Академия Наук СССР-Қазақстан

достигающие 5000 м и более. Северны й центральный хребет образует д угу, обращенную выпуклостью на юг. В своей восточной части он достигает наибольшей высоты и богат ледниками. В западном направлении высоты постепен­ но понижаются, и хребет пологими дугам и уходит далеко на северо-запад, посылая отроги в глубь Прибалхащской рав­ нины. Южный склон хребта короток и крут. Н а северном скло­ не выделяется несколько параллельных плосковершинных Фиг. 5. Межгорное понижение северного склона Джунгарского Ала-Тау, в котором расположены селения. хребтов, разделенных более или менее обширными продоль­ ными впадинами (фиг. 5 ). Эти хребты и впадины северного склона образуют в совокупности систему, ступенчато пони­ жающуюся к северу. Вместе с тем. вся эта система посте­ пенно понижается к западу. Обрамленные расходящимися дугами хребтов впадины постепенно расширяются к западу и открываются к Прнбялхашской равнине. •* Орографическое строение Южного центрального массива Джунгарского А л а -Т а у далеко нс однородно. В восточной ч а­ сти, к востоку от р. Усека, горы понижаются к Илийской равнине широкими ступенями. Наиболее высокая часть в пре-‘ 50

делах альпийского пояса имеет здесь сравнительно сглажен­ ный рельеф. И только в горах Токсанбай и в массиве Кок- Жота альпийский рельеф приобретает резкие контуры и глубокое расчленение. Холмистые, нередко образующие вытя­ нутые гряды, предгорья достигают в этой части южного склона Джунгарского Лла-Тау абсолютной высоты 2000 м и рас­ членены многочисленными речными долинами и оврагами. К западу от долины Усека продольные долины разде­ ляют южный массив Джунгарского Ала-Тау на систему Фиг. 6. Дробно и резко расчлененный рельеф южного склона Алтын-Эмельского хребта. параллельных хребтов, образующих далее три дуги, веером расходящиеся к западу; дуги разделяются обширными впа* динами, расширяющимися в том ж е направлении. Кугалин- ская впадина отделяет северную дугу южного склона от Алтын-Эмельского хребта. Последний обращен выпуклостью на северо-запад и ограничен на юге обширной Конур-Улен- ской впадиной, понижающейся и открывающейся к югу, где она сливается с Илийской впадиной. Превышая 3200 м в се­ верной части, Алтын-Эмельский хребет постепенно понижает­ ся к юго-западу. Только в расчлененном массиве Матай он до­ стигает 2882 м (фиг. 6). Склоны хребта круто поднимаются

над окаймляющей его наклонной подгорной равниной. Венчающая его в северной части плоско-волнистая поверхность представляет резкий контраст с . крутыми скалистыми склонами. . Конур-Уленская впадина ограничена с ю га самой южной дугой Джунгарского А ла-Тау, представленной горами До- лан-Тау, Кату-Тау, Лк- Гау и, наконец, возвышающимися над р. Или массивами Кши-Калкан и Улькун-Калкан. Все эти массивы характеризуются незначительными высотами (не пре-, вышающими 1500 м ), резкой расчлененностью и скалистостью. Западный склон Джунгарского А л а -Т а у представляет со­ бой несколько веерообразно расходящихся ннзкогорных мас­ сивов, постепенно понижающихся к зап ад у . Между ними глубокими лопастями вдаются увалистые и равнинные терри­ тории. Среди последних необходимо отметить Талды-Курган­ скую впадину, обильно орошенную водами рек системы Каратала и представляющую один из наиболее цветущих оазисов предгорий Джунгарского А л а-Т ау. Древнейшими породами Джунгарского Ала-Тау являются гнейсы, гранито-гнейсы, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы, доломитизированные известняки, широко распро­ страненные в центральных водораздельных хребтах этой гор­ ной системы и почти не встречающиеся в периферической ее зоне. Эти древнейшие породы, выходящие в ядрах крупных антиклинориев, всегда интенсивно дислоцированы. Широко распространены в Джунгарском А ла-Т ау отложения верхнего силура и девона, представленные песчанико-сланцевыми и сланцево-известняковыми породами. П ервы е широко развиты в северной части Джунгарского А л а-Т ау, протягиваясь не­ прерывной широкой полосой от западных предгорий до во­ сточной оконечности горного массива; вторые распростране­ ны главным образом в южной части горной системы. Поро­ ды этой формации повсеместно прорваны гранитами, зани­ мающими значительные площади междуречий. Отложения карбона и перми, представленные на 70% эффузивами и лишь на 30% осадочными породами (песчаниками, сланца­ ми, известняками и конгломератами), широко развиты в пе­ риферических частях Джунгарского А л а -Т а у . В горах Ичке- Ульмес, Алтын-Эмель и др. эффузивно-осадочная толща со-^ брана в пологие складки, антиклинали которых совпадают с водоразделами хребтов, а синклинали — с межгорными впадинами. Мезозойские отложения известны в настоящее время лишь в восточных частях Джунгарского А л а-Т ау — в погра­ ничной Джунгарии и других местах. Третичные отложения, шире всего развитые на южном склоне Джунгарского Алз- 52

Тау (в полосе предгорий, примыкающей- к Илийской впади­ не), представлены в нижних своих частях' красноцветными глинами, а в верхних частях — грубообломочными отложе­ ниями. Геолого-орографическое строение Джунгарского. А ла-Т ау определяет общий план гидрографической сети этой горной системы. Текущ ие на север реки, вступая в продольные впа* дины, поворачивают здесь под прямым углом и направляют­ ся вдоль впадины. Ниже они снова делают крутой поворот и в узких ущ ельях пересекают гряды, обрамляющие продоль­ ные впадины с севера. Таковы реки Л епса, Саркан, Биён. В пределах одного из своих верхних отрезков протекает по продольной долине р. Восточный Тентек. Местами продоль­ ные ложбины используются притоками рек, как, например, правым притоком А к-Су — р. Теректы. Более прямолинейное направление имеют долины рек южного склона — Хоргоса, Чижина и Тышкана; лишь р. Бо- рохудзир в своих верховьях течет по продольной долине, выйдя из которой, круто поворачивает на юг. Наибольшей сложностью строения отличается долина р. Кок-Су. Протекая в верховьях по широкой продольной деп­ рессии, разделяющей системы северного и южного хребтов Джунгарского А ла-Т ау, р. Кок-Су ниже неоднократно изме­ няет характер своего течения, местами пролагая путь в узких эрозионных ущельях, местами расширяясь и образуя серии террас в пределах котловин (фиг. 7). Крупной водной артерией Прибалхашья, орошающей обширные площади наиболее населенных западных предго­ рий Джунгарского Ала-Тау, является р. Каратал. Она полу­ чает свое название после слияния трех рек Коры,. Ч-иже и Текели, берущих начало в центральных массивах Д ж у н гар ­ ского А ла-Тау. Сливаясь в пределах Талды-Курганской де­ прессии с мощным потоком р. К о к -С у, Каратал в широкой долине пересекает пустынные равнины Прибалхашья и впа­ дает в восточную часть оз. Балхаш . Характернейшей чертой рельефа Джунгарского А л а -Т а у является широкое развитие выровненного полого-волнистого рельефа. М естами выровненные поверхности образуют как бы широкое подножие для поднимающихся над ними массивов альпийского рельефа и вдаются в пределы последнего в виде широких лопастей. Местами альпийский рельеф бывает увен­ чан выровненными участка.ми, которые, постепенно пони­ жаясь, образуют ряд переходов к выровненным поверхностям подножия гор. В периферических частях выровненные по­ верхности часто расчленены глубокими эрозионными вреза­ ми. Выровненные пространства центральной горной страны 53

окружены почти сплошным кольцом глубокорасчлененного, крутосклонного горного рельефа (фиг. 8 ). Последний обра­ зует полосу различной ширины— от 8 до 50 км. Нижняя гра­ ница пояса крутосклонного рельефа леж и т обычно на абсо­ лютной высоте 1500— 1700 м; верхней его границей обычно являются высоты 3000— 3200 м. Особенно глубокими языками крутосклонный рельеф заходит в область центральной горной Ф иг. 7 , Троговый участок долины р. Кок-Су. С л ев а видна выровненная поверхность. страны по бассейнам рек Бескана, Лепсы и Тентека на север­ ном склоне и Усека и Хоргоса на ю ж н ом , примыкая здесь непосредственно к области альпийского рельефа. Только там, где окраина пояса крутосклонного рельефа следует тектонической линии, горы крутым уступом спуска­ ются к подгорной равнине. Обычно ж е они, постепенно сни­ ж аясь, переходят в иизкогорные массивы или сопровождают­ ся по периферии серией вытянутых продольных впадин, осо­ бенно характерных для северного склона Джунгарского Ала-Тау. К западу от Д ж унгарского А ла-Тау расположена обшир­ ная впадина Ю жного Прибалхашья. Поверхность ес пред­ ставляет собой аккумулятивную равнину, слабо покатую к 54

оз. Балхаш; высотные отметки равнины варьируют от 400 до 500 м. Центральная часть равнины — обширная область раз­ вития песков; се большая, северо-западная часть носит общее название песков Са|ры-Ишик-Отрау. Здесь господ­ ствует ландшафт грядовых песков, покрытых разреженными зарослями саксаула; широко развиты котловины выдувании, Фиг. 8. Глубоко расчлененный крутосклонный рельеф в бассейне р. Коры врезанной в высоко поднятую выровненную поверхность. днища которых заняты такырами. Н а северо-западе этот ландшафт сменяется однообразными пространствами разре­ женных грядовых песков, пересеченных сухими руслами древ­ них протоков Или. Восточнее последнего из этих сухих ру­ сел (так называемых баканасов) ландшафт резко меняется: начинается область барханов, достигающих наибольшего раз­ вития в совершенно безлюдном урочище БжьТаз. Область барханов сменяется голой песчаной равниной, покрытой вет­ ровой рябью и напоминающей поверхность моря, волнуемого легким бризом. Восточная часть песчаной пустыни пересе­ чена узкоИ лентой оазиса — долиной р. Каратал с ее терра­ сами, покрытыми лугами и прямоугольниками пашен, с ее густыми зарослями камышей, окаймляющими речное, русло. 55

Юго-западная окраина Прйбалхашской впадины пересекает­ ся долиной Или. З а 70— 75 км до впадения реки в оз. Бал­ хаш начинается обширная дельта Или, включающая множе­ ство протоков, стариц, слепых заводей и густо заросшая камышами. К Б алхаш у примыкает прибрежная солончаковая равнина с редкими песчаными буграми/ переходящая далее в такырообразную равнину с песчаными грядами. Сухие рус­ ла — баканасы, пересекающие эту равнину и сопровождаю­ щиеся речными террасам и, являются древними дельтовыми протоками Или. О т этих русел, в настоящее время частично занесенных песками, отходит система древних оросительных каналов. В низовьях двух одноименных баканасов (Чит-Ба- канас) весною ненадолго возникают ручьи, питающиеся веш­ ними и грунтовыми водами. Центральная часть равнины не имеет постоянных водотоков. Восточная часть обширной Б алхаш -Ал акулье кой впадины отделяет систему Джунгарского А ла-Т ау от Тарбагатая. Склоны гор на значительном протяжении обрываются к дни­ щ у впадины высокой стеной, рассеченной ущельями и каньо­ нами. Последние при выходе из гор переходят в глубокие лога, врезанные в древние конусы выноса, окаймляющие бор­ та впадины. Днище впадины, расположенное в пределах 600— 340 м абс. высоты, представляет равнину, ширина кото­ рой достигает на западе 320 км. Поверхность покрыта суглинками и песками (грядовыми, кучевыми, барханными). В пределах впадины из-под покрова ры хлы х четвертичных отложений выступают небольшие гор­ ные группы и изолированные возвышенности (относитель­ ные высоты от 30 до 300 м), сложенные палеозойскими по­ родами. Посредине впадины протягивается в северо-западном направлении цепь бессточных солоноватоводных озер: Д ж е- ланаш , Кши-Алакуль, Ала-К уль, Уялы и Сасы к-К уль. По бе­ регам крупных озер развиты обширные полосы дюн. П о всей территории впадины разбросаны временные озер а, превращаю­ щиеся к концу лета в солончаки и шоры. Реки в пределах равнинных пространств впадины текут в плоских песчаных и глинистых берегах, поросших камышом и тальником, и обра­ зуют местами широкие разливы. Часть рек доносит свои воды до оз. Балхаш (реки А я гу з, Лепса, А к -С у ) или д о других озер центральной части в-падины; часть рек теряется в разливах. Балхаш-Алакульская впадина соединяется горным прохо­ дом (Джунгарские ворота) с Эбинорской впадиной, располо­ женной в пределах Китая. Саур, Тарбагатай, Зайсанская впадина. Окаймленные об­ ширными межгорными впадинами — Зайсанской на севере и Алакульской на ю го-западе, протянулись в широтном направ- 56

