К.г.н. К.М. Акпамбетова

Карагандинский Государственный Университет им. Е.А. Букетова

Рельеф аридной зоны Казахстана

Аридная зона Казахстана охватывает северную половину Прикаспийской низменности, Мугоджары, южную часть Тургайской столовой страны и Казахского мелкосопочника, Зайсанскую впадину. На юге она ограничивается предгорьями Тянь-Шаня, Жонгарского Алатау, Саур-Тарбагатайской горной системой и государственной границей со странами бывшего Советского Союза

На крайнем западе Казахстана простирается Прикаспийская низменность. Она является самой глубоко прогнутой синеклизой Русской платформы и имеет отметку –29,6 м ниже уровня Мирового океана. Низменность характеризуется плоским, слабо расчлененным рельефом. Равнинность рельефа объясняется тем, что впадина на большую глубину выполнена морскими отложениями. Рельеф северного побережья низменности плоский, отражающий первичный рельеф морской аккумуляции. Высоты достигают порядка 1-1,5 м, поверхность осложнена многочисленными плоскодонными западинами, соровыми и суффозионными понижениями. В пределах распространения песчаных отложений, подвергшихся эоловой переработке, сформировался эоловый тип рельефа. Монотонность рельефа Прикаспийской низменности нарушается песчаными массивами Рын-песков. Закрепленные бугристые пески чередуются с участками развеваемых песков. В северной части массива пески закреплены, а в южной – слабозакрепленные и развеваемые.

Вдоль северного побережья отмечается рельеф бэровских бугров, полоса подтопленных эоловых гряд. Большинство бугров представляют собой гряды, вытянутые почти в широтном направлении на расстоянии до 8 км, при средней ширине 200-300 м, по другим данным – 150-300 м, и высоте 6-10 м, иногда 15-20 м. Расстояние между отдельными грядами от 100 м до 1,5 км. Бугры встречаются и вдали от моря, и по его берегам; они есть и на дне Каспийского моря. Гряды сложены песками и разделены межгрядовыми понижениями, выполненными глинистыми отложениями солончаков. Межгрядовые понижения ровные, плоские, ширина их в несколько раз больше ширины гряд. Кроме бугристо-грядовых и котловинных форм эолового рельефа, здесь встречаются дефляционные возвышенности – гряды и бугры. Они возникли на месте выходов минерализованных источников и сухих русел, аллювий которых сцементирован, и поэтому отпрепарировался в виде гряд, возвышающихся среди развеянных рыхлых отложений [1].

Сухость климата, наличие песчаных отложений создают условия, в которых даже очень слабое нарушение растительного покрова приводит к резкому разрушению устойчивости песков и возникновению форм эолового рельефа – барханов, дюн, котловин выдувания.

По восточному берегу Каспия выдается в море полуостров Мангышлак. Центральная часть Мангышлака представляет невысокую горную страну. Тектоническую и орографическую ось этих гор образует кряж Каратау, сложенный из интенсивно дислоцированных осадочных пород триаса и верхней перми (рис.1). По длине Каратау делится на три горные группы: Восточный Каратау длиной около 40 км, Западный Каратау длиной также 40 км, Каратаучик длиной 8-10 км. Склоны Каратау крутые, вершинные части представляют собой волнистое плато. Высота плато 340-470 м над уровнем Каспийского моря. Над общей поверхностью плато на 100-200 м поднимаются отдельные останцовые возвышенности. Волнистое вершинное плато Каратау и его крутые склоны изрезаны множеством глубоких, крутостенных оврагов, длиной в несколько километров. С севера и юга параллельно хребту Каратау вытянуты хребты Северный и Южный Актау. Хребты сложены белыми известняками верхнемелового возраста. Широкое прикаратауское понижение соответствует области развития легко размываемых отложений юры, нижнего и среднего мела.

Рис. 1 Низкогорные поднятия Каратау [6].

Северный и Южный Актау имеют моноклинальное строение. Морфологически Северный Актау выражен лучше и поднимается выше. На скалах процессами выветривания образованы такие формы как ниши, пещеры, столбы. Хребет прорезан сквозными долинами, через которые происходит сток воды из прикаратауского понижения. Современные сухие русла, в период наполнения водами осадков или таяния снега, врезались глубокими каньонами в делювиально-пролювиальные отложения сквозных долин, образуя в них террасы [5].

