпадать с широко распространенным (но не вполне правильным) пред­ ставлением о том, что южные склоны обычно получают наибольшее количество солнечной радиации. В широтах Казахстана в середине лета при наклоне до 15° склоны всех направлений получают примерно одинаковое количество сол­ нечного тепла. Лишь осенью, весной и особенно зимой разли­ чия в количестве получаемой солнечной радиации м еж ду се­ верными и южными склонами становятся наиболее заметными, Казахстан 145

с увеличением н пользу южных склонов. С увеличением уклона свыше 30° склоны, обращенные к югу, получают летом меньшее количество солнечной радиации за сутки, чем склоны с меньшим уклоном. Это объясняется тем, что суточ­ ная траектория солнца в летние месяцы уходит утром далеко на северо-восток, а вечером на северо-запад и поэтому солн­ це в это время освещает южные склоны тем меньше, чем больше их уклон. Вследствие уменьшения продолжительности облучения солнцем склонов южных экспозиций при больших углах наклона уменьшается и суточная величина солнечной радиации на единицу поверхности склона. Таким образом, при больших уклонах (свыше 30°) мы должны помнить о проигрыше в суммах солнечного тепла для южных склонов летом. Вместе с тем мы еще раз под­ черкиваем, что летом различие в инсоляционном режиме раз­ личных склонов вообще незначительно. Следовательно, если летом и встречаются различия в общем характере погоды, формирующейся на различных склонах гор Казахстана, то мы имеем основание не придавать решающего значения «особому» режиму солнечной радиации как наиболее суще­ ственному фактору, определяющему такое различие. Но влия­ ние этого различия на тепловой режим приземного слоя, слоя развития низкорослой растительности, может оказаться весьма существенным. Иные условия наблюдаются в зимнее полугодие. С уве­ личением уклона южные склоны оказываются в лучших усло­ виях облучения их солнцем и соответственно этому получают большее количество солнечного тепла. В то же время север­ ные склоны с увеличением уклона оказываются в худших условиях облучения, и суточные количества солнечного тепла для этих склонов бывают заметно меньшими. Склоны же собственно северной экспозиции при уклоне в 30° с ноября по март вообще не получают прямой солнечной радиации. При уклоне в 45° северные склоны не получают прямой сол­ нечной радиации с середины сентября до конца марта. Особенного внимания такое различие в условиях режима солнечного тепла заслуживает при анализе условий солнеч­ ной радиации на невысоких уровнях осенью и весной при отсутствии снежного покрова. В этих условиях отмеченное различие в количестве солнечного тепла может проявиться наиболее заметным образом и привести к резко различному тепловому режиму не только облучаемой поверхности, но и приземного слоя воздуха. Именно в этих условиях, когда земля еще не покрыта снежным покровом, и вероятны суще­ ственные различия в тепловом режиме как поверхности поч­ вы, так и приземного слоя воздуха на различных склонах. 146

На высоких ж е уровнях и при снежном покрове эти различия имеют меньш ее значение. Различие в количестве солнечного тепла, получаемого склонами различных экспозиций, свойственно не только типич­ ным горным районам Казахстана, но и районам мелкосопоч ника, а т а к ж е барханным пескам. Вообще говоря, как бы ни была м ала высота выпуклых форм рельефа, количественная характеристика различий в сум м ах солнечного тепла на еди­ ницу поверхности склонов разных экспозиций остается той же, что и для высоких гор. О днако благодаря небольшой высоте это различие, хотя оно и представляется существен­ ным для развития и усиления тепловой конвекции над райо­ нами барханны х песков и мелкосопочника, все ж е не может иметь микроклиматического значения. То ж е можно сказать о любых небольших неровностях подстилающей поверхности, особенно если большая ось этих неровностей ориентирована с запада на восток. Отмеченные особенности радиационного режима различ­ ных склонов проявляются лишь днем, но никак не ночью. В ночное время интенсивность эффективного излучения 1 с однородной поверхности совершенно одинакова на различных склонах. Количественную характеристику другой, расходной части радиационного' баланса,2 а такж е величины самого баланса для К азахстана мы можем дать лишь в самых общих чер­ тах, воспользовавшись для этого расчетами Симпсона для широтных полос в целом, приведенными в работе III. Морена (Ch. M au ra in, 1937). Так, если мы рассмотрим данные но лучистому балансу для зон 60— 50° и 50—40° с. ш ., мы будем иметь следующие величины (табл. 3 ). Данные табл. 3 не оставляют сомнения в том, что в~пре­ делах всего Казахстана приходится считаться с преоблада­ нием излучения над инсоляцией. В самом деле, д аж е зона 50—40° с. ш. имеет отрицательный лучистый баланс в период с сентября по март (включительно), и лишь с апреля по ав-густ лучистый баланс оказывается положительным. 3 К тому ж е выводу о преобладании процесса излучения над инсоляцией © -пределах большей части Казахстана можно 1 Эффективное излучение — разность между излучением земли и встречным излучением атмосферы. 2 Радиационный баланс — поглощаемая земной поверхностью и ат­ мосферой приходящая радиация минус длинноволновое излучение земной поверхности -и атмосферы. J Здесь полезно -указать, что приводимые данные радиационного ба­ ланса относятся к системе земля — атмосфера в целом. Нейтральный радиационный баланс у поверхности зомли будет севернее зоны нейтраль­ ного радиационного баланса всей этмосфе-ры в целом. 10* 147