лении хребты С аур , с горной группой М устау, и Тарбагатай. Их разделяет впадина, носящая название Чиликтинской долины. ’ • Горами М устау называется восточная, самая высокая часть Саура. В пределы С С С Р входит лишь северный склон западной части гор, поднимающийся на востоке до 3600— 3800 м. Рельеф центральной части Мустау характеризуется сравнительно слабым расчленением; вершины гор плоские, иногда куполообразные, редко — зубчатые. Вершины хребта поднимаются над снеговой линией всего на 250—350 м. В циркообразных расширениях верховьев речных долин ле­ жат небольшие ледники. К западу вершинная поверхность хребта понижается и становится плоской; к ней, собственно, и относится название «саур». Северные склоны Саура и М у­ стау сильно расчленены многочисленными речными долина^ ми. На крайнем востоке, по границе С С С Р и Китая, проте­ кает р. Улькун-Уласты; реки, протекающие западнее, принад­ лежат системе Кендерлыка. В пределах обширной, широтно вытянутой межгорной впадины Ак-Кезень, ограниченной на севере хребтом Сайкан, все эти реки сливаются в единый мощный поток Кендерлыка, который, прорвавшись в узком ущелье сквозь западную оконечность Сайкана, выходит в пределы Зайсанской впадины, где впадает в оз. Зайсан. В систему Саура входит, в качестве самостоятельной оро­ графической единицы, хребет Манрак, представляющий низко­ горный массив, вытянутый в северо-западном направлении на 60 км. Средние высоты хребта в водораздельной части — 1400— 1500 м; наиболее высокие вершины достигают 1800— 2050 м. Н ад окаймляющей его с юга Чиликтинской долиной хребет поднимается на 300—500 м. Южные склоны его ко­ ротки; поверхность их имеет облик мелкосопочника. Север­ ные склоны хребта — к Зайсанской впадине — значительно длиннее и очень сильно расчленены эрозионными долинами, образующими сложный лабиринт узких глубоких каньонов. Все речки, стекающие с северных склонов Манрака, теряют­ ся по выходе на равнину. По южной окраине Чиликтинской долины тянутся низкие горы Салмас-Джильтау, соединяю­ щие южные отроги Саура с Тарбагатаем. Хребет Тарбагатай, подобно Сауру, имеет общее широт­ ное направление. Это — монолитный хребет длиной в 250 км и средней высотой в 2000—2100 м. Высшая точка его до­ стигает 3134 м. Ледников и вечных снегов в Тарбагатае нет. Вершинная поверхность хребта представлена выровненными, плоскими, или слаборасчлененными участками. Многочисленные реки северного склона Тарбагатай, те­ кущие часто в узких ущельях, не доносят своих вод до 57

03. Зайсан, иссякая по выходе на равнину. В пределах юж­ ного склона Тарбагатая речная сеть очень густа; но из всех многочисленных рек только Урджар и Хаты н-Су достигают оз. Ала-Куль. 11а северо-востоке в озеро впадает р. Эмиль, берущ ая начало на южном склоне зарубеж ной части Тарба­ гатая. С а у р и Тарбагатай сложены преимущественно верхнепа­ леозойскими породами — метаморфическими и глинистыми сланцами, кремнистыми песчаниками, известняками и конгло­ мератами. Наряду с осадочными породами здесь широко рас^ пространены эффузивы. Северный С аур с М анраком и отча­ сти Сайкан сложены в основном порфирами и порфиритами. Господствующими породами центральной части Тарбагатая являются глинистые сланцы, кварцитово-туфогенные толщи, кремнистые сланцы, песчаники и конгломераты, чередующие­ ся с массивами порфиритов. Н а южном склоне Тарбагатая широко развиты известняки; отпрепарированные селективной эрозией, они выступают в виде белых штоков среди буро-зе­ леных вулканогенных и обломочных толщ. Интрузивные по­ роды в Сауре не имеют широкого распространения. Граниты слагают здесь центральную часть хребта Сайкан и развиты в центральной части и на северном склоне хребта М анрак. В Гарбагатае граниты развиты шире. У северных подножий хребтов широко развиты грубые глинисто-железистые и крем­ нисто-глинистые песчаники, конгломераты, плотные глины с гипсом или с прослойками бурого угля, относящиеся к тре­ тичной системе. Ярусное строение горных возвышенностей системы Саур — Тарбагатай проявляется достаточно отчетливо. Восточная, сам ая высокая часть С а у р а , именно горная группа М устау, характеризуется плоскими или куполообразными вершинами. Если . мысленно восстановить первоначальную, нерасчленен- ную поверхность, то форма ее представит очень пологий ку­ пол или свод, верхнюю часть которого образую т выровнен­ ные поверхности М у ст ау . Лишь в наиболее высокой части всей горной системы развиты формы ледникового рельефа. Здесь верховья речных долин представляют чашеобразные расширения, замыкающиеся стенами цирков и каров. Н а дни­ щ ах этих расширений леж ат широкие, короткие ледники. Следующий ярус рельефа Саура — ярус крутосклонного рельефа. Плоские или слабоволнистые поверхности водораз­ дельных возвышенностей резко переходят в крутые, часто отвесные склоны ущелий. Для высоких частей Саура очень характерно сочетание выровненного рельефа с крутосклон­ ным глубоко расчлененным рельефом, в области развития которого амплитуды относительных высот достигают 1200__ 58

1300 м (особенно глубоки и крутосклонны ущелья рек Кы- зыл-Кия, Сы драма и др.). Ниже располагается ярус средне­ горного рельефа с мягкими контурами, широко развитый в Саурс. В Тарбагатае поверхности выравнивания сохранились лишь в центральной части хребта; к северу и к югу они по­ степенно переходят в среднегорный рельеф с мягкими конту­ рами. Ярус среднегорного рельефа Западного Тарбагатая отделен от области низкогорья ясно выраженным уступом высотой в 500— 1000 м. Подножие среднегорного централь­ ного массива Тарбагатая тянется почти прямолинейно, что наводит на мысль о глыбовом поднятии центральной части хребта. Периферические части системы Тарбагатай — Саур пред­ ставляют собой обширную область низких гор, среди которых широко развиты межгорные котловины. Последние являются местными областями аккумуляции обломочных масс, нередко уже начиная с мезозоя. Л андш аф­ ты низкогорий, чрезвычайно дробно расчлененных, прибли­ жаются часто по своему облику к типичному мелкосопочнику. Зайсанская впадина отделяет горную систему Саур — Тар­ багатай от системы Алтая. Самая низкая часть впадины за­ нята обширным водным бассейном — оз. Зайсан (площадь около 1800 км2) , расположенным на абсолютной высоте 382 м. Зайсанская впадина орошается Иртышом и реками, текущими с Алтая (Кальджир, Курчум и др.) и с Калбин- ского хребта (Кокпекты, Буконь). Многочисленные горные речки, вытекающие из Саура и Тарбагатая, не доходят до Иртыша и Зайсана; отчасти они разбираются на орошение, но главным образом просачиваются в рыхлые наносы у под­ ножия гор. Речки, вырываясь из гор, образуют у подножия последних мощные конусы выноса, характерный элемент ландшафта периферических частей впадины. Эти древнеал­ лювиальные отложения, прорезанные некоторыми речными долинами, покрыты местами толщей лёссов, постепенно вы­ клинивающейся в сторону равнины. Среди обширных равнин­ ных территорий Зайсанской впадины имеются участки, лишен­ ные дренажа, с небольшими бессточными котловинами, за­ нятыми солеными озерами, частично пересыхающими. Чертами пустынного ландшафта характеризуются также участки по левому берегу Иртыша (ниже устья р. Буконь), на юго- западном побережье оз. Зайсан, где развиты бугристые и барханные пески. Казахстанский Алтай. Территория Казахстанского Алтая включает три крупных, более или менее обособленных 59

орографических района, характеризующихся также своеобра­ зием физико-географических условий: 1) западные отроги Цен­ трального Алтая, 2) Ю ж ны й Алтай и 3) Калбинский хребет. Западные отроги Центрального А л тая занимают всю се­ веро-восточную часть Восточно-Казахстанской области. На крайнем северо-востоке сюда входят белки Тигерекские, Кор­ тонские и др., высоты которых не превышают 2300 м. Не­ сколько южнее протягивается хребет Х ол зун (2500—2600 м), Yt Фиг. 9. Долина р. Иргыш выше Усть-Каменогорска (фотохроника Т А С С ). западным продолжением которого являю тся Ивановские белки, достигающие 2600— 2800 м высоты. К западу эти ле­ систые хребты понижаются и постепенно переходят \"в приир- тышской части в мелкосоиочные волнистые равнины. Н а меж­ дуречье Ульбы и Бухтарм ы , выше Усть-Каменогорска, невы­ сокие зеленые гребни подступают вплотную к долине Ирты­ ша (фиг. 9). Продолжением этих низкогорных массивов на левом берегу Иртыша является Калбинский хребет, высоты которого не превышают 1650 м. Самые высокие горные массивы сосредоточены на край­ нем востоке Казахстанского Алтая. П о границе Казахстана и Ойротии тянутся Катунскис белки Центрального Алтая с высоким массивом Белухи (4620 м), покрытым вечными сне­ гами. К югу от Белухи протягиваются обширные высокие плоскогорья, соединяющие Центральный Алтай с Южным 60

Алтаем. В эти плоскогорья врезаны глубокие ущелья вер­ ховьев рек Бухта рмы и Берели. Южный Алтай представляет широтно вытянутую горную систему, включающую несколько хребтов, плоскогорий и межгорных впадин. Отделяясь от мощного горного узла Та- бын-Богдо-Ула, Южный Алтай принимает общее западное направление. В восточной части Южный Алтай поднимается до 3500 м, а отдельные вершины достигают 3790 м. Западнее истоков р. Кара-Кабы Южный Алтай делится на две ветви: северную, к которой относятся хребты Тарбагатай (2200— 2600 м), Сарымсакты (3400 м), Нарымский, и южную, со­ ставляющуюся из хребта Сар-Тарбагатай .(2700—2800 м ), гор Джеты-Кизень, Курчумских и нескольких хребтов, явля­ ющихся их западным продолжением. Менее отчетливо наме­ чается третья. цепь, ограничивающая с юго-востока и юга озерную котловину Маркаколь. Северная цепь, протяжением около 230 км, оканчивается на западе у долины Иртыша. Она круто обрывается на се­ вер, к системе межгорных впадин, занятых прежде древней долиной, а в настоящее время освоенных долинами рек Бух- тармы, Сарымсакты и Нарьша. Вторая цепь, отделенная от северной цепи межгорной котловиной верхней Кара-Кабы, долиной Тазтекели (приток Кара-Кабы) и продольной доли­ ной р. Курчума, также располагающихся вдоль древней реч­ ной системы, простирается на 200—210 км и оканчивается низкими мелкосопочными массивами в пределах Зайсанской впадины, не достигая долины Иртыша. С юга эта цепь огра­ ничена впадинами Кара-Кабинской и ДжамаН-Кабинской, котловиной оз. Маркаколь и верхней частью долины р. Каль- джира, также вытянутой вдоль древней долины. Границей третьей цепи на юге является ряд небольших котловин; на значительном протяжении эта цепь спускается резким усту­ пом к Зайсанской впадине. В строении Казахстанского Алтая и Калбинского хребта важную роль играют отложения верхнего палеозоя, представ­ ленные глинистыми и- кремнистыми сланцами, песчаниками, эффузивами, туфами и туффитами.. В восточной части широ­ кое развитие получает метаморфическая толща нижнего п а­ леозоя, хлоритизированные и эпидотизированные глинистые сланцы, песчаники и туфы. Значительные площади по право­ бережью Иртыша (западная часть Южного Алтая, бассейны Малой и Большой Ульбы), а также и по левобережью этой реки (северный склон Калбинского хребта) занимают грани­ ты. К выходам гранитов приурочены высшие точки Калбин­ ского хребта. $1.

Ещ е самые первые исследователи А л тая отмечали широ­ кое развитие здесь высоких плато. У ж е в 1830 г. было из-, вестно, что наиболее поднятые части А л тая представляют собой сравнительно плоские пространства с мягкими скло­ нами. В работе Щ уровского (1846) встречаем: «...повсюду на вершинах гор обширный пейзаж п лато...» В своих много­ численных работах по Алтаю В . В . Сапож ников описывает высокие альпийские плато Центрального и Ю жного Алтая, над которыми поднимаются центральные массивы белков. Таковы Катунские Альпы , Коргонский, Теректинский и дру­ гие хребты. Такой ж е характер имеет обш ирное плоскогорье У кок в Южном Алтае (2175—2300 м абс. высоты), над кото­ рым господствуют гребни и пики, достигающие в восточной части, в горах Сары мсакты , 3400—3500 м высоты. Особенно яркую характеристику рельефа Алтая дает В . А. Обручев (1915): «Он представляет скорее древнее плато, высокое пло­ скогорье... Более сохранившиеся остатки высокого плоско­ горья представляют нагорные равнины со слабо врезанными долинами, с озерами, болотами, каменными россыпями, гря­ дами скал... Над этими нагорными равнинами поднимаются или плоские куполообразные вершины, едва превышающие линию постоянного снега, или же стремятся ввысь группы и цепи острых скалистых гребней и пиков, поднимающихся д о 4000—4500 м и являющихся центрами современного оле­ денения...». В своей сводной работе по А л таю Грано (1917) подчеркивает, что почти треть поверхности всей горной стра­ ны составляют «остаточные пенеплены». Н а д ними возвы­ шаются альпийские гребни, а по периферии они сменяются средневысотными горами, занимающими о к о л о половины пло­ щади всей горной страны. Выровненный рельеф на Алтае развит в виде отдельных участков, расположенных на различных абсолютных высотах; абсолютная высота этих участков увеличивается в направле­ нии к осевым зонам горных поднятий. Н аклонн ы е выровнен­ ные поверхности очень широко распространены в восточной и юго-восточной частях Ю жного Алтая. Они представляют сильноволнистые равнины, расположенные на абсолютных высотах от 2500 до 3200 м. Хорошо разработанные древние долины, нередко довольно глубокие и всегда достигающие значительной ширины, сопро­ вождают высокие нагорные равнины. И н огда эти участки древней гидрографической сети заняты современными водото­ ками, принадлежащими к разным речным системам, местами современные долины пересекают участки древних долин, обра­ зуя в их пределах расширения. 62