Между Каспийским и Аральским морями расположено плато Устюрт. Восточный чинк, обрывающийся к Аральскому морю, имеет относительную высоту до 200 м. Абсолютные высоты плато в наиболее приподнятых его частях – более 300 м. Иногда края плато образуют выступы в виде мысов и бухт. Рельеф Устюрта различается геоморфологическими особенностями и возрастом. Наиболее древний рельеф миоценового возраста сохранился в приподнятых частях Устюрта. Поверхность плато прорезана пологосклонными, неглубоко врезанными ложбинами. Ложбины связаны с бессточными впадинами, с приближением к которым они приобретают вид настоящих долин с хорошо выраженным, иногда затакыренным днищем и руслом. Характерным элементом рельефа плато Устюрт являются бессточные впадины и чинки. На севере Устюрта впадины приурочены к синклинальным прогибам. С Североустюртским прогибом связаны впадины Косбулак, Сам, Барсакельмес; с Ассак-Ауданским прогибом – впадина Ассак-Аудан. Меридионально вытянутая впадина Карынжарык является обращенной. На дна впадины расположена цепь солончаков. Основной процесс расширения впадин наблюдался в ксеротермическую эпоху, когда началась соровая дефляция [3].

Чинки представляют собой почти вертикальные уступы высотой от нескольких десятков до 200-300 м (рис.2). Среди исследователей существуют различные мнения о первичном генезисе чинков. По данным И.С. Щукина [5], чинки Устюрта – вторичные образования, возникшие в результате отступания первичных склонов под воздействием процессов денудации. Отступание происходит и в настоящее время. Об этом свидетельствует наличие на некотором расстоянии от чинков останцовых возвышенностей, имеющих такое же геологическое строение, как и чинки. Интенсивное отступание чинков под воздействием процессов пустынного выветривания, оползневых и обвальных процессов показывает, что современные чинки отстоят далеко от мест их первоначального заложения.

С широким развитием крупных (до 2-3 км) оползней связана волнистость края плато. У подножья чинка ширина оползневой зоны достигает 1-2,5 км, высота оползневых блоков колеблется от 2-5 до 30-40 м. Наиболее эффективно гравитационные процессы протекают лишь при фронтальном действии абразии у подножья. При отсутствии фактора, уничтожающего накопление шлейфа, гравитационные процессы начинают угасать, а роль склоновой эрозии возрастать. В настоящее время процессам абразии подвержены чинки п-ова Тюб-Караган и восточной части Устюрта.

Рис. 2 Чинки Устюрта [6].

На плато Устюрт широкое распространение получили карстовые формы рельефа. Большинство карстовых форм приурочено к склоновым частям тектонических элементов плато. Карстовые формы отличаются большим разнообразием. Здесь встречаются поноры, карстовые блюдца и воронки, карстовые колодцы, карстовые впадины, подземные полости и пещеры. Из поверхностных карстовых форм наиболее заметны неглубокие блюдцевидные понижения. Диаметр понижений 20-25 м, глубина не более 1 м. Часто встречаются глубокие (до 6-7 м) воронки с понорами на дне. Карстовые провалы отмечаются на востоке Устюрта. Гораздо реже встречаются на плато карстовые пещеры. Кроме карстовых форм рельефа, на поверхности плато Устюрт наблюдаются следы поверхностной водной эрозии. Широко распространены плоские ложбинки, углубленные в поверхность плато на несколько метров и представляющие собой заиленные русла весенних талых снеговых вод. Ложбинки впадают в плоские замкнутые котловины с твердой такыровой поверхностью. От скопления талых и дождевых вод на дне неглубоких глинистых котловин образуются озерки. Летом озерки высыхают, и на их месте образуются такыры. На плато усиливаются денудационные процессы, активизируются делювиально-пролювиальные, обвально-осыпные и оползневые явления. Широкое развитие получают процессы дефляции. Выдуванию подвергаются алеврито-суглинистые осадки, отлагавшиеся в межваловых и лагунных понижениях. В результате выдувания эти понижения переуглубляются. В настоящее время днища понижений развиваются как такыры. Обширные массивы песков с бугристым рельефом находятся в южной приаральской части Тургайской столовой страны или Тургайского прогиба. На крайнем западе находятся пески Большие Барсуки, площадью около 1 млн. га. Они начинаются близ северо-западного берега Аральского моря и тянутся узкой полосой к северо-востоку на расстоянии более 220 км, шириной 10-30 км. К побережью Аральского моря расширяются до 60 км. Восточнее, параллельно Большим Барсукам, протягиваются Малые Барсуки, длиной 85-100 км при ширине 10-40 км. Большие и Малые Барсуки представлены бугристо-ячеистыми и бугристыми песками, закрепленные растительностью. Вершины отдельных бугров имеют абсолютные отметки 150-170 м. Здесь формируются типичные барханные оголенные массивы.

Пески Приаральские Каракумы представляют собой пониженные участки равнины, образовавшиеся за счет развевания неоген-четвертичных отложений. Эоловый рельеф формируется бугристо-грядовыми, бугристыми и грядово-бугристыми песками. Отмечается увеличение площади песчаных массивов за счет переработки морских осадков эоловыми процессами.