Характеристика б а л а н са лучистой энергии Месяцы и 1 Компоненты радиационного баланса 1(сЗ. ошн.)а^--V.\\ 1 III Сумма солнечной радиации S, воспринимаемая землей и атмо­ сферой ...................................................... / 60-50° 80 153 263 \\ 50 -40° 153 228 326 Сумма радиации R излучения \\ 60-50° 363 364 373 земли и атмосферы......................... \\ 50-40° 372 373 380 283 -211 - Н О Разности радиации S — R . .. . \\ 60-50° 219 -145 - 54 \\ 50—40° 1 притти, воспользовавшись расчетами солярных температур, выполненных Миланковичем (1939). Средние головые соляр­ ные температуры были им вычислены в предположении неподвижности атмосферы, расположенной над горизонталь­ ной и вполне однородной поверхностью земли. Для такой неподвижной атмосферы были приняты некоторые средние условия поглощения и отражения солнечной радиации, т. е. были приняты средние условия влажности и облачности, и, кроме того, было положено, что обмен тепла между земной поверхностью и воздухом происходит только посредством излучения. Такие теоретически рассчитанные среднегодовые солярные температуры воздуха для 40° и 50° с. ш. оказались соответственно равными 13.7 и 2.6°. Солярные температуры зависят лишь от чисто радиационных факторов. Следова­ тельно, то или иное отклонение действительных температур от солярных будет указывать направление влияния на термический режим района других географических факторов, как то: неравномерности распределения суши и воды, оро­ графических условий и циркуляционных процессов в атмо­ сфере и гидросфере. Не бесполезно указать, что южные гра­ ницы Казахстана леж ат на широте, близкой к 41°. А для этой широты вычисленная солярная температура, как отме­ чает Миланкович, равна наблюденной, приведенной к сред­ нему распределению суши. Таким образом, большая часть территории Казахстана лежит севернее линии лучистого равновесия, и мы действительно должны ожидать в общем преобладания процессов излучения над инсоляцией. И если картина теплового режима Казахстана все же оказывается несколько иной, то мы должны искать причину во влиянии 148

зон 60 - 30° и С О - 40“ см (за сутки в кал/см2) Таблица 3 ! VI VII V III IX X XI XII V \"1 376 444 498 464 381 273 157 84 59 426 504 532 522 481 382 259 159 130 382 389 397 412 389 399 409 416 402 392 380 372 367 423 412 396 383 374 -6 + 55 + 101 + 62 + 37 + 105 + 123 + 106 — 21 -1 1 9 - 223 -2 8 8 308 ! + 58 - 30 137 - 2 1 4 — 244 других явлений и процессов и в первую очередь в циркуля­ ции атмосферы. ЦИРКУЛЯЦИОННЫ Е ФАКТОРЫ Роль атмосферной циркуляции в формировании местных погод, а следовательно, и климата - столь велика, что трудно переоценить ее значение, особенно в условиях хорошо выра- женного переноса воздушных масс. В случае ясно выраженного переноса (адвекции) воздуш­ ных м асс по горизонтальным направлениям местные геогра­ фические условия в равнинных областях начинают играть до некоторой степени второстепенную роль. В этих условиях общий облик погоды над всей равнинной территорией, ока­ завшейся в зоне влияния адвекции, в большей степени будет определяться тепловыми свойствами и плагосодержанием воздушной массы и типом циркуляции. В таких случаях можно ожидать, что один и тот ж е тип местной погоды одно­ временно будет отмечаться на большой территории, тем са­ мым как бы стирая различия, могущие возникнуть из-за осо­ бенностей в деталях географической обстановки. В периоды же штилевых состояний или в периоды весьма слабой адвекции значение таких, порой узко местных геогра­ фических факторов (особенностей местоположения) резко возрастает. В этих случаях можно ожидать значительного различия в характеристиках типов местной погоды, если не по всему комплексу метеорологических элементов и явлений, то хотя бы по условиям температурного режима, влажно­ сти и др. 149