Часто вдоль направления древней гидрографической сети располагаются котловинообразные понижения, выполненные рыхлыми отложениями, в которых современные водотоки образуют широкие полосы террас. В крайней восточной части Казахстанского Алтая участки наклонных выровненных поверхностей окаймлены крутосклон­ ным рельефом, представляющим следующий, ниже располо­ женный ярус. В западной части Казахстанского Алтая вы­ ровненные поверхности большей частью постепенно сменяют­ ся среднегорным рельефом с мягкими округлыми формами, занимающим обширнейшие площади в пределах Казахстан­ ского Алтая. В области низкогорья рельеф с мягкими форма­ ми очень широко распространен в периферических частях Центрального Алтая, на междуречьях Убы, Ульбы, Бухтармы и Катуни. Далее на север низкие горы сменяются волнистыми равнинами, сложенными мощными толшами тяжелых бурых суглинков и глин. Они расчленены густой сетью долин. Совершенно иной характер имеют низкие горы в пределах Калбинского хребта на междуречье Бухтармы и Нарыма и на склонах Зайсанской впадины в пределах Южного Алтая. Они отличаются здесь очень дробным я резким расчленением, приближаясь местами по своему облику к мелкосопочнику. Рельеф типа мелкосопочника очень широко распространен в предгорьях Казахстанского Алтая. Вдоль южного подножия Калбинского хребта тянутся сплошной полосой мелкосопоч­ ные равнины, вовлеченные уже в процесс молодого эрозион­ ного расчленения. Это — слегка наклонные к югу пологохол­ мистые равнины с отдельными группами сопок расплывчатых очертаний. Долины рек, спускающихся с южных склонов К ал­ бинского хребта, углублены на 100— 120 м относительно во­ дораздельных участков; склоны долин сильно расчленены оврагами. Экзогенные факторы преобразования современного рельефа Горы Восточного и Юго-восточного Казахстана располо­ жены в различных широтных зонах. Казахстанский Алтай и Тарбагатай леж ат /в пределах пустынно-степной зоны. Осталь­ ные горные области Восточного и Юго-восточного К азах­ стана расположены в зоне пустынь. Н а севере (между 46— 44° с. ш .), в зоне северных пустынь, возвышается Д ж унгар­ ский Ала-Тау. Самые южные из рассматриваемых «ами гор — Казахстанский Западный Тянь-Шань — расположены в южной пустынной зоне умеренного пояса, переходной к суб­ тропическому поясу, и частично в пределах зоны субтропиче­ ских пустынь. 63

Ход развития экзогенных процессов в горах, расположен­ ных в разных горизонтальных зонах, различен. Однако такого рода сравнительные исследования не производились, потому что климаты гор К азахстана и особенно климаты высоких областей гор еще недостаточно изучены. Это обстоятельство заставляет ограничиться общей характеристикой и некоторы­ ми сопоставлениями. М ы начнем наш обзор с самых высоких областей гор — областей аккумуляции снега, фирна и льда. Участками особенно мощной аккумуляции снега являются верховья ущелий, расширенные верховья долин, открытые на север и северо-запад; © частности, снег сюда сдувается с гребней и соседних вершин. Горные цирки и кары, располо­ женные на высотах свыше 4000 м ,— одни из главнейших очагов аккумуляции снежных масс. В о время зимних бурь горные цирки набиваются колоссальным количеством снега, и стены их окутываются сплошным белым саваном. Запасы снега в цирках пополняются также лавинами. Снеговая линия в Заилийском А л а -Т а у проходит на абсолютной высоте от 3800 (на склонах северной экспозиции) до 4100 м (на склонах южной эксп о зи ц и и ).1 Площадь, по­ крытая фирном и льдом, достигает максимальных размеров в области истоков рек Чилика, Чон-Кемина, Иссыка, Левого и Среднего Талгарое и Большой и М алой Алматинки. К за­ паду и к востоку от Чилико-Кеминского горного узла пло­ щадь современного оледенения сокращ ается. В восточной части Заилийского А ла-Тау ледников нет. В центральной части Заилийского А л а -Т а у имеются на­ стоящие долинные ледники. В западной и восточной частях горной цепи ледники небольшие, главным образом каровые и висячие. В области истоков Левого Т ал тара современное оледенение достигает максимального развития в пределах всего северного склона Заилийского А л а -Т а у . Здесь располо­ жены ледники: Дмитриева (длина 6.6 км, ширина 2 км); Конституции (длина 4.6 км, ширина 0.8 к м ); Тогузак (дли­ на 4.5 км, ширина 0.8 км ); Калесника (длина 4 км, шири­ на 0.9 км) и другие, менее значительные. Наибольший ледник Заилийского Ала-Тау — Ледник Корженевского, спускающий­ ся с южного склона Чилико-КеминскоТо горного узла,' йяеет в длину около 12 км. Верхние части наиболее развитых лед­ ников Заилийского А ла-Т ау, расположенные в пределах уча­ стков слаборасчлененного рельефа, имеют малый уклон по­ верхности и значительную ширину. Так, например, на леднике Дмитриева общий уклон поверхности ед ва можно обнаружить 1 По данным Талгарской экспедиции (1939— 1941 гг.) Казахского филиала Академии Н аук С С С Р и Института 1 <юпрафи<и Академии -Нау* 64

простым глазом. Скорости движения ледников бассейна Л е ­ вого Талгара незначительны: они измеряются миллиметрами в сутки; максимальные скорости (в области выхода ледников из фирнового бассейна) — около 40 м в год. В Джунгарском Ала-Тау снеговая линия проходит на вы­ соте около 3400 м на северном склоне и свыше 3500 м на южном. Обширные фирновые поля дают начало многочислен­ ным ледникам. Среди них, согласно исследованиям экспеди­ ции Н. Н . П а льгова в 1947 г., имеется три ледника длиной до 7 км. В Сауре, на северном склоне Мустау, снеговая линия лежит на высоте более 3300 м. В М устау (в пределах С С С Р ) общая площадь современного оледенения составляет всего около б км2. Важнейшие центры современного оледенения Алтая нахо­ дятся в Катунских Альпах, в Табын-Богдо-Ула и в Южном Алтае. Склоны Белухи почти целиком покрыты снегом, из- под которого выступают лишь отдельные скалы. Снеговая линия лежит на высоте более 2500 м, а ледники Белухи спу­ скаются до абс. высоты 2000 м. В пределы Казахстанского Алтая входят два крупных ледника: Берельский (длиной в 8 км и площадью в 14 км2) и Катунский (длиной в 6.9 км и площадью в 11.4 км2). В Катунских Альпах общее число лед­ ников достигает 342. Снеговая линия проходит на высоте около 2500 м в западной части и около 3000 м в восточной. Табын-Богдо-Ула — главный центр современного оледене­ ния в пределах всей Алтайской горной страны. Абсолютная высота снеговой линии здесь более 3000 м. В восточной части Южного Алтая снеговая линия лежит ниже 3000 м. Н а протяжении около двух десятков кило­ метров здесь тянутся почти сплошные фирновые поля, над которыми возвышаются отдельные зубчатые гребни. Все названные области скопления фирна и льда пред­ ставляют арену интенсивнейшего развития процессов разру­ шения горных пород. Известно, что в высокогорных областях процессы механического выветривания протекают весьма на­ пряженно благодаря часто повторяющимся резким колеба­ ниям температуры поверхности горных пород. Суточные изменения в погоде этих областей при ясном небе очень значительны. Днем солнце печет и обжигает. П о ­ верхности скал за день сильно нагреваются вследствие боль­ шого напряжения солнечной радиации в этих южных широ­ тах; ночью ж е, когда температура нередко опускается значи­ тельно ниже 0°, они сильно охлаждаются. Но и в течение Дня погода часто изменяется внезапно и резко. 5 Казахстан 65

Следы сильного разрушения горных пород наблюдаются здесь всюду. Линии гребней хребтов резкие, зубчатые. Ска­ листые стены хребтов и пиков пересечены бесчисленными крутыми узкими расщелинами. Огромны е нагромождения камней и скалистых глыб, полная их обнаженность, неустой­ чивость залегания, постоянное наличие совершенно све­ ж и х каменных обломков свидетельствуют о частых камне­ падах и горных обвалах. Подъем по некоторым ледникам, залегаю щ им в узких бо­ ковых ущельях и имеющих крутые фирновые поля, становит­ ся опасным вскоре после восхода солнца вследствие особенно сильных в это время камнепадов. В Талгарском горном узле огромные камни, срывающиеся с отвесных стен одного из пикон, пролетают, наподобие авиа­ бомб, около 1000 м, падают непосредственно на поверхность ледника Ш окальского и великолепно демонстрируют один из наиболее эффектных способов образования морен. Сильное промачивание щебня талыми водами ледников, фирновых полей и снежников и часто повторяющаяся смена замерзания и оттаивания (погода с радиационной оттепелью в ледниково-высокогорных областях наблюдается в течение всего лета) имеют своим следствием развитие текучего дви­ жения обломочных м асс. Благоприятным условием для раз­ вития этого процесса является также наличие участков мерт­ вого льда (ниже современных концов ледников), погребенных под щебнем. Своеобразный облик ландшафту некоторых ледниково­ высокогорных районов придают так называемые каменные глетчеры — мощные скопления остроугольных обломков гор­ ных пород (размером вплоть до огромных скалистых глыб), выползающие из горных цирков наподобие гигантских языков или лопастей. В Занлийском Ала-Тау они достигают в длину 2— 2.5 км. Образование их связано с деятельностью ледников определенного типа. В Южном К азахстане в районе высокогорной метеороло­ гической станции сем ь месяцев в году, начиная с октября и кончая апрелем, царит зима. Для зимы в горах вообще чрез­ вычайно характерно явление инверсии температуры: вверху (до известной высоты) температура воздуха выше, чем вни­ зу У подножия гор и на равнине. Т акое аномальное рас­ пределение температур связано прежде всего с антицикло- нальны ми условиями. Весьма важную роль играет ппопесс стенания охлажденною воздуха в более низкие места. Вслед­ ствие этого долины и котловины представляют собой ночью (как летом, так и зимой) очаги холода. Эти очаги холода в 66

теплое время года являются вместе с тем местами обильного осаждения инея и образования невысоких туманов. Инверсии температуры очень часто связаны с фёнами — сухими теплыми горными ветрами. Фён может вызывать быстрые повышения температуры, особенно заметные в ве­ черние и ночные часы. С явлением инверсии температуры связано то обстоятель­ ство, что зимой в горах (за исключением высоких вершин ледниково-высокогорной области) сильно морозная погода наблюдается гораздо реже, чем на равнинах. Наиболее ти­ пичная погода зимы — умеренно морозная (см. гл. I I I ) . Зим­ ний суточный ход температуры имеет в общем ровный харак­ тер. Однако даже в самые холодные зимние месяцы наблю­ даются дни с радиационной оттепелью. Происходящее при этом чередование процессов таяния и замерзания вызывает интенсивное разрушение горных пород. Снежный покров в этом районе стаивает в конце мая, а иногда лишь в июне. Наличие масс снега оказывает влияние на температурные условия почти всего мая. В связи с этим средняя температура мая составляет только 1.9°. С августа в высокогорье начинается осень. Сентябрь имеет среднюю температуру около 3.1°; в конце этого месяца устанавливает­ ся снежный покров. В высокогорье центральной части Заилийского Ала-Тау (на абс. высоте 3000—3100 м) выпадает в год в среднем около 700 мм осадков. Самые обильные осадки выпадают в мае. Летом бывают грозовые ливни, при которых наблюда­ лось возникновение селей в области высокогорного круто- склонного рельефа. Обычно ливни уже на высоте около 2000 м начинают переходить в моросящие дожди, а в ледни­ ково-высокогорной области — в снегопад. Но бывают случаи, когда верхняя граница ливня поднимается очень высоко, вплоть до альпийского пояса, где ливневые воды производят интенсивнейший размыв на участках склонов с нарушенным дерновым покровом. На высоких плато Алтая, покрытых нагорной каменистой тундрой, болотами и обширными каменными россыпями, ме­ теорологических станций не имеется. В Казахстанском Алтае сеть метеорологических станций приурочена главным образом к расширенным участкам межгорных впадин. Ввиду этого при характеристике особенностей собственно горных климатов Казахстанского Алтая придется ограничиться лишь некото­ рыми замечаниями. Сравнительно с более южными горными областями, в го­ рах Алтая оттепели редки и кратковременны. Снег лежит плотным покровом с октября или ноября до конца марта или 5* 67

до апреля. Зим а устойчивая и продолжительная, как и на равнине. В отношении распределения осадков Горный Алтай представляет очень пеструю картину. Наибольшее количество осадков выпадает на западных, открытых влажным ветрам, склонах хребтов. И з маршрутных наблюдений различных ис­ следователей м ож н о заключить об очень больших количе­ ствах осадков, выпадаю щих на высоких плато. На тундровых плато и в зоне гольцов ни один месяц не свободен от выпа­ дения снега. Клим ат высоких плато характеризуется частыми и внезапными падениями температуры (в особенности по ночам), нередко связанными со снеж ны ми буранами. Мощ­ ность снежного покрова на протяжении территории Казах­ станского Алтая очень неравномерна. Особенно глубокие снега наблюдаются в замкнутых котловинах на северо- ■ востоке. Для характеристики климата Т ар б агат ая мы не распола­ гаем достаточными данными. П о С а у р у и хМанраку никаких климатических данны х нет. Тарбагатай невысок, и в связи с этим явление температурной инверсии должно распростра­ няться до самых его вершин. П оэтом у зимой в горах Тарба­ гатая относительно теплая погода наблю дается часто. Невы­ сокие холодные воздушные массы (арктические и холодные полярные), движ ущ иеся над равнинами с севера и запада, задерживаются Тарбагатаем . По этой, повидимому, причине южный склон Тарбагатая значительно теплее северного в хо­ лодное время года. Действие указанной причины усиливается более интенсивным нагреванием ю ж ного склона, даже в хо­ лодное время года. В связи с этим снежный покров на южном склоне менее устойчив и весной раньше сходит. В противоположность более южным горным областям, па се­ верных склонах Тарбагатая в середине зимы при ясном небе почти никогда не наблюдается радиационных оттепелей. Описанные выше условия благоприятствуют интенсивному протеканию процессов морозною выветривания, признаки которого проявляются повсюду в облике ландшафта высоких областей гор А л тая, Джунгарского А л а -Т а у и Тянь-Шаня. •Обширные участки поверхности высоких плато представляют сплошные россыпи остроугольных камней, среди которых воз­ вышаются одинокие скалы. В восточной части Заилийского лплл110иеР *11ОСТИ выРавнивания, леж ащ ие на высоте ••JDUU 4UUU м, имеют облик нагорных щебнистых пустынь с хорошо развитыми полигональными образованиями и дру- тими формами, возникновение которых связано с процессами морозного выветривания. Вместе с тем, здесь присутствуют и признаки химического выветривания; результатом последнего является наличие толщи суглинистого элювия, содержащего 68