Рельеф Северного Приаралья столово-останцовый, образован вытянутыми плосковершинными грядами и останцами, разделенными понижениями. Над песчано-солончаковой равниной поднимаются плато и отдельные плосковершинные горы. Меридионально вытянутые участки плато разделены широкими понижениями. Характерно почти полное отсутствие рыхлых отложений во впадинах. Они наблюдаются в виде полос песчаного эолового рельефа и маломощных делювиальных, такырных и солончаковых образований [2]. Такой характер рельефа – результат дифференцированных тектонических движений в новейшую эпоху. Антиклинальные складки соответствуют платообразным возвышенностям, синклинальные – понижениям. В синклинальных структурах накапливаются лишь озерные солончаковые отложения и шлейфы вдоль гряд, образованные гравитационными процессами и ложковыми выносами. С поднятием фундамента связано Нижнесырдарьинское размытое плато, сложенное меловыми осадками. Между этим поднятием и складками Северного Приаралья проходит неглубокий прогиб. По прогибу, видимо, происходил сток рек Тургая и Иргиза в Аральское море. Здесь был образован эрозионный рельеф. В ксеротермическую эпоху сток прекратился, аллювий был развеян, а в верхнечетвертичное время реки впадали в озеро Шалкартениз, превратившегося ныне в солончак.

Северные Кызылкумы представляют собой низменную глинистую равнину, протянувшуюся по обеим берегам Сырдарьи. На левобережье Сырдарьи в полосе шириной около 100-15 км преобладает грядовый песчаный рельеф. Высоты гряд достигают местами 60-75 м, но в основном 10-20 м. Между грядами лежат широкие затакыренные поверхности В присырдарьинской части Кызылкумов сохранились остатки древних русел реки. Древний аллювий Сырдарьи, слагающий равнину, состоит из пылеватых и песчанистых суглинков. Западнее выходят на поверхность коренные породы мелового и палеогенового возраста. Типичными формами рельефа в местах обнажения меловых пород – ровные пространства с отдельными вершинами и столовыми останцами. Здесь получили развитие массивы эоловых песков. Пластовая равнина на меловых отложениях с эоловыми формами на значительных пространствах пустыни развеяна. Хорошо выделяются грядовые пески запад-северо-западного и восток-юго-восточного простирания. Рельеф усложнен бугристыми песками. Эоловые формы песков отличаются разнообразием – это барханные, грядовые, ячеистые и бугристые. Все формы песчаного рельефа закреплены растительностью.

Наибольшим распространением среди песчаного рельефа пустынь Казахстана пользуются грядовые пески. Гряды располагаются не беспорядочно, а в направлении господствующих ветров. Направление переноса песков сохранялось с верхнего мела. Вершины гряд иногда перевеваются. Это происходит при сильных ветрах. Для большей части Кызылкумов в основании гряд отмечается цоколь перемещенных аллювиальных отложений неогенового возраста. В прошлом межгрядовые понижения являлись котловинами выдувания, а между ними навевался песок, образовавший гряды. Затакыренность межгрядовых понижений – это более позднее явление. После ослабления процесса насыпания гряд и углубления межгрядовых понижений начался смыв тонкого материала в межгрядовые понижения.

Предполагалось, что пески всех пустынь Казахстана – это перевеянный элювий меловых и палеогеновых отложений, частично четвертичный аллювий. Собранный материал свидетельствует о четвертичном возрасте песков. В Кызылкумах эоловые пески по минералогическому составу идентичны четвертичным и плиоценовым аллювиальным отложениям региона. Генезис песков Кызылкум связан с выносом материала с Тянь-Шаня и Алая. На это указывает их минералогический состав, определяющий красно-желтый цвет. В Малых и Больших Барсуках в целом перевеваются четвертичные аллювиальные пески и только в Приаральских Каракумах – меловые и палеогеновые пески. Четвертичным возрастом и аллювиально-озерным генезисом отличаются пески Мойынкум и Южного Прибалхашья.

Таким образом, подавляющая масса песчаного материала пустынь принадлежит молодым, четвертичным речным, дельтовым и озерным отложениям, накапливавшимся в широких предгорных депрессиях. Современные равнины, рельеф которых создан деятельностью ветра, в прошлом были аллювиальными равнинами. Иссушение и похолодание климата в четвертичном периоде определило резкое изменение общего развития рельефа песчаных равнин.

Литература

1. Воскресенский С.С. Геоморфология СССР. М., Высшая школа, 1968 г., с. 146-163, 164-181

2. Воскресенский С.С., Леонтьев О.К., Спиридонов А.И. и др. Геоморфологическое районирование СССР и прилегающих морей. М., Высшая школа, 1980 г., с. 87-102

3. Сваричевская З.А. Геоморфология Казахстана и Средней Азии. Л., ЛГУ,1965 г., с. 142-157, 234-247, 253-271, 281-289

4. Чибилев А.А. Дорога к Каспию. Алма-Ата, Кайнар, 1988 г., с. 133-148

5. Щукин И.С. Геоморфология Средней Азии. М., МГУ, 1983 г., с. 65-106, 134-147, 182-212

6. Фотоматериалы Туристско-географической экспедиции «Караганда-Арал-Каспий»-1999. Карагандинский областной туристский клуб. – Караганда, 1999