карбонаты кальция и соду. Подобные карбонатные почвы наблюдались М . А . Глазовской на высоте около 3900 м в бассейне верховьев р. Чин-Тургень. В условиях высокогорных климатов Алтая с их низкими температурами и высокой относительной влажностью воздуха испарение с поверхности почвы происходит в очень слабой степени. Воды атмосферных осадков и талые снеговые воды насыщают здесь всю толщу рыхлых отложений. В связи с этим на высоких плато Алтая повсеместно наблюдаются х а ­ рактерные признаки процессов солифлюкции (течения грун­ та). Растительность, представленная альпийскими низкотрав­ ными лугами, не образует на склонах сплошного покрова; значительные участки склонов представляют совершенно обна­ женную суглинистую поверхность, возникшую вследствие стенания верхнего горизонта почвы. Признаком текучего дви­ жения рыхлых масс являются здесь так называемые соли- флюкционные террасы. На высоких выровненных поверхностях Джунгарского Ала- Тау, где колебания суточных температур очень велики и где снежные пятна сохраняются почти в течение всего короткого лета, признаки солифлюкционных движений встречаются по­ всеместно. В восточной части Заилийского Ала-Тау на высоких вы­ ровненных поверхностях широко распространены признаки одной из наиболее интересных форм медленных текучих дви­ жений, именно характерное полосообразное распределение обломочного материала на склонах, так называемые полоса­ тые грунты; они развиваются в особенности на обнаженных влажных склонах под снежными пятнами и нолями. Широко распространены здесь также различные типы полигональной структуры. Значительные участки поверхности почвы пред­ ставляются как бы обработанными бороной — результат ме­ ханического действия так называемых ледяных стебельков, возникающих здесь в осенние ясные ночи. Крутые склоны высокогорья являются ареной интенсивней­ шего развития массовых движений обломочного материала горных пород и вследствие этого представляют в большинстве случаев обнаженные скалистые поверхности. Крутые узкие расщелины (кулуары), спускающиеся от воронкообразных ниш, высокие конусы осыпей у подножия скалистых склонов, каменные глыбы, рассеянные всюду по дну ущелий,— вес это свидетельствует о том, что процессы массовых движений в области крутосклонного высокогорного рельефа проявляются, как и в ледниково-высокогорных обла­ стях, главным образом в форме камнепадов, представляющих здесь обычное явление. Местами на склонах ярко выражены 69

характерные признаки больших обвалов скал: зияющие пиши срыва вверху и хао с колоссальных обломков скал в глубине ущелий. Обломочные, массы огромных обвалов образуют местами плотины горных озер (фиг. 10 и 11). В грандиозном масштабе камнепады происходят при землетрясениях. К . И . Богданович (1914) подчеркивает, что во время землетрясения 22 декабря 1910 г. в высокогорной части бассейна Т ал гар а, лежавшего в мегасейсмической об­ ласти, происходили именно камнепады, а не горные обвалы: Фиг. ]0. Подпруженное древним обвалом оз. Иссы к на северном склоне Заилийского Ала-Тау. «Поломка леса под влиянием целого града падающих камней происходила в таком размере, что склон, покрытый раньше прекрасным строевым лесом, казался издали рассыпанной спичечной коробкой». В долине Большой Алматинки и особенно в бассейне А к -С а я землетрясение 1887 г. вызвало огромные обвалы скал. О бъем Ак-Джарского обвала в бассейне А к -С а я определяется в 40 000 000 м3 (М уш кетов, 1888). Интенсивнейшее развитие процессов эрозии в северных периферических цепях Тянь-Шаня связано «не только с указан­ ными особенностями их орографического строения (резкими 70

Фнг. Л . Обвалы скал на западном берегу о з. Иссык (фотохроника Т А С С ) .

колебаниями высот и крутизной склонов), но также и с их климатическими особенностями: значительным количеством осадков в области высокогорья, их реж им ом (сильные дожди летних циклонических гроз), интенсивным весенним снеготая­ нием на крутых ю ж ны х склонах и пр. Следы проявления процессов эрозии можно прекрасно на­ блюдать, например, в центральной части Заилийского Ала- Т а у , в бассейне М алой Алматинки, где работа текучих вод в короткий срок превращает тропы в настоящие рытвины. В центральной части Заилийского А л а-Т ау, в пределах лесного пояса, почвенный покров ю жных склонов более или менее эродирован; на значительных участках он совершенно отсутствует из-за смыва. На северных склонах эрозия почв такж е проявляется местами очень интенсивно, являясь след­ ствием вырубки лесов Склоны глубоких ущелий пересечены бесчисленными кру­ топадающими бороздами и логами временных потоков, спускающимися в виде извилистых просек по лесистым ска­ там и особенно многочисленным на склонах, обращенных на юг. В верхних частях склонов, там, где одинокие ели лепятся по кручам утесов, один за другим следуют водосборные бас­ сейн ы — то в виде пологосклонных полуворонок, то в виде обширных крутосклонных воронок. Совершенно особый тип сухих русел представляют рытви­ ны стока грязе-каменных потоков — селей. В классическом развитии наблюдаются они в центральной части Заилийского А ла-Т ау. Заполненные гравием, камнями и огромными скали­ стыми глыбами, нагроможденными в продольные валы, эти сухие русла при рассматривании издали представляются рас­ ширяющимися вниз полосами обломочного материала. Много­ численные рукава прорыва и обширные каменные поля сви­ детельствуют о внезапных изменениях направления, стока селя, когда принесенные им глыбы скал, древесные стволы и пр. перегораживали тальвег и грохочущий поток бешено бросался в сторону, погребая смежные участки под колос­ сальными массами наносов. Селевые потоки, зарождающиеся в высоких областях Заилийского Ала-Тау, по своим особенностям близки к знаме­ нитым «мурам» Тироля. Исследования в Заилийском Ала-Тау показали, что важнейшие очаги зарождения грязе-каменных потоков этого типа приурочены не к главным долинам гидро­ графических бассейнов, а к боковым долинам. Эта общая закономерность наблюдается также и в Альпах. Дело здесь не столько в том, что боковые долины имеют большее паде­ ние, чем главная долина бассейна, сколько в том, что в верховьях боковых долин сохранились большие массы древне­ 72

ледниковых отложений, чем в верховьях главных долин, куда эрозия проникла раньше. А чем более мощно развиты рыхлые массы обломочного материала в бассейне горного п о ­ тока, тем более обширный и опасный очаг селевых наносов может здесь возникнуть. Зарож даясь в высоких областях гор, селевые потоки рас* пространяют по временам свое разрушительное действие вплоть до предгорных равнин. П ри катастрофе в г. Верном (Алма-Ама) в ночь с 8 на 9 июля 1921 г. селевый поток, ворвавшийся в город, достиг здесь 2 м высоты и тащил ва­ луны весом до 25 тонн. Общая масса материала, отложен­ ного селем, достигла 3 600 000 тонн. О б эрозионной работе этого потока, возникшего в связи с чрезвычайно сильным ливнем в горах, можно судить отчасти по тем изменениям, которые этот поток произвел в долине Малой Алматинки; здесь на протяжении свыше десятка километров он промыл новое русло шириной от 20 до 100 м и глубиной от 4 до 8 м и о т л о ж и л огромное количество валунов, размеры которых достигают 10 м3. Только немногие горные реки Восточного и Юго-восточ­ ного Казахстана являются реками так называемого снегового типа питания. Эти реки, бассейны которых расположены ниже снеговой линии, питаются исключительно зимними снеговыми запасами — запасами «сезонных» снегов. Снеговые запасы бассейна, расположенного в пределах нескольких вертикаль­ ных поясов, включаются в сток последовательно, чем вызы­ вается обычно несколько волн весенних паводков. Это обстоя­ тельство способствует большей продолжительности половодья в реке и благоприятствует увеличению запасов грунтовых вод. К наиболее значительным рекам этого типа относятся Каинды-Су, К ара-Буг, Кокпекты и Буконь, стекающие со склонов Тарбагатая и Калбинского хребтов. Основным источ­ ником питания небольших рек, стекающих с юго-западных склонов хребта Кара-Тау и направляющихся к Сыр-Дарье, являются такж е запасы сезонных снегов, в связи с чем эти речки наиболее многоводны в период весеннего снеготаяния. Однако благодаря значительному участию грунтовых вод в питании этих рек, большинство последних имеет сток круг­ лый год; эти реки редко пересыхают летом. Водоносность рек снегового питания подвержена чрезвы­ чайно резким колебаниям как сезонным, так и годовым. Г о ­ раздо более устойчивой водоносностью обладают реки сн еж ­ но-ледникового питания, каковыми является подавляющее боль­ шинство более крупных рек, начинающихся в высоких горах Казахстана. Питание рек этого тина происходит как за счет талых вод фирна и льда ледниково-высокогорных областей, 7а

так и за счет талых вод зимних снеговых запасов более низ­ ких поясов гор. Режим этих рек характеризуется несколь­ кими последовательными волнами паводков, начиная с пе­ риода весеннего снеготаяния и кончая периодом таяния лед­ ников и высокогорных снежников. Таким образом, обилие воды в этих реках обеспечивается обычно с апреля до сентября, т. е. в течение всего вегетационного периода. Отсю­ да видно, какое огромное значение имеют эти реки для оро­ шаемого земледелия предгорий и обширных межгорных впадин. В некоторых реках этого типа преобладает сток за счет таяния сезонных снегов; в связи с этим весеннее половодье этих рек но объему превосходит их летние паводки. К этой категории рек относятся: Иртыш, Бухтарма, Чарын, Лепса, Тентек, Арысь и д р . В водном режиме Иртыша питание та­ лыми водами высокогорных снегов и ледников отражается в наличии второстепенных паводков в течение июля и августа. Половодье Бухтармы проходит в период апрель — июнь, имея максимум чаще в конце мая и начале июня. Половодье Ча- рьша бывает «в мае — июне. Лепса несет больше всего вода в июне. Тентек, один из крупнейших водотоков Джунгарского Ала-Тау, имеет наибольшую водность в апреле. У других рек период наибольшей водности совпадает с временем наиболее интенсивного таяния снегов и льдов лед­ никово-высокогорных областей, т. е. с наиболее жарким вре­ менем года (июль — август). Такого рода особенности ре­ жима наиболее ярко выражены у рек, берущих начало в областях обширного развития современного оледенения. Так, у Чилика, истоки которого лежат в области мощного совре­ менного оледенения Чилико-Кеминского горного узла, поло­ водье обычно начинается только со второй половины июня и затягивается до второй половины августа. Столь же ярко выражены эти особенности у рек системы Талгара и системы Каскелена (Большая и Малая Алматинки), берущих начало в области обширного современного оледенения центральной части Заилийского Ала-Тау (фиг. 12). Эти реки несут боль­ ше всего воды в июле — августе. Река Или наиболее много­ водна в июле. Водоносность рек, берущих начало в ледниково-высокогор­ ных областях, подвержена весьма ограниченным колебаниям от года к году. Это обстоятельство имеет огромное значение для орошаемого земледелия предгорных равнин. Области вечного снега высоких гор, суровые и пустынные, имеют выдающееся значение для сельского хозяйства Казах­ стана. Когда внизу нависает зной и воцаряется засуха ка­ захстанского лета, высокие области гор собирают обильные 74

Фиг. 12. Река Большая Алматинка в окрестностях г. Алма-Ата (фотохроника Т А С С ) .

воды бурно тающих фирновых полей и ледников и посылают эти воды вниз — в предгорья и в глубину утопающих в зной­ ной дымке равнин. Нижние вертикальные пояса горной страны Восточного и Юго-восточного Казахстана характеризуются но преимуще­ ству семиаридными (полузасушливыми) условиями. Но в пределах этих поясов имеются более или менее обширные территории, где благодаря определенному сочетанию местных факторов (орографических и климатических) современное развитие рельефа протекает в более влажных условиях. Наличие определенной зависимости между количеством атмосферных осадков и орографией местности ясно обнару­ живается в том случае, когда простирание горных хребтов перпендикулярно направлению влажных ветров. При господ­ ствующем широтном простирании горных хребтов Восточного Казахстана северные склоны их, обращенные в сторону гос­ подствующих влажных северных и северо-западных ветров, получают значительно больше осадков, чем южные склоны. В горных цепях, включающих более или менее обширные внутригорные впадины, внешние склоны хребтов, обращенные в сторону влажных ветров, получают максимальное количе­ ство осадков, а в межгорные впадины попадают только силь­ но обедненные влагой воздушные течения, преимущественно нисходящего характера. Такого рода условия свойственны всей юго-восточной части Казахстана; особенно ярко они вы­ ражены в горных областях Кунгея, Терскея и Кетменя, где расположены обширные межгорные впадины — Жаланаш, Кегеньская, Каркаринская, Текесская и др. Указанные усло­ вия ярко выражены по внешнем облике ландшафта этих впадин — ландшафта пустынных степей, на значительном про­ тяжении безводных. В нижних вертикальных поясах гор, там, где выпадает достаточное количество осадков, продолжительность влажно­ го периода с температурами 0° и выше, т. е. продолжитель­ ность периода интенсивного развития процессов химического выветривания, довольно значительна. Склоны здесь покрыты толщей мелкозем истого делювия, образующегося в результате глубокого химического разложения горных пород. Сомкнутый на значительных пространствах растительный покров (пред­ ставленный, например, в низкогорных областях Центрального Алтая преимущественно лесами или высокотравными лугами) благоприятствует проявлению процессов химического вывет­ ривания и предохраняет почву от эрозии. Рельеф имеет мягкие контуры. . Тонкие суглинки, покрывающие склоны в пределах ниж­ них вертикальных поясов гор, характеризуются богатым со­ 76

держанием коллоидальных составных частей. Наличие этих коллоидосодержащих продуктов выветривания в значительной мере определяет особенности развития процессов денудации в указанных вертикальных поясах. Там, где образуются коллоидосодержащие продукты выветривания, наблюдаются массовые движения особого типа, вызываемые разбуханием и сжатием коллоидов при чередовании промачивания и высы­ хания. Интенсивность массовых перемещений этого типа растет с увеличением содержания коллоидов, с частотой на- ступания промачивания и высыхания. В семиаридных обла­ стях Тянь-Ш аня периоды промачивания коллоидосодержащих продуктов выветривания являются периодами оживления массовых перемещений. На более крутых склонах эти движения проявляются в форме оползней; на менее крутых склонах оползни отступают на задний план, и массовые перемещения происходят в форме медленного ползучего движения. Эти процессы достигают широкого развития уж е в об­ ласти среднегорья с мягкими контурами склонов, покрытых мощными толщами глинистых наносов. Крупного, местами грандиозного развития достигают оползневые явления в пре­ делах средних и нижних вертикальных поясов Западною Тянь-Ш аня, в области распространения рыхлых мезозойско- третичных отложений. Развитию оползневых явлений благо­ приятствует здесь значительное количество осадков, выпадаю­ щих в долинах, открытых на запад. В пределах Чирчикской впадины, в устьевой части доли­ ны П скем а, наблюдается очень сложный оползневой рельеф, послуживший поводом к местному названию этого урочища: Мын-Чукур — «тысяча ям». Особенно интересны оползневые явления на северо-западном склоне хребта Сюрень-Ата, где огромные плиты палеогеновых известняков соскальзывают по поверхности глинистых отложений меловой системы; при этом наблюдаются особые, весьма интересные формы нарушения залегания. Отметим, что на северо-западном склоне Сюрень- Лта имеется оползень, считающийся одним из крупнейших в Средней Азии. Длина языка этого оползня достигает 4 км; диаметр оползневого цирка около 1 км. Оползень возник давно, но находится в активном состоянии. В западной части Заилийского Ала-Тау обнаженные и старые заросшие ниши срыва оползневых масс достигают осо­ бенного развития на склонах глубоко врезанных долин б а с­ сейна Каскелена. Наличие очагов селевых наносов в несколь­ ких пунктах области низкогорья связано именно с развитием здесь оползневых процессов. Неодинаковые уклоны склонов, неоднородность их геологического состава, особенности 77

расчленения, различия в степени увлажнения, в почвенном и растительном покрове и т. д. обусловливают чрезвычайное морфологическое разнообразие названных очагов. Так, напри­ мер, в условиях сильного увлажнения склонов явление при­ нимает характер оплывины; путь движения масс при этом нередко превращается в углубленную рытвину. Чем обширнее ниша срыва масс, тем лучше развивается (при прочих одина­ ковых условиях) рытвина, по которой направляются массы следующих оползней м стекают дождевые воды. Указанные очаги селевых наносов характерны именно для областей раз­ вития лёссовидных суглинков. Районы развития оползней и оплывин в лессовидных суглинках являлись очагами ката­ строфических селевых выносов в 1921 г. в западной части Заилийского А л а-Т ау, именно в бассейне Каскелена. В восточной части Заилийского А ла-Т ау развитие оползней и оплывин разных размеров и форм представляет характер­ ное для области низкогорья явление. М ожно отметить очень своеобразный рельеф склонов в бассейне Тургени, расчленен­ ных амфитеатрообразными впадинами, расположенными одна над другой и открывающимися в долину Тургени. Оползни и оплывины грандиозного масштаба возникали во время Верненского землетрясения 28 мая 1887 г. Оползни покрыли склоны долин Заилийского Ала-Тау в области низкогорья и предгорий на протяжении 100 км, в особенности на участке от долины Бель-Булака до долины Каскелена, т. е. на площади около 400 км2. В толщах рыхлых отложе­ ний оползни достигли огромных размеров и превратились местами в чрезвычайно мощные грязевые потоки (оплывины) с валунами, стволами деревьев и пр. Эги оплывины имели местами свыше 10 км в длину при ширине в полкилометра и глубине до 60 м. Быстро возникнув, оплывины двигались медленно, подобно мощным лавовым потокам, проходя от 200 до 300 м в сутки и погребая под собой все встречавшееся на пути. По некоторым долинам Заилийского Ала-Тау мощ­ ные оплывины (объемом до 30 000 000 м3) вышли из гор и разлились по равнине. Обширные территории в пределах нижних вертикальных поясов гор востока и юго-востока Казахстана характеризуют­ ся, как уже было отмечено выше, семиаридными условиями. В Тарбагатае, Сауре и Манраке области низкогорья отлича­ ются общей значительной сухостью. В Джунгарском Ала-Тау, в области распространения низкогорного рельефа, постоянные водотоки редки. Обширные площади низкогорья в юго-запад­ ной части Джунгарского Ала-Тау вообще отличаются без­ водьем. В горах Тур-Айгьгр, представляющих собой обширный массив низкогорья, долины в большинстве случаев безводны. 78

Воды появляются в виде источников у южного подножия гор. Южный склон гор покрыт скудной полынной растительно­ стью и зарослями акации. В Сюгатииских горах большинство долин сухие и имеют поверхностный сток только веской, во время таяния снегов. Восточная часть гор безводна. В вос­ точной части Заилийского А л а -Т а у , характеризующейся, сравнительно с центральной его частью, значительной клима­ тической сухостью , почвы пустынного и полупустынного типа проникают высоко в горы (гак, в бассейнах Женишке и Сарыбулака сероземы встречаются на абс. высоте до 2000 м). Растительность изобилует пустынно-степными, а местами и настоящими пустынными видами. Почвы сильно карбонатны и гипсоносны. Разрушение коренных пород местами сопро­ вождается образованием красноцветиых продуктов выветри­ вания, обычно бурно вскипающих с соляной кислотой. У под­ ножия склонов образуются осыпи красноцветных хрящеватых и щебнистых суглинков. В процессах разрушения горных пород низкогорий весьма существенную роль играет механическое (темперагурное) вы­ ветривание. Щ ебень со склонов удаляется в значительной мере водами редких сильных дождей. В области низкогор­ ного интенсивно расчлененного рельефа крутизна склонов благоприятствует развитию процессов денудации (медленно­ го массового перемещения сухого щебня на склонах), про­ являющихся в семиаридных условиях нижних вертикальных поясов гор, повидимому, в иных формах, чем в более влаж ­ ных областях среднегорья. Холмистые, увалистые и мелкосопочные территории пред­ горий сравнительно очень невысоко приподняты над обшир­ ными равнинами Восточного и Юго-восточного Казахстана, лежащими в пределах пустынно-степной зоны и зоны пу­ стынь. Местное сильное нагревание при сухой поверхности поч­ вы и сухом воздухе является причиной засушливой погоды, наиболее типичной погоды лета на равнинах и предгорьях. Восточного Казахстана. При указанных условиях выдающую­ ся роль приобретают процессы инсоляционного распада гор­ ных пород, процессы аккумуляции инсоляционного щебня и работа ветра. В Казахстанском Алтае предгорные равнины, сложенные третичными отложениями, представляют пустынный ланд­ шафт. Поверхность этих равнин почти сплошь покрыта щ еб­ нем. Подножие гор Тарбагатая « С а у р а простирается в области пустынных степей и пустынь. В направлении на восток пустын­ ность территории увеличивается; процессы инсоляционного разрушения горных пород и работа ветра приобретают 79

все более важное значение. Скопления щебня окаймляют подножие возвышенностей, придавая территории облик ка­ менистой пустыни — гаммады. Области холмистых предгорий по северной окраине впадины Текеса безводны и покрыты растительностью пустынных степей. Геоморфологические процессы, действующие в аридных областях, еще очень мало изучены. Особы й интерес в этом отношении представляют процессы формирования бедленда, т. е. чрезвычайно резко и дробно расчлененного своеобразно­ го ландшафта аридных предгорий. В пределах этих терри­ торий, сложенных рыхлыми толщами, воды дождей про­ изводят интенсивнейшую эрозию, образуя густую сеть рыт­ вин на склонах и создавая детали их своеобразной скульп­ туры. Территории подгорного шлейфа, опоясывающие горные возвышенности и глубокими лопастями заходящие в пери­ ферическую зону гор, являются частично областями совре­ менной аккумуляции обломочных масс. Продукты разруше­ ния гор выносятся в эти области главным образом водами временных потоков. Развитие геолого-орографических структур как результат движений земной коры Древние геологические структуры. Особенности новейших орогенических движений, создавших современную геолого­ орографическую структуру гор, мы смож ем в достаточной мере понять лишь тогда, когда уясним себе хотя бы основ­ ной характер предшествовавших древних движений земной коры и созданных ими структур. Нарисовать достаточно полную картину древних тектонических движений в пределах Восточного Казахстана и очертить с точностью горы и впа­ дины прошлых эпох — дело будущего. Однако уже в на­ стоящее время, в результате геологических исследований последних 25 лет, намечаются общие контуры основных древ­ них структур территории. В течение древнейших периодов — в допалеозое и древнем палеозое — вся территория Восточного Казахстана была обла­ стью отложения мощных осадочных толщ и характеризова­ лась типичным геосинклинальным режимом. Эти древние толщи разделены эпохами размыва, но характер тектониче­ ских движений докембрия изучен очень слабо. Значительные площади докембрия мы встречаем в Кир­ гизском хребте, в Таласском Ала-Тау и в Кара-Тау. Сравни- • тельно небольшие выходы известны в Джунгарском Ала-Тау, Заилийском А ла-Тау, Чу-Илийских горах, на северном склоне 80

Терскея, а такж е на границе Казахстана в пределах Горного Алтая. Докембрийские овиты развиты в западной части Кир­ гизского хребта, где они образуют макбальскую антиклиналь. Так называемая макбальская свита, представленная главным образом кварцитами, залегает в основании метаморфического комплекса Киргизского хребта. Она распространена в осевой части хребта, в ядре антиклинали, которой определяется тектоника всех древнейших отложений хребта и основные черты его структуры. Выше залегает свита слюдяных слан­ цев и слюдистых мраморов, окаймляющая кварцитовое ядро антиклинали. Н ад ней лежит толща, состоящая из слюдяных и слюдисто-филлитовых сланцев, мраморов и амфиболитов, за которыми следует спилитовая свита, состоящая из вулка­ ногенных пород (эффузивных пород, их туфов и брекчий) и окаймляющая с запада кристаллическо-сланцевый комплекс макбальской антиклинали. Самая верхняя свита, представ­ ленная менее метаморфизованными сланцами (глинисто- филлитовыми и хлорито-филлитовыми) и кристаллическими известняками, широко развита на южном склоне Киргизско­ го хребта в бассейне р. Кен-Кола, откуда и взято название свиты — кенкольская. Совершенно аналогичные кенкольской свите мощные слан­ цево-известняковые толщи широко распространены и в Т а­ ласском Ала-Тау. Выше этой толщи залегает также широко развитая здесь песчаниковая свита. Таким образом, древней­ шие отложения Таласского Ала-Тау подразделяются на две свиты: нижнюю— сланцевую и верхнюю — песчаникозую. Общая мощность древних свит Киргизского хребта и Таласского А ла-Тау, чрезвычайно интенсивно дислоцирован­ ных, измеряется несколькими километрами. Докембрийские толщи Киргизского хребта и Таласского Ала-Тау протягиваются в Кара-Тау; значительная часть М а­ лого Кара-Тау сложена древнейшими метаморфическими толщами. В бассейне Борогала, в юго-восточной части Джунгар­ ского Ала-Тау, развиты толщи гнейсов и слюдяных сланцев, достигающих 5 км мощности. Повидимому, к докембрию же должны быть отнесены гнейсы и слюдяные сланцы централь­ ной части северного хребта Джунгарского Ала-Тау. Наиболее древними породами в пределах северного скло­ на Терскей-Ала-Тау считаются кристаллические сланцы, обнажающиеся по среднему течению р. Баян-Кол и по ее притокам. В Заилийском Ала-Тау породы типа гнейсов и кристалли­ ческих сланцев слагают почти весь водораздельный массив между Большим и Малым Кеминами. Эти породы относят к 6 Казахстан 81

одним из древнейш их образований в Заилийском Ала-Тау. Комплекс гнейсов и кристаллических сланцев обнажается далее в западной части Канды к-Таса, на плато Ак-Куллюк. В основании всего стратиграфического разреза Чу-Илийских гор лежит свита гнейсов и кристаллических сланцев. На Алтае к докембрию относят кристаллические сланцы и мраморы, слагаю щ ие центральные части хребтов Холзун, Теректинского и Курайского. О н и имеют северо-восточное простирание. В обнажениях докембрийских пород отмечается исключи­ тельно интенсивная дислоцированность их; крутонаклонные или поставленные наголову слои этих толщ — обычное яв­ ление. Простирание докембрийских толщ в тяньшанских це­ пях в большинстве случаев широтное. В западных частях Таласского А л а-Т ау, Киргизского хребта и Чу-Илийских гор широтное простирание сменяется северо-западным. В Киргизском хребте намечается, что складки докембрийских толщ опрокидываются на юг или на юго-запад. Здесь они недостаточно выдержаны по простиранию и часто представ­ ляют брахискладки. Нет резко установленной границы между докембрийски- ми отложениями и кембрием Восточного Казахстана. Н о «не­ сомненно, в конце протерозоя на территории Казахстана имела место складчатая фаза и в нижнем кембрии палеогео­ графия в сравнении с протерозойской резко изменилась, ...наметились ряд хребтов и кряж ей... хребет Восточный Кара^- Тау северо-западного направления, Северный Киргизский широтный хребет, широтный центральный Терскей-Ала-Тау, хребет Центрального Алтая... северо-западного направле­ ния... Морские бассейны кембрия пр еж де всего расположи­ лись в предгорных впадинах хребтов и кряжей» (Кассия, 1947). В южной части Восточного К азахстана наличие кембрий­ ских отложений доказано фаунистически только в Кандык- Тасе и в К ар а-Т ау. Отложения, аналогичные кандыктасским, встречены в северной части Киргизского хребта. Полоса зе­ леных сланцев, песчаников, кремнистых пород и порфирито- вых лав нижнего палеозоя — по центральной части Заилий- окого А л а-Т ау , северной части К унгей-Ала-Тау и далее на восток в пределах Кетменя. В К ара-Тау, именно в пределах юго-восточного склона Малого К а р а -Т а у , выше протерозойских пород лежит свита каройских песчаников, относимая к нижнему кембрию. Она перекрыта .свитой мощных карбонатных отложений, содерж а­ щих в низах фосфоритовые пласты среднекембрийского воз­ раста, а в верхних частях фауну нижнего силура. Нижний 82

палеозой Юго-западного, Центрального и Северного Кара- Тау представлен мощной толщен песчаников, сланцев, с прослоями вулканогенных отложений; кембрийский возраст низов этой формации фаунистически не установлен, но весь­ ма вероятен. Метаморфическая сланцевая толща протягивается отсюда далее на восток по Таласскому Ала-Тау и Терскей-Ала-Тау вплоть до массива Хан-Тенгри. В пределах северного склона Терскей-Ала-Тау нижнепалеозойские отложения, представлен­ ные сланцами, песчаниками и мраморизованными известняка­ ми, широтно вытянутой полосой пересекают верхнее течение р. Баян-Кола и уходят далеко за пределы Казахстана. Кембрийские отложения известны для Горного Алтая; вся же территория к югу от него вплоть до хребта Кетмень ли­ шена кембрийских отложений; повидимому, она в значитель­ ной части представляла собой в это время об пасть преиму­ щественной денудации. Переход от кембрия к силуру не характеризовался резкой сменой условий; происходило постепенное погружение суши и наступание моря. Попрсжнему мощные осадочные толщи геосинклинального типа (1500—2500 м мощности) мы встре­ чаем в Кара-Тау. Южнее нижнесилурийские отложения встре­ чены в Джебаглинских горах. Мощность этой свиты в западной части Киргизского хребта превышает 2000 м, а далее на восток, в пределах северного склона Терскей-Ала-Тау, мощ­ ность отложений нижнего силура достигает нескольких кило­ метров. Таким образом, с зоной горных поднятий Северного Тянь-Шаня была сопряжена геосинклинальная зона, в кото­ рой отлагались мощные толщи осадков. Нижнесилурийские отложения мы встречаем и в Кандык-Тасе и в бассейнах рек Чилика и Кемина в Заилийском Ала-Тау и Кунгей-Ала-Тау. Нижнесилурийские отложения являются самыми древни­ ми осадками палеозоя в Западном Тарбагатас и в Дж унгар­ ском Ала-Тау. Возраст самых древних пород, участвующих в строении Рудною Алтая, точно еще не установлен. Наиболее древние породы Рудного Алтая условно относятся к кембро-силуру (под этим термином следует понимать совокупность отложе­ ний кембрия и низов нижнего силура). После отложения осадков нижнего силура происходили мощные горообразовательные процессы начала каледонской эпохи. Все отложения верхнего кембрия и нижнего силура смяты в крутые складки, часто опрокинутые. Складки про­ стираются параллельно древним хребтам, унаслсдуя в основ­ ном древний план развития. Территория Кара-Тау и север­ ных цепей Тянь-Шаня испытала значительные поднятия; 6* 83

здесь возникли крупные горные сооружения, не покрывавшие­ ся уже морем в течение верхнего силура. В то же время область Джунгарского Ала-Тау претерпела значительное прогибание, сопровождавшееся накоплением мощной толщи осадков. Крупнейшее изгибание протерозойского фундамента происходило на крайнем юго-востоке К азахстана, в пределах современного склона Терскея. О масштабе этих движений го­ ворит суммарная мощность верхнего кембрия и нижнего си­ л ур а, превосходящая 3.5 км. В Алтайской геосинклинали мощность отложений того же осадочного цикла достигает 5 км. Мощные горообразовательные движения сопровождались интенсивной интрузивной деятельностью. В течение верхнего силура мощные толщи осадков — конгломераты, песчаники, глинистые, хлоритовые и серицитовые сланцы — продолжали отлагаться на крайнем юго-востоке территории в бассейнах рек Текеса и Баян-Кола. Большие прогибы продолжали раз­ виваться вдоль Балхаш-Алакульской впадины, захватывая современную территорию северного склона Джунгарского А ла-Тау. В пределах впадины мы встречаемся с осадками мелкого моря, среди которого существовали архипелаги вул­ канических островов. В Джунгарском А ла-Т ау отлагались песчаники, глинистые и кремнистые сланцы, конгломераты и туффиты, сменяющие друг друга по простиранию. Осадки эти, мощность которых превышает 2.5— 3 км, носят флише- вый характер. Сходная серия отложений известна в южном хребте Джунгарского Ала-Тау. Морем была покрыта область Тарбагатая, Калбинского хребта и Западного Алтая: вдоль Ю ж ного Алтая существовал глубокий прогиб, толща осадков в пределах которого превышает 4—5 км. В течение верхнего силура происходили интенсивные оро- генические движения новокаледонской эпохи, в результате которых площадь моря значительно сократилась и на месте глубоких прогибов возникли горные цепи. В пределах Тар­ багатая, Калбинского хребта и Алтая горы имели северо- западное простирание, переходящее в южной части в широт­ ное. Широтное простирание имели хребты Джунгарского А л а-Т ау и Северного Тянь-Шаня. На северном склоне Дж ун­ гарского Ала-Тау были образованы мощные широтные склад­ ки с круто наклоненными крыльями и разорванными свода­ ми, глубоко размытыми в настоящее время. Толщи южного склона Джунгарского А ла-Тау также смяты в складки ши­ ротного простирания, часто опрокинутые на юг; в западной части горной системы складки поворачивают на северо- запад. 84

Территория Кандык-Таса, Чу-Илийских гор, Бетпак-Дала, представлявшая собой обширную сушу, с началом каледон­ ских движений распалась на несколько возвышенностей, вы­ тянутых по простиранию современных гор. В депрессиях меж­ ду возвышенностями, продолжавшими оставаться в течение длительного периода областями денудации, отлага'лись кон­ гломераты и песчано-глинистые осадки. В верхнем силуре юж­ ной границей накопления осадков являлся хребет Кандык-Тас. Каледонские горообразовательные движения, продолжав­ шиеся в нижнем девоне, сопровождались усиленной вулкани­ ческой деятельностью — мощными излияниями темных ан­ дезитовых лав по трещинам и из кратеров вулканов цен­ трального гипа^ В результате каледонских движений, большая часть территории Восточного Казахстана превратилась в нижнем девоне в горную страну. Толщи грубых конгломератов и грубозернистых песчани­ ков, часто туфовых, отлагались у подножия гор, в межгор­ ных впадинах и в озерных бассейнах. Самый характер этих образований говорит о весьма расчлененном рельефе страны и о переносе этого грубообломочного материала водами бур­ ных горных потоков. Горный рельеф постепенно нивелировал­ ся, а в пределах Балхаш-Алакульской впадины, Саура и Зай- санской впадины погрузился под уровень моря. Страна превратилась как бы в платформу, испытавшую колебатель­ ные движения. Рассматривая развитие древних тектонических структур территории, необходимо указать на наличие в ее южной части пояса глубинных разломов, сыгравшего весьма существенную роль в развитии этих структур. Разлом, протягивающийся вдоль южного склона Терскей-Ала-Тау и пересекающий верх­ нее течение р. Баян-Кола, принадлежит к этому поясу, яв­ ляясь частью «главнешей структурной линии Тянь-Шаня» В. А. Николаева, разделяющей области различных геологи­ ческих разрезов. Далее на запад эта структурная линия про­ ходит вдоль системы Терскея, уходя за границы Казахстана, но западнее вновь попадает в его пределы, протягизаясь вдоль хребта Кара-Тау. Этот древний шов продолжал суще­ ствовать в течение длительного периода развития геологиче­ ских структур Тянь-Шаня. На рубеже девона и карбона на территории Казахстана не отмечено значительных движений земной коры. Девонские горы продолжали постепенно разрушаться и погружаться под уровень моря; в нижнетурнейское время морем покрылись зна­ чительно большие площади, чем в конце девона. Н а обшир­ ных открытых пространствах морей отлагались известняковые осадки, в береговой полосе — песчаниковые осадки. На 85

территории современных горных областей востока Казахста­ н а — на Алтае, в Сауре, Тарбагатае, Джунгарском Ала-Тау, в Кетмене и пр.— действовали вулканы. Мощными известняко­ выми фациями представлены карбоновые отложения в Кара- Т ау, в Таласском А л а -Т а у , в Угамском хребте. В Западном Тянь-Шане на известняки верхнего девона согласно налегают известняки нижнего карбона, развитые на обширных площа­ дях в высокогорных частях бассейнов рек Кок-Су, Пскема, У гам а, Бадама, С ай р ам а и слагающие «островные» горы М ансур-Ата и Кара-Таш и изолированный хребет Кызыл- Курт. Отметим здесь, что современное развитие карстовых процессов в Западном Тянь-Шане приурочено именно к известнякам нижнего карбона. В Заилийском А л а -Т а у , в бассейне Чилика, в составе пород карбона преобладает вулканогенный материал (эффу­ зивные порфиры, туфы) и широко распространены конгло* мерато-брекчиевые свиты. Нижиекаменноугольные отложения весьма широко распространены и на крайнем юго-востоке Казахстана. В разрезах хребта Кетмень преобладают извест­ няки. На северном склоне Терскея распространены сланцы, песчаники и известняки. Отложения среднего карбона, пред­ ставленные конгломератами, песчаниками, сланцами, вулка­ ногенными породами и д р ., распространены в Кетмене менее, чем нижнекаменноугольные отложения. Н а северо-востоке Казахстана каменноугольные отложе­ ния занимают значительные площади по западной окраине А лтая. Разрезы карбона, наиболее полно изученные меж&у Усть-Каменогорском и Риддером, представлены сланцами, песчаниками и вулканогенными породами. Вулканические ма­ териалы очень обильны в нижнем карбоне Калбинских гор. Довольно сходны с алтайским разрезы карбона Тарбагатая, С а у р а , Манрака и северного склона Джунгарского Ала-Тау. Мощность карбоновых отложений Алтая, Калбинских гор, Джунгарского А ла-Тау огромна и измеряется километрами. Таким образом, в Восточном Казахстане намечаются три области глубоких прогибов геосинклинального типа: в преде­ л ах Алтая и Зайсанской котловины, северного склона Дж ун­ гарского Ала-Тау, Балхаш-Алакульской впадины и на юге — на территории К ара-Т ау и Западного Тянь-Ш аня. С о времени окончательного затухания каледонских движе­ ний и вплоть до середины карбона движения земной коры происходили во многих районах Казахстана, но все они были незначительными. Первые движения, явившиеся началом гер- цинских дислокаций, наметились в турнейском веке. К началу среднекарбоноЕОго времени происходит общее обмеление моря. В середине карбона начинаются мощные 80

горообразовательные движения, охватившие весь Восточный Казахстан. С тектоническими движениями среднего карбона были связаны мощные интрузии магмы, сопровождавшиеся образованием множества рудных месторождений. Какова же была структура горных цепей, вновь протянувшихся на тер­ ритории Восточного Казахстана? Особенности древних тектонических структур Рудного А л ­ тая были следствием его географического положения. Распо­ ложенный к северо-востоку от Рудного Алтая, Горный Алтай представляет более древний участок суши, в основе сформи­ рованный каледонскими движениями. В эпоху герцинских движений к этому более древнему участку присоединилась территория Рудного Алтая. Это обстоятельство предопреде­ лило северо-западную ориентировку герцинских структур­ ных линий Рудного Алтая и вместе с тем вытянутость в ука­ занном направлении его интрузивных тел и рудных место­ рождений. Герцинскими движениями среднего карбона были смяты в складки северо-западного простирания девонские и нижне- каменноугольиые толщи Рудного Алтая. Движения следую­ щей фазы, относимой к концу палеозоя, захватили уж е и толщи верхнего палеозоя, смяв их в складки также северо- западного простирания. В это время возникли колоссальные разрывы, разбившие территорию Рудного Алтая на отдельные глыбы. Эта последняя фаза герцинских движений, с которой было связано внедрение гранитных интрузий, имеет исключи­ тельно важное значение. Именно с этой фазой связывается образование как полиметаллических месторождений Рудного Алтая, так и золотых месторождений его периферии. В Калбинском хребте проявления интенсивных герцинских движений выражены весьма отчетливо. Этими движениями, осуществившимися в несколько приемов, были образованы крутые складки северо-западного простирания. Складки и це­ лая система разрывов определили сложный характер древней тектонической структуры Калбинских гор. В конце нижнего карбона на территории Саура, Манрака и Зайсанской впадины проявляется одна из интенсивных фаз герцинских движений, с которой было связано внедрение ин­ трузий гранодиоритов. Эта фаза характеризовалась, невиди­ мому, преимущественно складчатыми движениями; разрыв­ ные дислокации не играли существенной роли. В перми наступает здесь следующая фаза герцинских движений, и, наконец, третья и последняя фаза герцинских дислокаций проявилась в самом конце палеозоя или, может быть, даже в низах мезозоя. 87

В пределах территории всего Тарбагатая установлены признаки тектонических движений, образовавших крутые складки, иногда опрокинутые, местами разорванные, затро­ нувшие все отложения, слагающие Тарбагатай, начиная с нижнего силура и кончая карбоном. Э та тектоническая фаза соответствует герцинскому времени. В Балхаш-Алакульской впадине эффузивно-осадочная тол­ ща среднего палеозоя смята в складки северо-западного на­ правления. Герцинские движения отразились и на силурий­ ских отложениях, дислоцированных ранее; в последних возникли явления скалывания, разломы и изгибы осей кале­ донских складок. В пределах северного склона Джунгарского Ала-Тау гер- нинские движения выразились в образовании асимметричных складок и тектонических трещин. Господствующим направле­ нием складок является здесь северо-западное. Основные па­ леозойские структуры западного склона Джунгарского Ала- Т ау сформировались, по Юдичеву (1948), в герцинскую фазу; к этому времени относится и широкое развитие здесь гранит­ ных интрузий. В районе Кетменя наиболее сильное проявление герцин- ских орогенических движений относится ко второй половине каменноугольного периода. С этими движениями были связа­ ны и большие интрузии в хребте Кетмень. Простирание склад­ чатости широтное. На северном склоне хребта Кетмень складчатость очень интенсивна; здесь наблюдаются изокли­ нальные и опрокинутые складки. Герцинская орогения заклю­ чалась не только в складчатости и связанных с ней интру­ зиях, но и в разломах. Разломы эти происходили не одно­ временно со складчатостью и интрузиями, а после них. Эти герцинские разломы Кетменя не играют активной роли в со­ временном рельефе. Аналогичные не выраженные в рельефе разломы наблюдаются и в пределах северного склона Тер- скей-Ала-Тау (в крайней юго-восточной части Казахстана); они синхронизируются с герцинскими разломами Кетменя. Наиболее крупными древними разломами на северном склоне Терскей-Ала-Тау являются два; на востоке они простираются в широтном направлении, а западнее р. Баян-Кол начинают отклоняться на западо-северо-запад. Этими разломами завер­ шился орогенический процесс. К концу палеозоя относят вторую, сравнительно слабую фазу складчатости в районе Кетменя, предшествовавшую отложению юрских осадков. Геологическое строение Заилийского А л а-Т ау свидетель­ ствует о том, что палеозойская горная система была здесь вытянута в широтном направлении, как и в настоящее время. 88

В районе Кандык-Таса герцинский орогенический цикл проявился в образовании складок и разломов, отмеченных как тектоническими трещинами, так и жилами различных гипабиссальных пород. В районе Чу-Илийских ю р в течение нижнего и среднего палеозоя происходило накопление мощных осадочных толщ, которое вы звало снова известную пластичность этого участка земной коры к началу гсрцинских орогеничсских движений. Первый этан этих движений проявился в образовании систем складок. Характерной структурой, созданной движениями этой фазы, были куполообразные складки. Для второго этапа герцинской орогении характерно возникновение многочислен­ ных крупных разломов. Огромная зона герцинского разлома, тянущаяся на многие сотни километров, определила юго-за­ падный склон гор Ай-Тау и Д ж и ль-Т ау. Основные трещины в пределах этой зоны вытянуты в северо-западном направле­ нии. Тектонические линии герцинского времени, вытянутые в северо-западном направлении, имеют основное значение в геологической структуре Чу-Илийских гор. Крупные разломы вызвали вулканическую деятельность, проявлявшуюся в тече­ ние всего карбона и, быть может, перми. К северо-западу от северной оконечности Чу-Илийских гор, в пределах территории Бетпак-Дала, структуры, создан­ ные каледонскими движениями, определили, в известной мере, характер проявления последующих тектонических движений — герцинских. Герцинская фаза складчатости сопровождалась сильным развитием разрывных дислокаций. С проявлением герцинских движений было связано образование гидротер­ мальных сил кальцита, барита и железного блеска. В Киргизском хребте герцинская складчатость проявилась настолько слабо, что была затушевана молодыми альпийски­ ми движениями. В Таласском А ла-Т ау решающая роль в формировании складчатых структур нижнего и среднего па­ леозоя принадлежит именно герцинской складчатости. В пределах казахстанского Западного Тянь-Шаня древней­ шие орогенические движения относятся к верхнепалеозойско­ му времени. Герцииские тектонические процессы проявились в образовании складчатой структуры. Гораздо менее характер­ ны для этой орогенической фазы дизъюнктивные дислокации, проявившиеся в виде сбросов. П осле окончания герцинских орогенических движений в районе казахстанского Западного Тянь-Шаня наступил период относительного покоя, продол­ жавшийся до начала альпийских движений. В К ар а-Т ау неизвестны верхиекаменноугольные, пермские и триасовые отложения. В течение этого огромного промежут­ ка времени на территории К ара-Тау происходили движения 89

герцинской фазы, чрезвычайно сильно изменившие его древ­ нюю структуру. Д л я всех свит среднего палеозоя Северного, Центрального и Ю ж н ого Кара-Тау характерна куполообраз­ ная складчатость. О бщ ее простирание каратауской зоны — северо-западное; простирание осей отдельных крупнейших складок колеблется в довольно широких пределах — до 60°. Надвиговые нарушения, сопровождавшие складкообразование в среднем палеозое в Центральном и Ю ж н ом Кара-Тау, вы­ ражены резко и характерны для каждой из свит. Сложность складчатых и разрывных палеозойских структур возрастает вкрест простирания Кара-Тау — с юго-запада на северо- восток, достигая максимума в области главного водораздела. Гердинский Кара-Тау прошел, вероятно, сложный путь раз­ вития от стадии холмистой страны до стадии высокого, глу­ боко расчлененного горного хребта. Дальнейшая его эволю­ ция, значительно более медленная, происходила под знаком господства процессов денудации. К моменту отложения мощных конгломератовых толщ нижней юры на отдельных участках территории Кара-Тау были нацело смыты нижнекаменноугольные и верхнедевонские отложения, нормальная мощность которых превышает 3000 м. Значительно сниженные герцинские горы в юрское время имели, вероятно, облик расчлененного среднегорного ланд­ ш афта. Области сноса и аккумуляции осадков чередовались на близких расстояниях. В течение нижнемеловой эпохи почти вся территория герцинского Кара-Тау, за исключением района Боролдайских гор, превратилась в идеальный пенеплен (Галицкий, 1943, 1945). Эти выровненные территории были покрыты верхнемеловьгм морем. В конце мелового периода тер­ ритория Кара-Тау испытала незначительные поднятия, и отло­ жения верхнего мела были смыты с абразионной поверхности. «Третичные морские отложения лежат на меловых трансгрес­ сивно... В течение большей части времени над Кара-Тау плескалось мелкое море... Очертания береговой линии были довольно изменчивы. Возможно, что отдельные небольшие участки спорадически появлялись над уровнем моря, образуя низменные островки» (Галицкий, 1945). Иные физико-географические условия были в мезозое на востоке. Отсутствие мезозойских отложений на Алтае оставляет открытым вопрос о тектонических движениях здесь в мезозой­ скую эру. Ясно лишь то, что в течение мезозоя Алтай пред­ ставлял область преобладающей денудации. В Сауре, Манраке и Зайсанской впадине однородная мощ­ ная толща нижней юры свидетельствует о тектоническом спо­ койствии этой геологической эпохи. В более поздние эпохи 60

юрского периода происходили тектонические движения, с кото­ рыми были связаны проявления вулканизма, отмеченные в это же время и в Джунгарии. Территория современной Балхаш-Алакульской впадины, начиная с верхнего палеозоя и до третичного времени, пере­ живала континентальную фазу развития, и альпийские ороге- нические движения застали се в стадии выровненной поверх­ ности. В течение огромного промежутка времени, охватывающего верхний палеозой и весь мезозой, территория северного скло­ на Джунгарского Ала-Тау переживает континентальный пе­ риод и является областью господствующей денудации. Аль­ пийские орогеиическис движения застают эту территорию в стадии выровненной поверхности. К моменту отложения юрских осадков герцинские горы •были разрушены денудацией. Илийской впадины в это время не существовало. Юрские осадки легли здесь несогласно на выровненную поверхность палеозойских пород. Характер юрских континентальных отложений свидетель­ ствует о том, что в юрское время в рельефе района Кетменя не сохранилось и следов герцинских гор. Этот район пред­ ставлял собой •равнину с озерами и болотами, где накопля­ лись растительные остатки, образовавшие впоследствии зале­ жи угля. Таков был облик территорий востока и юго-востока Казахстана на рубеже следующего, еще не завершенного тектонического цикла, о котором речь будет ниже. Современная геолого-орографическая структура гор как результат новейшей геологической истории развития. Рас­ сматривать историю развития современного рельефа гор во­ стока и юго-востока Казахстана — северных передовых цепей Тянь-Шаня, Джунгарского Ала-Тау, Тарбагатая и Саура, К а­ захстанского Алтая — мы можем лишь на широком фоне общей геологической истории развития периферии Централь­ ной Азии, к которой относятся названные горные системы. Выше мы изложили обзор древних структур, доведя его до одного из важнейших этапов геологического развития гор Восточного Казахстана. Согласно современным представле­ ниям, эпоха преобладания денудационных процессов над про­ цессами тектоническими, т. е. эпоха платформенного развития, является общим моментом геологической истории горных воз­ вышенностей Внутренней Азии. Эта эпоха преобладавшего нисходящего развития древних горных систем охватывала мезозой, для отдельных частей северных цепей Тянь-Шаня, быть может, уж е верх палеозоя, а для Тянь-Шаня в целом и первую половину третичного периода. Эпоха платформенного (И

развития отнюдь не была эпохой полного тектонического по­ коя. Тектонические движения проявлялись в это время в фор­ ме медленных поднятий одних участков и опускания других. В условиях медленных поднятий происходило формирова­ ние выровненного рельефа, первичных поверхностей выравни­ вания; в областях относительных опусканий денудационные поверхности погребались под толщами накоплявшихся осад­ ков, и здесь формировались аккумулятивные внутригорные равнины. Так, в северных цепях Тянь-Ш аня относительные опускания отдельных участков происходили в восточной части Заилийского А ла-Тау, как об этом свидетельствует широкое* развитие здесь виутригорных равнин, и восточнее— в районе Ксгеньской и Текесской впадин. Некоторые из этих областей относительного опускания являлись областями аккумуляции уж е с начала третичного периода. Мощные толщи третичных отложений известны в Кегсньской и Текесской впадинах. Тянь-Шань, Джунгарский Ала-Тау, Тарбагатай и Алтай к середине третичного периода представляли собой сильна денудированные области, где на обширных пространствах господствовали выровненные поверхности. Возможно, что в пределах отдельных участков в осевой зоне древних поднятий продолжали существовать невысокие, сильно денудированные- горные группы, явившиеся впоследствии ядрами формирова­ ния центральных, наиболее возвышенных частей альпийского рельефа. Такая горная группа, повидимому, продолжала су­ ществовать в районе массива Хан-Тенгри. Возможно также, что аналогичная горная группа находилась и в пределах со­ временного Чилико-Кеминского горного узла. В третичном периоде началась новая эпоха геологической истории горных систем Юго-восточного Казахстана, эпоха но­ вейшего складкообразования и одновременного поднятия гор, их эрозионного расчленения и аккумуляции осадков во впадинах — эпоха создания современного рельефа гор Восточ­ ного Казахстана. Каков был характер этих горообразова­ тельных движений и какого рода структуры были созданы ими? Системы горных цепей Центральной Азии (как внутрен­ них, так и периферических ее частей) долгое время рассма­ тривались как системы односторонне наклонных глыб или же длинных, узких горстов, поднятых над такими же узкими грабенами. Разрывным дислокациям приписывалась ведущая роль в формировании современного рельефа гор; последние рассматривались как сочетания отдельных глыб, поднятых на различную высоту. В свете этих идей горы Средней Азии и Казахстана (Памир, Тянь-Шань, Джунгарский Ала-Тау, Тар­ багатай, Алтай) рассматривались как глыбовые нагорья. Тако­ вы воззрения А. Ш ульца (Памир), Кейделя, Леукса, Тетяева. 92

!(Тянь-Шаиь), Обручева (Алтай) и многих других исследовате­ лей. Однако дальнейшие исследования не подтвердили нали­ чия многих предполагаемых разрывных дислокаций в назван­ ных горных системах. М ежду тем, в процессе изучения гор мобильных поясов были установлены факты необъяснимые, если исходить из схемы глыбовой тектоники. Один из замечательных результа­ тов оро-тектонического изучения горных стран заключается, несомненно, в то-м, что в кажущейся беспорядочности располо­ жения горных хребтов и впадин было обнаружено единство плана. И дея о единстве плана строения гор мобильных поясов Средней Азии была выдвинута русскими учеными в 1915 г. Единство плана оро-тектоничсского строения мобильных, или подвижных, поясов земной коры (т. е. поясов, характеризую­ щихся прежде всего большей амплитудой и большей ско­ ростью движения по сравнению с окружающими областями) проявляется в том, что горные системы расчленены здесь на цепи, разделенные продольными впадинами. Эта закономер­ ность является следствием выражения в рельефе основных тектонических структур мобильных поясов. Наряду с единым планом строения для горных систем мобильных поясов характерны определенные закономерности вертикального расчленения,— единый стиль их архитектуры. Горные системы обладают, как мы видели, яркими чертами ярусного строения, причем в пределах каждой системы ярус­ ное строение имеет свои особенности, отражающие особен­ ности развития данной системы. Одна из замечательных осо­ бенностей ярусного строения горных систем заключается в наличии в их внутренних частях выровненных поверхностей. С изучением этих поверхностей выравнивания и было тесней­ шим образом связано выяснение характера основных струк­ тур гор мобильных поясов. Исследования в Центральном и Западном Тянь-Ш ане, а также в северных цепях Тянь-Ш аня (Шульц, 1948) пока­ зали, что древние поверхности денудации (вместе с сохра­ нившимися на них остатками мезозойско-третичного покрова.) обнаруживают признаки изгибания, выраженного в форме пологих волн, широких пологих складок. Аналогичные новей­ шие структуры были установлены и в Кара-Тау (Галицкий, 1933, 1943, 1945; Машкара, 1939; Юдичев, 1948). Здесь мело­ вая поверхность выравнивания в четвертичное время была отпрепарирована из-под кайнозойских отложений, неравно­ мерно приподнята и смята в широкие пологие складки. Необходимо особо отметить исследования С . С . Ш ульца (1948), его интереснейшие обобщения, касающиеся закономер­ 93

ности общего плана строения Тянь-Шаня. В результате углуб­ ленного изучения новейшей тектоники Тянь-Шаня С. С Шульц приходит к выводу, что общий план строения этой горной си­ стемы представляет выраженную в рельефе крупную вирга­ цию складок, антиклинали которых представлены хребтами, а синклинали — межгорными впадинами. Эти огромные поло­ гие складки являются, согласно С . С . Шульцу, наиболее распространенными в Тянь-Шане тектоническими структу­ рами. В Кетмене новейшие движения проявились, согласно С . С . Шульцу, в форме сводового поднятия всего массива в виде огромной «глубинной складки». Признаки изгибания обширных участков выровненного рельефа в области высоко­ горья Заилийского Ала-Тау, установленные исследованиями Талгарской экспедиции Казахского филиала Академии Наук С С С Р и Института географии Академии Н аук С С С Р , наклон отдельных участков выровненной вершинной поверхности Кетменя и ее сводообразный изгиб, изгиб выровненной поверх­ ности в Киргизском хребте и в Кара-Тау — позволяют судить о характере структур, созданных новейшими тектоническими движениями в области северных передовых цепей Тянь-Шаня. Изучение древних поверхностей денудации, имеющих, как уж е отмечалось выше, чрезвычайно широкое развитие в Джунгарском А л а-Т ау, показывает, что все участки этих по­ верхностей, лежащие на разных гипсометрических уровнях, оказываются изогнутыми или наклонными. Анализ новейшей структуры древнего палеозойского фундамента и структуры коррелятивной третичной толщи указывает на то, что возник­ новение современного рельефа Джунгарского Ала-Тау связа­ но с новейшим процессом образования больших складок. В Джунгарском А л а-Т ау основная система больших складок представлена двумя антиклинальными поднятиями, разделен­ ными синклинальным прогибом в пределах бассейнов рек К ок-Су и Боротала (Юдичев, 1940). Э та система больших складок Джунгарского Ала-Тау осложнена второстепенными складками и разрывами. Процесс образования больших скла­ док сопровождался дизъюнктивными дислокациями. Постепенное повышение древних поверхностей выравнива­ ния от периферии к центральным частям Саура и Мустау, наличие пояса наклоненных в сторону Зайсанской впадины третичных отложений, вовлеченных в процесс поднятия и образующих предгорную ступень Саура, МаИрака и северных склонов Тарбагатая, свидетельствуют о том, что движения здесь носили характер сводообразного поднятия. Детальные исследования А. В. Аксарина (1937) и Е. Н. Щ у ­ киной мощной толщи третичных отложений Ч у некой степи и 94

Зайсанской впадины позволяют судить о структурах, создан­ ных тектоническими движениями третичного периода. Эти исследования установили, что третичные отложения Чуйской степи залегают в форме пологих широких складок. К анало­ гичным выводам приходят и некоторые другие современные исследователи. Согласно Б. Ф . Сперанскому (1937), глыбовые складки являются основной тектонической структурой Алтая. Поднятие хребтов и опускание районов Чуйской и Курайской степей представляют в своей основе складчатый процесс. Зна­ чительная часть современных исследователей отводит дизъюн­ ктивным дислокациям второстепенную роль в развитии релье­ фа Алтая (Щукина, Елисеев, 1936). Однако в последнее время вновь появились работы, приписывающие глыбовым движениям основную рань в формировании рельефа Алтая (Кузнецов, 1948; Москвитин, 1946). Выяснение характера движений, создавших геолого-оро­ графические структуры горных областей Восточного Казах­ стана, представляет собой одну из сложнейших морфотекто­ нических проблем. По мнению одних исследователей, разви­ тие этих структур является непосредственным выражением в рельефе особого вида складкообразования (Шульц, 1948; В. Л. Николаев, 1928; Юдичев, 1940; Галицкий, 1948; Петрушев- ский, 1948). Другие исследователи (Кассии, 1947; Н . И . Ни­ колаев, 1948, 1949; Белоусов, 1948) связывают возникновение подобных структур с вертикальными колебательными движе­ ниями. И , наконец, некоторые исследователи (Федорович, 1931, 1934, 1935) рассматривали Тянь-Шань как область сжа­ тия, с закономерным плановым расположением сводового поднятия, расчлененного на участки, поднимающиеся с раз­ личной интенсивностью. Эти неравномерные поднятия в жест­ ких породах приводят к разломам и надвигам, а в областях податливых пород — к типичным складчатым явлениям. Но будем ли мы рассматривать молодые структуры гор Юго-во­ сточного Казахстана как непосредственное выражение в рель­ ефе складчатого процесса или ж е будем связывать их возник­ новение с вертикальными колебательными движениями,— в том и другом случае современные горные хребты представ­ ляют собой непрерывно растущие системы форм, ритм разви­ тия которых запечатлевается в основных чертах рельефа этих горных стран. С интенсивным поднятием горных хребтов было связано и развитие оледенения. В центральных частях хребтов лед­ никовая эрозия и отчасти аккумуляция создали те формы альпийского рельефа, которые мы наблюдаем в настоящее время в осевых частях Заилийского Ала-Тау, Кунгей-Ала-Тау, Терскей-Ала-Тау и Киргизского хребта. Несомненно, следы 95

ледниковой аккумуляции мы встречаем и за пределами яруса альпийского рельефа, в области поверхностей выравнивания. Холмисто-моренные накопления в пределах поверхностей выравнивания, участки корытообразных долин, висячие боко­ вые долины, мощные моренные накопления, подпруживающие озера в пределах верховьев долин,— все это свидетельствует о древнем оледенении, значительно превышавшем но своим размерам современное. Однако даже в период максимального оледенения льды «игде не выходили, павидимому, за пределы гор. Правда, некоторые авторы указывают на наличие ледни­ ковых отложений в пределах предгорий и межгорных впадин; но, повидимому, в большинстве случаев за ледниковые отло­ жения были приняты отложения пролювиальные, широко развитые в области предгорий. Опускание древней снеговой линии определяется для север­ ных цепей Тянь-Шаня в 700—850 м; для Северного, Запад­ ного и Юго-западного Алтая — в 1200 м. Точно датированных межледниковых отложений, которые могли бы с бесспорностью свидетельствовать о числе проис­ ходивших оледенений, до сих пор неизвестно. Изучение лед­ никовых отложений и морфологические исследования позво­ ляют пока говорить о двух оледенениях. Отложения этих двух ледниковых эпох разделены эпохой интенсивного эро­ зионного размыва, происходившего одновременно с продол­ жавшимся поднятием горных хребтов. Мы уже упоминали о том, что движения земной коры, со­ здавшие современные горные хребты и впадины Восточного Казахстана, продолжаются и в настоящее время. Остановимся сперва на морфологических признаках этих движений. О но­ вейшем расширяющемся поднятии северных цепей Тянь- Ш аня, охватившем его периферические части, и о выдвигании периферических частей горной системы на север, в сторону Илийской впадины, свидетельствуют: 1) резко выраженные признаки молодой эрозии в полосе «прилавков», распространенной вдоль северного склона Заи- лийского Ала-Тау; 2) распространение вдоль подножия северного склона хребта Кетмень наклонной подгорной равнины с сильным эро­ зионным расчленением; в пределах этой равнины развиты террасы, постепенно повышающиеся вниз по течению водото­ ков и свидетельствующие о последовательном размывании реками своих сухих дельт и о выдвигании последних все даль­ ше и дальше на север, в сторону Илийской впадины; 3) резко выраженные признаки молодого врезания в пери­ ферических частях Киргизского хребта — в полосе «прилав­ ков», в пределах подгорного шлейфа. 96

Аналогичные морфологические признаки современных дви­ жений наблюдаются и в пределах других горных систем во­ стока К азахстан а: Джунгарском Ала-Тау, Саур — Тарбагатае и Алтае. В Д ж унгарском А л а-Т ау. распространение разновозраст­ ных разрывных дислокаций, именно наличие все более моло­ дых разрывов при движении к периферии, говорит о том, что в процесс новейших движений вовлекаются все новые пери­ ферические части горной системы (Шульц, 1933). О про­ должающемся расширении области поднятия свидетельствуют многие признаки, вытекающие из анализа рельефа Д ж унгар­ ского А л а -Т а у . Интенсивное развитие процессов современного эрозионного врезания в пределах предгорий, расчленение под­ горных шлейфов, выдвигание конусов выноса горных рек в область подгорных равнин («миграция сухих дельт») являются несомненными признаками продолжающегося восходящего развития, захватывающего все более широкие области в пре­ делах Джунгарского Ала-Тау. Наряду с продолжающимся расширением поднятия горных систем наблюдаются ясные морфологические признаки про­ должающихся относительных опусканий в пределах межгор­ ных впадин (Кегеньская впадина и др.). О продолжающихся движениях земной коры, помимо дан­ ных морфологического анализа, свидетельствуют землетрясе­ ния. В связи с этим мы коснемся в заключение землетрясений как показателей современных движений земной коры и осо­ бенно отметим выводы новейших сейсмотектонических иссле­ дований, относящихся к характеру этих движений. В пределах Восточного и Юго-восточного Казахстана вы­ деляется несколько сейсмических районов, объединяющихся в две крупные группы: Северо-Тяньшанскую и Западно-Тянь- ш анекую. Северо-Тяньшанская группа включает следующие сейсми­ ческие районы: 1) Джамбульский, или Таласский, 2) Меркин- ский, 3) Беловодско-Фрунзенский и 4') Иссыккульско-Алма- атинский. К этой же группе относится и район Копальский, расположенный в Джунгарском А л а-Т ау , т. е. в пределах уже другой горной системы, но по своей новейшей структуре близкой к северным цепям Тянь-Ш аня. Джамбульский, Меркинский и Фрунзенский сейсмические районы почти целиком расположены в области предгорий. Алмаатинский район охватывает обширную область предго­ рий и центральные, наиболее высокие части Заилийского Ала-Тау и Кунгей-Ала-Тау, включая Чилико-Кеминский (Талгарский) горный узел. Копальский сейсмический район 7 Казахстан 97

охватывает главным образом области низкогорья, предгорий и межгорных впадин. В пределах Северо-Тяныпанской сейсмической области происходили землетрясения, вошедшие в список сильнейших землетрясений Средней Азии. В 1887 г. 28 мая землетрясе­ нием был разрушен г. Верный с окрестными селениями. Это землетрясение, достигшее в Верном силы в 10 баллов, имело обширную область распространения, простиравшуюся до Таш ­ кента на западе и до Урумчи на востоке. В 1889 г. произошло так называемое Чиликское землетрясение, силой в 10— 11 баллов, имевшее большую область распространения и вызвав­ шее сильные нарушения земной поверхности в восточных частях За.млийского Ала-Тау и Кунгей-Ала-Тау и особенно в межгорной впадине Жаланаш. Еще большую область охвати­ ло землетрясение 22 декабря 1910 г. (12 баллов), имевшее эпицентр и Чнлико-Кемннском горном узле и вызвавшее огромные трещины и колоссальные оползни в горах. Уже исследования землетрясения 28 мая 1887 г., эпицен- тральная область которого была расположена на северном склоне Заилийского Ала-Тау и вытянута по простиранию хребта, привели к выводу, что основными принтами земле­ трясения являлись тектонические движения в области Заилий­ ского Ала-Тау. Этот вывод и последующие положения, выска­ занные И. Мушкетовым (1888), вскрыли сущность общею характера тяньшанских землетрясений. Указанные выводы были значительно дополнены исследо­ ваниями результатов землетрясения 1910 г. в северных цепях Тянь-Шаня. Отметим здесь, что между северо-тяньш анекими землетря­ сениями 1887 и 1910 гг. произошло катастрофическое Анди­ жанское землетрясение 1902 г., особенно примечательное в том отношении, что оно указало на приуроченность сейсмиче­ ских движений к .молодым поднятиям, происходящим на грани­ це Ферганской впадины. С точки зрения морфологического анализа особенно интересно то обстоятельство, что Андижан­ ское землетрясение 1902 г. было связано с тектонической активностью адыров, т. е. с областью предгорий. Работы Б. А . Федоровича (1931, 1934, 1935) показали чет­ кую приуроченность зарегистрированных сейсмическими стан­ циями эпицентров к линиям разломов, отражающимся не только в рельефе, но и на дислоцировании четвертичных отло­ жений, расположенных как на периферии северных хребтов Тянь-Шаня, так и по бортам внутригорных котловин. При этом выяснилось, что наиболее подвижными оказываются в настоящее время не широтные разломы, параллельные хреб- 98

там, а меридиональные разломы, связанные со сдвиговыми смещениями. Особенный интерес представляют для нас новейшие сейс­ мотектонические исследования в пределах западно-тяньшан- ской сейсмической группы, опубликованные в 1940 г. Н . П . В а­ сильковским и М . П. Репниковым. В результате названных исследований Н . П. Васильковский приходит к следующим выводам: 1) очаги сильных землетрясений располагаются главным образом в молодых тектонических зонах; 2) сильные землетрясения чаще всего проявляются в связи с продолжаю­ щимися тектоническими движениями. Недавними исследованиями установлено несколько сейсми­ ческих очагов в пределах казахстанского Западного Тянь- Шаня. Отметим наиболее интересные особенности этих оча­ гов. В хребте Кержан-Тау зарегистрированы в период с 1913 по 1938 г. 25 землетрясений силою от 3 до 5 баллов. Эпицен­ тры этого очага располагаются преимущественно в области предгорий. В пределах Пскемского сейсмического очага три эпицентра зарегистрированных землетрясений лежат почти на линии водораздела Угамского хребта. Следующие эпицентры этого очага расположены на склонах Пскемского хребта к долине р. П скем . Здесь располагаются эпицентры землетрясе­ ний силой от 4 до 5 баллов. Особенно интенсивной сейсмиче­ ской деятельностью выделяется Бричмуллинский очаг, про­ явивший себя с 1920 г. Этот очаг, в пределах которого заре­ гистрированы землетрясения силою от 4 до б баллов, распо­ ложен вдоль мощного разлома, ограничивающего с востока Чирчикскую впадину. С 1920 г. стал проявлять себя Чимган- ский очаг землетрясений. Вблизи сел. Ходжикент установлен Ходжикентский сейсмический очаг, расположенный в1 преде­ лах Чирчикской депрессии. В пределах небольшой гряды Карача-Тау, являющейся частью горного обрамления Чирчикской депрессии, устаиовлсн- Карачатауский сейсмический очаг. Этот очаг, где зарегистри­ рованы землетрясения силой от 3 до 5 баллов, находится в области низкогорья и в предгорьях. Активность очага связа­ на, как полагают, с Карачатауским разломом. Н о южнее Карача-Тау предполагаются движения складчатого характера. С сейсмотектонической точки зрения одним из наиболее интересных очагов землетрясений западно-тяньшанской груп­ пы является Ташкентский сейсмический очаг, в пределах которого зарегистрированы землетрясения силою до 7 баллов. В этом сейсмическом очаге видимых поверхностных разломов нет; в соответствии с тектонической структурой этого района их трудно ож идать и на глубине. О днако в пределах этого оч а­ га расположены эпицентры довольно сильных землетрясений. 7* 90